Записки Российского минералогического общества, 2020, T. 149, № 1, стр. 47-63

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В основу статьи положены данные по петрографии и минералогии БГ, фондовые материалы геологического картирования и поисков масштаба 1 : 50 000–1 : 1 000 000 в пределах листа Q-53, а также разведки Кестерского месторождения. В качестве научно-методической основы расчленения и корреляции гранитоидов использована систематика редкометалльных гранитовых формаций (Бескин и др., 1979; 1999; Принципы…, 2007). Понятия “редкометалльный литий-фтористый гранит”, “онгонит” используются для обозначения гранитов особого состава и происхождения, с которыми связаны магматические и постмагматические месторождения редких металлов (Коваленко, 1977; Ярмолюк и др., 1987).

Исследования БГ Кестерского гарполита проведены с использованием эталонной коллекции гранитоидов Арга-Ыннах-Хайского массива М.А. Романовой (Лаборатория математической геологии Математического института им. В.А. Стеклова) и коллекции гранитов и руд Горного музея (Санкт-Петербургский горный университет, СПГУ); всего изучено 155 штуфов. Структурно-петрографические исследования выполнены с помощью микроскопа Leica DM2500 М и аппаратно-программного комплекса для анализа изображений ВидеоТесТ на базе микроскопа Opton Axioplan Zeiss (СПГУ, более 100 000 микроструктурных замеров). Результаты проанализированы с помощью методов стохастического моделирования структуры (Романова, 1976; Алексеев, 2005). Химический состав эталонных образцов гранитоидов Арга-Ыннах-Хайского массива определен в СПГУ с помощью титриметрического анализа, дополненного кулонометрией (F); полученные данные интерпретированы с использованием диаграмм (Maniar, Piccoli, 1989; Maeda, 1990). Составы минералов БГ изучены на сканирующем электронном микроскопе JSM-6510LA c энергодисперсионным спектрометром JED-2200 и электронно-зондовом микроанализаторе JEOL JXA-8230 (ИГГД РАН, Санкт-Петербург). Условия съемки: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток 1.5 нА; ZAF-метод коррекции матричных эффектов. При исследовании внутреннего строения и взаимоотношений минералов БГ использована концепция онтогении минералов (Бродская, Марин, 2016; Алексеев и др., 2019).

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

На Янском плоскогорье Якутии в триасовых терригенных толщах залегают массивы гранитоидов Эге-Хайского пространственного интрузивного ряда, поперечного по отношению к верхоянским складчатым структурам. В Арга-Ыннах-Хайском массиве, расположенном в междуречье Яны и Борулаха, П.П. Епифановым в 1937 г. открыто Кестерское оловянное месторождение, представляющее собой топаз-грейзеновую залежь в эндоконтакте одноименного гарполита “аляскитов”. В 1940–1970-х гг. район был охвачен поисковыми работами и детально изучен А.В. Дорофеевым и А.А. Мартыненко при разведке и эксплуатации Кестерского месторождения. В 1980–1982 гг. здесь проводилась под руководством В.В. Бояршинова средне- и крупномасштабная геологическая съемка с общими поисками, и были выявлены редкометалльные проявления. С 1990-х гг. Кестерское месторождение рассматривается как источник редких металлов – Ta, Nb, Li, Rb, Cs.

Арга-Ыннах-Хайский массив представляет собой слабо эродированное тело гранитоидов, разделенное на два купола – Западный и Восточный. Их геологическая и минералого-петрографическая характеристика приведена в ряде работ (Чайковский, 1960; Флеров и др., 1971; Коваль, 1975; Ефременко, 1976; Романова, 1976; Некрасов, 1984; Орлов и др., 1984; Недосекин, 1988; Трунилина и др., 2019; Алексеев и др., 2019). В центре Западного купола, в андезиновых гранитах северного склона г. Арга-Турагас располагается серпообразный выход БГ длиной 2300 м и шириной до 600 м, вскрытый эксплуатационным карьером, канавами и шурфами. Разведочное бурение десятков скважин глубиной 110–170 м по профилям вкрест простирания выхода показало, что БГ слагают изогнутое по простиранию линзообразное тело, погружающееся на запад – Кестерский гарполит. Висячий контакт в южной части гарполита падает на юго-запад под углами 30°–40°, в северной части – на северо-запад под углами 15°–20°. Лежачий контакт погружается согласно с висячим в западных румбах под углами 25°–80° (рис. 1).

Рис. 1.

Геологическая схема Западного купола Арга-Ыннах-Хайского массива (по А.В. Дорофееву, А.А. Мартыненко, 1963 г.; с учетом данных В.В. Бояршинова и др., 1980, 1998 гг.). 1 – аллювиальные и делювиально-солифлюкционные валунно-галечные отложения, дресва, пески, супеси (aQ_III-IV); 2 – песчаники, алевролиты карнийского яруса (T₃k); 3 – алевролиты, песчаники ладинского яруса (T₂l); 4–7 – бакы-дербекинский комплекс: 4 – гранодиориты главной фазы (γδK₁bd), 5 – андезиновые граниты главной фазы (pγK₁bd), 6 – биотитовые и двуслюдяные граниты и лейкограниты дополнительной фазы (γK₁bd), 7 – дайки диорит-порфиритов (δπK₁bd) (a), гранит-порфиров, лейкогранит-порфиров, аплитов жильной фазы (γπK₁bd) (б); 8–9 – кестерский комплекс: 8 – мелко-крупнозернистые овоидофировые БГ главной фазы (εlγK₂k), 9 – дайки мелкозернистых БГ (εlγπK₂k) (a), онгонитов жильной фазы (τλζK₂k) (б); 10 – минерализованные зоны нерасчлененные (а), флюидно-эксплозивные брекчии (б); 11 – геологические границы между разновозрастными образованиями (а) и фациальными разновидностями (б); 12 – разрывные нарушения. Кружками показаны редкометалльные и оловорудные проявления (1 – Кестер, 2 – Туманное, 3 – Улахан-Эгелях, 4 – россыпь Турагас). На врезке показано географическое положение Арга-Ыннах-Хайского массива (АЫХ). Fig. 1. The geological map of the Western cupola of the Arga-Ynnakh-Khaysky massif (after A.V. Dorofeev, A.A. Martynenko, 1963; taking into account data of V.V. Bojarshinov et al., 1980; 1998).

БГ Кестерского гарполита известны под названиями “аляскиты”, “апограниты”, “литий-фтористые граниты”, “литий-фтористые альбитофиры”, “метасоматические топаз-альбит-кварцевые породы”. Контакты БГ с вмещающими андезиновыми гранитами резкие прямолинейные (рис. 2, б) с приконтактовыми изменениями: граниты перекристаллизованы и грейзенизированы, а в БГ наблюдаются плитообразные ксенолиты гранитов. В эндоконтактах БГ более мелкозернистые и слабо порфировидные с относительно крупными вкрапленниками кварца. Пологие интервалы висячей контактовой поверхности гарполита осложнены апофизами северо–северо-восточного простирания в андезиновые граниты. В висячем эндоконтакте БГ наблюдаются штокшайдеры мощностью 0.25–0.5 м – краевые друзовидные пегматоиды, сложенные микроклином, светлой слюдой и кварцем. Менее мощные штокшайдеры установлены в зальбандах апофиз и вдоль контактов с ксенолитами гранитов. В приконтактовых гранитах отмечены кварц-микроклиновые пегматоидные шлиры размером до 0.4 м.

Рис. 2.

“Белые граниты” Кестерского гарполита. а – среднезернистый “белый гранит”, восточный борт карьера Кестер; б – резкий прямолинейный контакт мелкозернистого лепидолитового “белого гранита” с крупнозернистым биотитовым гранитом, водораздел р. Турагас и руч. Илин-Салаа. Fig. 2. “White granites” of the Kestersky harpolith.

В западной эндоконтактовой зоне гарполита БГ, на участке его изгиба, локализована залежь топаз-слюдисто-кварцевых грейзенов с касситеритом, образующих Кестерское оловянное месторождение. Залегание грейзенов, согласное с кровлей гарполита, и постепенный переход от БГ к метасоматитам определяют своеобразный структурно-морфологический тип месторождения – нечто среднее между минерализованным куполом и минерализованной дайкой. На поверхности с удалением от изгиба гарполита к северо-востоку и юго-востоку, а также в лежачем контакте гарполита интенсивность грейзенизации существенно уменьшается. Во вмещающих гранитах на участке изгиба гарполита наблюдается трубообразное тело флюидно-эксплозивных брекчий, в составе которых выделены ранняя магматическая брекчия из крупных обломков андезиновых гранитов и гранодиоритов, сцементированных БГ, и поздняя брекчия гранитоидов с грейзеново-турмалинитовым цементом (рис. 1).

Наряду с описываемым гарполитом в Западном куполе и его восточной экзоконтактовой зоне наблюдаются десятки даек БГ мощностью 0.2–10 м северо-западного и северо-восточного простирания, образующих полосу длиной 6 км. Вблизи гарполита локализованы дайки онгонитов мощностью 0.7–2 м (рис. 1). Дайки БГ имеют интрузивные контакты с гранодиоритами и андезиновыми гранитами, нередко сопровождаемые штокшайдерами и магматическими брекчиями, состоящими из обломков вмещающих гранодиоритов, гранитов и роговиков, сцементированных БГ.

В Арга-Ыннах-Хайском массиве установлено, помимо Кестерского месторождения, множество пунктов редкометалльной и оловянной минерализации в виде кварцевых жил, зон метасоматоза и россыпей касситерита по руслам р. Турагас, ручьев Илин-Салаа и Агатового. В северо-восточном экзоконтакте выявлены дайки и штокообразные интрузии альбитовых гранитов, с которыми связаны рудопроявления Туманное и Ытыр-Халан (рис. 1).

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ И ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ “БЕЛЫХ ГРАНИТОВ”

БГ представляют собой сахаровидные породы с массивной или шлировой текстурой (рис. 2, а). Минеральный состав (об. %): альбит (№ 2–7) 28–41, микроклин 13–29, кварц 23–41, светлая слюда 7–13, топаз 0.5–3, монтебразит 0.1–3. По данным разведочного бурения, в апикальной части (0–60 м) преобладают лепидолит-монтебразит-альбитовые БГ, сменяющиеся с глубиной (60–150 м) мусковит-топаз-альбитовыми разновидностями.

Структура БГ равнозернистая, от крупно- до мелкозернистой. Характерна ведущая роль альбита двух генераций. Относительно крупный толстотаблитчатый альбит 1 с удлинением 1 : 3–1 : 6 образует каркас породы; мелкий лейстовый альбит 2 (1 : 5–1 : 12) заполняет интерстиции или образует пойкилитовые вростки в микроклине и кварце. Во вкрапленниках альбита в онгонитах наблюдаются включения стекла, топаза и мелкого касситерита (Некрасов, 1984). Микроклин-пертит в БГ ксеноморфный, а кварц изометричный: в крупнозернистых агрегатах дипирамидальный, в мелкозернистых – округлый до гороховидного. В кварце встречаются зонально распределенные ориентированные включения альбита, лепидолита, монтебразита, создающие элементы структуры “снежного кома”. Светлая слюда представлена плохо ограненными пластинчатыми кристаллами железистого лепидолита с вростками и каймами более позднего фенгита.

По опубликованным данным (Недосекин, 1988; Трунилина и др., 2019), БГ – умеренно кислые (SiO₂ 67.11–72.95 мас. %), субщелочные (K₂O + Na₂O 7.27–8.84 мас. %), богатые глиноземом (Al₂O₃ 14.61–17.84 мас. %) породы. Они относятся к высокофосфористому типу (P₂O₅ 1.14–2.70 мас. %), обогащены фтором (0.8–2.2 мас. %) и редкими элементами – Li, Rb, Cs, Ta, Nb, Sn. Количественный химический анализ эталонных проб подтвердил такой состав гранитов. Установлены пониженные содержания MgO (0.01–0.07 мас. %), Fe₂O₃ + FeO (0.28–0.51 мас. %), высокая железистость [FeO/(FeO + MgO) 0.86–0.96], высокие содержания Li₂O (до 1.33 мас. %), P₂O₅ (до 2.04 мас. %), F (до 2.08 мас. %) (табл. 1).

Граниты Арга-Ыннах-Хайского массива относятся к плюмазитовому ряду. На дискриминационной диаграмме A/CNK–A/NK (Maniar, Piccoli, 1989; Maeda, 1990) вмещающие андезиновые граниты попадают в поле гранитов S-типа и тяготеют к коллизионному геодинамическому типу. БГ отличаются от них значительно более высокой глиноземистостью: коэффициент ASI для них составляет 1.29–1.30, коэффициент агпаитности – 0.71–0.73. С глубиной и во времени (при переходе к онгонитам) агпаитность возрастает. На дискриминационной диаграмме (рис. 3) БГ занимают промежуточное положение между коллизионными гранитами S-типа и посторогенными гранитами A-типа. В.А. Трунилина с соавторами относят БГ и онгониты к плюмазитовым редкометалльным гранитам, отмечая у них такие черты внутриплитных гранитов, как высокие значения отношения Rb/Sr и содержания Nb (Трунилина и др., 2019). К внутриплитным гранитам БГ приближаются также по железистости (0.86–0.96).

Рис. 3.

Диаграмма “глиноземистость–щелочность” гранитов Арга-Ыннах-Хайского массива [A/NK = = Al₂O₃/(Na₂O + K₂O), A/CNK = Al₂O₃/(CaO + Na₂O + K₂O), молекулярные количества]. Сплошными линиями показаны поля петрохимических разновидностей гранитоидов, штрих-пунктиром – поля континентально-коллизионных (ККГ) и посторогенных гранитов (ПОГ) по (Maniar, Piccoli, 1989). Пунктиром показаны поля гранитов I, S, A-типов по (Maeda, 1990). Точки на диаграмме: кестерский комплекс: 1 – белый гранит, 2 – онгонит; бакы-дербекинский комплекс: 3 – андезиновый гранит главной фазы, 4 – гранит-порфир жильной фазы. Номера точек соответствуют номерам в табл. 1. Fig. 3. Alkalinity index versus aluminous index diagram for granites of the Arga-Ynnakh-Khaysky massif. Dot-dash lines show boundaries of CCG and POG granites (Maniar, Piccoli, 1989), dotted lines show I-, S-, A-type granites (Maeda, 1990).

С помощью компьютерного анализатора изображений ВидеоТесТ проведен корреляционный анализ минерального состава и структуры БГ. Установлено, что размеры зерен микроклина, альбита, кварца, слюды, топаза и монтебразита связаны друг с другом прямой корреляционной зависимостью: зерна минералов сопряженно увеличиваются или уменьшаются в крупно- и мелкозернистых БГ. Зафиксирована отрицательная корреляция содержаний главных минералов БГ: кварца, микроклина, альбита и лепидолита. Концентрация акцессорных минералов обратно пропорциональна содержанию щелочных полевых шпатов и слюды и прямо коррелирует с содержанием кварца. Сильно связаны между собой концентрации топаза и монтебразита (табл. 2).

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ “БЕЛЫХ ГРАНИТОВ”

Характерная для БГ Кестерского гарполита концентрация редких и летучих элементов нашла отражение в составе ассоциации акцессорных минералов. Главные из них (0.1–0.5%): топаз, монтебразит, касситерит, колумбит-(Fe), танталит-(Mn); второстепенные (<0.1%): фторапатит, циркон, вольфрамоиксиолит, ферберит, стрюверит, ильменорутил, ильменит, монацит-(Ce), уранинит и др. Акцессории тяготеют к выделениям лепидолита и ассоциируют с топазом и монтебразитом (рис. 4). Монтебразит равномерно рассеян в полевошпат-кварцевой матрице в виде мелких голубых зерен. Топаз представлен бочонковидными и округлыми кристаллами, образующими субагрегаты с кварцем, альбитом и монтебразитом. Встречаются включения топаза в относительно крупном монтебразите и кварце. Видовой состав акцессорных минералов БГ заметно отличается от такового в гранодиоритах, андезиновых гранитах и лейкогранитах Арга-Ыннах-Хайского массива: в них отсутствуют титанит, алланит, флюорит, анатаз и пирротин, незначительна роль циркона, рутила и апатита. Подчеркнем редкометалльный характер минерализации БГ: преобладают минералы Li, Ta, Nb, Sn, W, Hf (Флёров и др., 1971; Орлов и др., 1984; Кокунин, 2011; Трунилина и др., 2019).

Рис. 4.

Акцессорные минералы “белых гранитов” Кестерского гарполита. Изображения в отраженных электронах. а – среднезернистый лепидолит-микроклин-альбитовый гранит, содержащий топаз, монтебразит, фторапатит, танталовый касситерит, вольфрамсодержащий колумбит-(Fe), ильменорутил-стрюверит, гафнийсодержащий циркон; б – фрагмент рис. 4, а: касситерит с включением колумбита-танталита и каймой ильменорутила-стрюверита; в – сросток вольфрамоиксиолита, ниобий-танталсодержащего ферберита, уран-гафнийсодержащего циркона и уранинита в онгоните; г – вольфрамсодержащий колумбит-(Fe) с каймой танталита-(Mn) в крупнозернистом лепидолит-микроклин-альбитовом граните. Ab – альбит, Ap – фторапатит, Clm – колумбит-(Fe), Frb – ферберит, Irt – ильменорутил-стрюверит, Lpd – лепидолит, Mc – микроклин, Mnb – монтебразит, Qtz – кварц, Tan – танталит-(Mn), Tp – топаз, Wix – вольфрамоиксиолит, Urn – уранинит, Zrn – уран-гафнийсодержащий циркон. Fig. 4. Accessory minerals of “white granite” from the Kestersky harpolith. BSE images.

Типоморфными особенностями касситерита являются темно-бурая или черная окраска, дипирамидальный габитус с размерами 30–770 мкм, высокое содержание Ta₂O₅ и Nb₂O₅ – в среднем соответственно 5.33 и 1.21 мас. % (табл. 3). С танталсодержащим касситеритом ассоциирует ниобий-танталсодержащий рутил, представленный стрюверитом (в среднем Ta₂O₅ 12.38 мас. %, Nb₂O₅ 1.39 мас. %) и ильменорутилом (Nb₂O₅ 9.57 мас. %, Ta₂O₅ 7.80 мас. %) (рис. 4, а, б). Циркон в БГ содержит существенные примеси HfO₂ 5.69 мас. %, UO₂ 2.94 мас. %; отношение Zr/Hf составляет 3.8–26.6.

Минералы группы колумбита образуют идиоморфные тонкотаблитчатые кристаллы с характерной зональностью: колумбит-(Fe) окружен широкими каймами танталита-(Mn) с увеличением отношения Ta/(Ta + Nb) от ядра (в среднем 0.20) к периферии (0.69) (рис. 4, г). Характерны сростки колумбита-(Fe) с гафнийсодержащим цирконом, вольфрамоиксиолитом и ферберитом. Колумбит-танталит чаще всего наблюдается в виде включений в топазе или лепидолите, реже в кварце, апатите, монтебразите, касситерите (рис. 4, б). Колумбит-(Fe) содержит в среднем: Ta₂O₅ 11.35 мас. %, WO₃ 4.21 мас. %, TiO₂ 1.40 мас. %; танталит-(Mn) – Nb₂O₅ 25.32 мас. %, WO₃ 0.88 мас. %, SnO₂ 0.55 мас. %, TiO₂ 0.81 мас. % (табл. 3). Примесь SnO₂ характерна для ильменорутила (0.74 мас. %) и стрюверита (0.55 мас. %). В БГ нами впервые обнаружен вольфрамоиксиолит (средний состав, мас. %): Nb₂O₅ 60.70, Ta₂O₅ 7.71, WO₃ 10.44, FeO 12.17, MnO 7.10, TiO₂ 1.41 (рис. 4, в). Минерал замещает колумбит и предшествует по времени ниобий-танталсодержащему фербериту (Nb₂O₅ 2.25 мас. %, Ta₂O₅ 3.03 мас. %), образуя с ним устойчивую ассоциацию (Алексеев и др., 2019).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Дискуссия о происхождении Кестерского гарполита, как и многих других редкометалльно-гранитовых интрузий Евразии, развивалась вместе с идеями петрологии редкометалльных гранитов (Беус и др., 1962; Коваленко, 1977; Бескин и др., 1979; 1999; Ярмолюк и др., 1987; Руб, Руб, 2006; Петрографический…, 2009). Большинство исследователей рассматривало гарполит как самостоятельную интрузию и относило слагающие его БГ к аляскитам поздней интрузивной фазы. Наличие в апикали гарполита минерализованного купола и постепенный характер перехода от грейзенов к БГ породили популярную гипотезу о формировании кестерских БГ в результате метасоматического преобразования аляскитов. Сторонники этой точки зрения называли БГ “апогранитами” и считали магматическими минералами только микроклин, кварц 1, циркон и апатит. Все остальные компоненты апогранитов относили к постмагматическим, в том числе альбит, лепидолит, кварц 2, топаз, амблигонит, касситерит и др. (Чайковский, 1960; Флеров и др., 1971; Коваль, 1975). Со временем утвердились представления о магматическом происхождении БГ и был выделен кестерский комплекс редкометалльных гранитов (малых интрузий) (Иванов, 1969; Ефременко, 1976; Романова, 1976; Некрасов, 1984; Орлов и др., 1984; Недосекин, 1988; Алексеев, 2014; Трунилина и др., 2019).

Геологические признаки генезиса “белых гранитов”. Авторами листа Q-53 Госгеолкарты 1000/3 Кестерский гарполит БГ описан как “плащеобразная” грейзеновая залежь (Государственная…, 2016). Между тем, гипотеза метасоматического происхождения БГ входит в противоречие с такими фактами, как отсутствие метасоматической зональности “альбитизированных” и “грейзенизированных” пород; распространение “грейзенизации” на всю глубину изучения гарполита до 170 м, отсутствие на нижних горизонтах Кестерского месторождения гипотетических материнских “аляскитов”; несоразмерно слабая степень метасоматического преобразования контактирующих с БГ андезиновых гранитов.

Приведем геологические признаки магматического происхождения БГ.

1. Кестерский гарполит характеризуется структурно-морфологическими признаками интрузивного тела, прорывающего граниты и гранодиориты главной фазы Арга-Ыннах-Хайского массива (рис. 1). Наиболее информативными из них являются резкие интрузивные контакты БГ с андезиновыми гранитами (рис. 2), вдоль которых наблюдаются штокшайдеры и многочисленные ксенолиты гранитов в БГ. Контакты с вмещающими гранитоидами многократно описаны на поверхности, в карьере и многочисленных разведочных скважинах (Чайковский, 1960; Флеров и др., 1971; Ефременко, 1976; Романова, 1976; Орлов и др., 1984; Недосекин, 1988; Трунилина и др., 2019).

2. Гарполит БГ сопровождается серией малых интрузий БГ и онгонитов, образуя типичный для редкометалльных гранитов интрузивно-дайковый комплекс (Бескин и др., 1979; Ярмолюк и др., 1987; Алексеев, 2014).

3. Важным доказательством магматического генезиса Кестерского гарполита служит присутствие в его ближнем экзоконтакте трубки взрыва, сложенной флюидно-эксплозивной брекчией с обломками гранитоидов главной фазы и цементом из БГ (рис. 1). Среди обломков брекчий, цементируемых БГ, встречаются гранит-порфиры завершающей жильной фазы бакы-дербекинского диорит-гранодиорит-гранитового комплекса, что указывает на образование БГ на позднем этапе истории магматизма и принадлежность к другому интрузивному комплексу. Следует отметить, что флюидно-эксплозивные брекчии, аналогичные кестерским, описаны и в других массивах ЛФГ: Алахинском (Алтай) (Кудрин и др., 1994), Асакан-Шумиловском и Этыкинском (Забайкалье), Одиноком (Якутия), Тигрином (Приморье) (Алексеев, 2014).

В редкометалльных гранитных расплавах, достигших малых глубин (0.5–3 км), флюидное давление может существенно возрастать по отношению к литостатической нагрузке [до 7.5 МПа (Алексеев, 2014)]. Подобный режим сверхдавления установился на завершающем этапе формирования Кестерского гарполита БГ в его висячей экзоконтактовой области. В результате глубинной эксплозии на пересечении магмоконтролирующих разрывных нарушений северо-западного и северо-восточного простирания сформировалась трубка взрыва, сложенная ранней магматической брекчией андезиновых гранитов с цементом из БГ и поздней брекчией различных гранитоидов с грейзеново-турмалинитовым цементом. В этих условиях возникли эндоконтактовые рудоносные грейзены в прикровельной части гарполита БГ, образовавшие Кестерское редкометалльно-оловянное месторождение.

Петрологические признаки генезиса “белых гранитов”. Надежными признаками магматического генезиса БГ Кестерского гарполита являются их петрографические особенности. Минеральный состав и структура БГ соответствуют параметрам ЛФГ, описанным в многочисленных редкометалльно-гранитовых комплексах Забайкалья, Приморья, Монголии, Франции, Чехии, Германии, Египта, Китая (Коваленко, 1977; Бескин и др., 1979; 1999; Ярмолюк и др., 1987; Cuney et al., 1992; Huang et al., 2002; Руб, Руб, 2006; Алексеев, 2014; Breiter et al., 2017; Emam et al., 2018; Xie et al., 2018; René, 2019; и др.). Для БГ характерна “овоидофировая” структура редкометалльных плюмазитовых гранитов с элементами структуры “снежного кома”. Косвенным свидетельством магматической природы БГ служит наличие включений стекла в альбите онгонитов, которые образуют с БГ единый магматический комплекс (Некрасов, 1984).

В соответствии с действующими петрохимическими и геохимическими классификациями БГ и онгониты Арга-Ыннах-Хайского массива представляют собой посторогенные умереннощелочные плутонические породы – плюмазитовые редкометалльные граниты литий-фтористого геохимического типа (Коваленко, 1977; Бескин и др., 1979; 1999; Ярмолюк и др., 1987; Maniar, Piccoli, 1989; Maeda, 1990; Петрографический…, 2009; Трунилина и др., 2019) (рис. 3).

Метасоматической гипотезе образования БГ противоречит отсутствие в них реликтов протолита – минералов вмещающих гранодиоритов или гранитов (биотита, олигоклаза-андезина, ортоклаза, титанита, рутила и др.). Постмагматический генезис БГ не увязывается с равномерным распределением в них акцессорных минералов (касситерита, монтебразита, топаза, тантало-ниобатов) и отсутствием мономинеральных сегрегаций и цепочечных выделений акцессориев.

Генезис БГ Кестерского гарполита исследован М.А. Романовой путем математического моделирования структуры пород на базе концепции “идеального гранита” А.Б. Вистелиуса. В соответствии с рабочей гипотезой первично-магматические граниты имеют последовательность межзеренных контактов микроклина, кварца и альбита, не отличимую от простой цепи Маркова. В результате расчета марковских цепей установлено, что кристаллизация БГ происходила в гомогенной среде одновременно во всем пространстве гарполита. Сделан вывод о магматической природе структуры БГ, нарушенной в прикровельной части гарполита вследствие альбитизации и грейзенизации (Романова, 1976; Вистелиус, 1980).

Магматический генезис БГ подтвержден корреляционным анализом их структуры и состава. Сильная корреляционная связь размеров зерен заведомо магматических минералов (микроклина, кварца), с одной стороны, и альбита, слюды и акцессориев, – с другой, с вероятностью более 0.95 показывает отсутствие в БГ существенных вторичных преобразований. Микроклин, кварц, альбит, светлая слюда, топаз, монтебразит, касситерит солидарно увеличиваются или уменьшаются в размерах в конкретных агрегатах и, следовательно, формируются в едином минералообразующем процессе кристаллизации магмы. В БГ установлена отрицательная корреляция содержаний главных минералов – кварца и щелочных полевых шпатов; прямая зависимость содержания акцессориев от содержания кварца. Такие закономерности описаны как характерные для магматических агрегатов (Алексеев, 2005). Сильно коррелируют содержания топаза и монтебразита, что отражает высокую глиноземистость и фтористость, характерную для редкометалльной гранитовой магмы (табл. 2).

Как установлено ранее методами математической геологии (Вистелиус, 1980; Романова, 1980; Алексеев, 2005), для гранитов, претерпевших альбитизацию и грейзенизацию, характерна сильная прямая зависимость содержаний и размеров зерен топаза, слюды и акцессорных минералов от содержания и размера новообразованных кварца и альбита. Исходя из этого, гипотезе метасоматического преобразования БГ противоречат следующие петрографические факты: 1) отсутствие корреляции между содержанием кварца, топаза и слюды; 2) сильная отрицательная корреляция между размером зерен кварца и содержаниями топаза (–0.31), касситерита (–0.24), колумбита-танталита (–0.29), других акцессориев (–0.34); 3) отрицательная корреляция между размерами зерен кварца и акцессориев (–0.34), альбита и акцессориев (–0.39); 4) отрицательная корреляция между размером зерен альбита и содержанием топаза (–0.30) (табл. 2).

Минералогические признаки генезиса “белых гранитов”. Комплекс породообразующих минералов БГ по составу и содержанию компонентов отражает петрохимические особенности микроклин-альбитовых гранитов литий-фтористого типа, но его нередко делят на первичные магматические и вторичные пневматолитовые минералы в рамках гипотезы “апогранитов”. В этой связи особое значение для установления генезиса БГ имеет их акцессорный комплекс, как более устойчивый в процессах постмагматических преобразований. Современная петрология рассматривает акцессорные минералы как одну из форм концентрации редких элементов в магматическом процессе, что позволяет использовать их при изучении петрогенезиса гранитоидов.

Видовой состав и содержание акцессориев БГ соответствует типовому набору минералов субщелочных редкометалльных гранитов: топаз, монтебразит, колумбит-танталит, циркон, вольфрамоиксиолит, ферберит, стрюверит, ильменорутил, ильменит, монацит-(Ce) и др. Акцессории БГ несут типохимические признаки минералов ЛФГ: ниобий- и танталсодержащие касситерит, рутил и ферберит; уран-гафнийсодержащий циркон, оловосодержащие танталит и стрюверит и др. (Коваль, 1975; Коваленко, 1977; Бескин и др., 1979; Ярмолюк и др., 1987; Cuney, 1992; Johan, Johan, 1994; Belkasmi et al., 2000; Руб, Руб, 2006; Алексеев, 2014; Breiter et al., 2017; Alfonso et al., 2018; Emam et al., 2018; René, 2019).

В качестве постоянной примеси в акцессориях БГ (касситерите, колумбите, ферберите, рутиле) выступает тантал – типоморфная примесь и промышленный редкий металл ЛФГ. Встречен нетипичный для постмагматических образований танталсодержащий ферберит (Алексеев и др., 2019). Индикаторное значение имеет касситерит БГ с аномально высоким содержанием Ta₂O₅ 5.33%, который не встречается в грейзенах и является типоморфным позднемагматическим минералом редкометалльных гранитов и пегматитов (Максимюк, Воронина, 1989; Tindle, Breaks, 1998). В БГ зафиксирована характерная для колумбита редкометалльных гранитов и пегматитов эволюция состава с нарастанием отношения Ta/Nb от ядра к периферии (Belkasmi et al., 2000; Breiter et al., 2017; Alfonso et al., 2018; René, 2019).

Нами впервые установлена изоморфная примесь вольфрама в минералах группы колумбита из БГ, что характерно для акцессорных комплексов ЛФГ Дальнего Востока (Алексеев, 2014). Важным указанием на происхождение БГ является первая находка в них парагенезиса ниобий-танталсодержащего ферберита и вольфрамоиксиолита, образованного путем полиморфного преобразования колумбита-(Fe). Вольфрамоиксиолит сходного состава распространен в ЛФГ Евразии в виде сростков с вольфрамитом, колумбитом или ниобийсодержащим рутилом и служит минералом-индикатором редкометалльных гранитов и пегматитов (Johan, Johan, 1994; Breiter et al., 2017; Xie et al., 2018; Алексеев и др., 2019; René, 2019).

Образование акцессорных тантало-ниобатов связано с позднемагматическим этапом кристаллизации редкометалльной гранитовой магмы. При достижении насыщения расплава по Ta и Nb минералы группы колумбита-танталита кристаллизуются из дифференцированного низкотемпературного расплава в субсолидусных условиях (Чевычелов и др., 2010). Под влиянием равновесного с микроклин-альбитовым гранитом флюида происходит образование колумбита метасоматическим путем (Алексеев, 2014). В дальнейшем перераспределение Ta и Nb определяет обрастание колумбита танталитом и трансформацию колумбитовой структуры в вольфрамитовую с образованием вольфрамоиксиолита (Волошин, Пахомовский, 1988; Алексеев, 2019).

Кристаллизация минералов группы колумбита и их замещение вольфрамоиксиолитом рассматривается как своего рода маркер перехода от магматического этапа минералообразования редкометалльных гранитов к пневматолитовому с образованием эволюционного ряда минералов: колумбит → танталит → вольфрамоиксиолит → ниобийсодержащий ферберит (Breiter et al., 2017; Xie et al., 2018; Алексеев и др., 2019). К признакам позднемагматической кристаллизации высокодифференцированного остаточного гранитового расплава, безусловно, относится наличие в БГ циркона с высоким содержанием гафния и урана: отношение Zr/Hf достигает 3.8 (Huang et al., 2002; Kempe et al., 2004; Xie et al., 2018).

Аналоги “белых гранитов”. Одним из аргументов в пользу магматического происхождения якутских БГ служит их всестороннее сходство с породами редкометалльных гранитовых плутонотипов Евразии. Как следует из приведенных геологических, петрологических и минералогических данных, БГ являются аналогами ЛФГ таких массивов, как Этыкинский (Забайкалье), Вознесенский (Приморье), Циновец (Чехия), Нувейби (Египет) и многих других (Бескин и др., 1997; 1999; Ярмолюк и др., 1987; Руб, Руб, 2006; Breiter et al., 2017; Emam et al., 2018). Своеобразие якутских БГ состоит в существенной роли фосфатов – фторапатита, монтебразита и других, что объясняется региональной геохимической специализацией корового субстрата в области генерации редкометалльно-гранитовой магмы (Трунилина и др., 2019). С учетом высокой фосфористости наиболее близкие аналоги БГ – граниты Алахинского массива в Горном Алтае (Кудрин и др., 1994), Эшассьер в Центральном Французском массиве (Коваль, 1975; Cuney et al., 1992) и Ичун в китайской провинции Цзянси (Belkasmi et al., 2000; Huang et al., 2002).

На Востоке России с 1980-х гг. выделяются малые интрузии ЛФГ, входящие в состав интрузивно-дайковых ареалов онгонитового магматизма. Подобные ареалы образуют протяженный Дальневосточный пояс и контролируют крупные вольфрамово-оловянные и редкометалльные месторождения Тихоокеанского пояса (Алексеев, 2014). Кестерский гарполит в сочетании с сопутствующим дайковым комплексом ЛФГ является одним из элементов Дальневосточной магматической суперпровинции редкометалльных гранитов, с которым генетически связано Кестерское оловянно-редкометалльное месторождение. С учетом всех перечисленных генетических признаков можно сделать вывод, что Западный купол Арга-Ыннах-Хайского гранитоидного плутона был инъецирован флюидонасыщенной гранитовой магмой повышенной щелочности, сформировавшей Кестерский гарполит редкометалльных микроклин-альбитовых гранитов литий-фтористого типа.

ВЫВОДЫ

1. Морфология, залегание и характер контактов Кестерского гарполита “белых гранитов” являются надежными признаками его магматического происхождения. Гарполит сопровождается серией малых интрузий “белых гранитов” и онгонитов, образуя интрузивно-дайковый комплекс редкометалльных гранитов. В экзоконтакте гарполита установлена трубка взрыва, сложенная брекчией с обломками вмещающих гранитоидов главной фазы и цементом из “белых гранитов”.

2. Петрографические и петрохимические особенности “белых гранитов” указывают на их формирование в результате кристаллизации умереннощелочной флюидонасыщенной магмы и позволяют идентифицировать изученные породы как посторогенные редкометалльные высокофосфористые граниты литий-фтористого геохимического типа. Магматический генезис структуры “белых гранитов” и ее частичное метасоматическое преобразование подтверждаются методами статистического анализа.

3. Видовой состав, содержание и химизм акцессорных минералов “белых гранитов” соответствуют типовому набору и типохимическим признакам минералов субщелочных редкометалльных гранитов, а онтогенический анализ внутреннего строения и взаимоотношений минералов позволяет сделать вывод, что главные акцессории – касситерит, колумбит, танталит, вольфрамоиксиолит, циркон, ферберит – образованы на позднемагматическом этапе эволюции низкотемпературного редкометалльного гранитового расплава в субсолидусных условиях.

4. “Белые граниты” являются аналогами литий-фтористых гранитов ряда редкометалльных интрузивных комплексов Евразии. Кестерский гарполит Арга-Ыннах-Хайского гранитного массива и генетически связанное с ним одноименное оловянно-редкометалльное месторождение входят в состав Дальневосточной магматической суперпровинции редкометалльных гранитов.

Авторы выражают глубокую благодарность главному научному сотруднику ИГГД РАН В.Н. Подковырову за предоставленную возможность использования материалов из личного архива М.А. Романовой, научного сотрудника Лаборатории математической геологии Математического института им. В.А. Стеклова. В исследовании минералов гранитов неоценимую помощь оказала старший научный сотрудник ИГГД РАН О.Л. Галанкина.