Рудообразующий потенциал редкометальных плюмазитовых гранитов (Ta, Li, Rb, Cs, W, Sn, Be) и условия его реализации на основе изучения минералообразующих сред и изотопно-геохимических исследований
1, 1, 2, 3
1 Институт Наук о Земле СПбГУ, e. *****@***ru;
2 ИГГД РАН, v. *****@***ru;
3 ГеоИсследовательский Центр г. Потсдам, rainer. *****@***de
Рудообразующий потенциал редкометальных плюмазитовыхгранитов (РПГ) разнообразен по металлогенической нагрузке, генетическим типам и локализации оруденения пространственной и петрологической связи с так называемыми «материнскими» гранитами. Он реализуется в виде рудоносных магматогенно-гидротермальных ассоциаций пород и руд, характерных для подавляющего большинства редкометальных рудных узлов фанерозоя и представляет собой совокупность рудоносных массивов РПГ и постоянно сопровождающих эндо-экзогрейзенов, кварцево-жильных рудных месторождений W, Sn, Bi, даек и штоков эффузивных и субэффузивных образований (оловоносные риолиты, онгониты, эльваны), получающих развитие в ближнем ареале. Такое постоянство строения рудных узлов Забайкалья и сопоставление с другими редкометальными провинциями фанерозоя позволяет предполагать петрологическую и рудогенерирующую роль непосредственно гранитных расплавов.
Изучение состава пород и расплавов в рядах дифференциатов этих массивов вскрывает селективный характер поведения традиционной ассоциации указанных элементов, который проявляется в различной локализации оруденения. Так, Ta и Nb концентрируются, как правило, исключительно в пределах магматической камеры в виде мелкозернистой вкрапленности. Литий – преимущественно в магматической камере, но возможен вынос в зону экзо-эндоконтакта с образованием литиеносныхметасоматитов и онгонитоподобных пород. Для вольфрама характерен более многоликий характер оруденения: (1) прослеженный вынос W из массивов Li-Fгранитов позволяет связывать вольфрамовое оруденение в ближнем ареале или непосредственно в экзоконтакте с массивом Li-F гранитов; (2) может онцентрироваться в пределах интрузивной камеры с низкой концентрацией Li и F, однако здесь он определённо связан с послемагматическими процессами; (3) менее однозначным представляется характер связи W-оруденения в кварцево-жильной формации в пределах дальнего ареала массивов.
Настоящее сообщение посвящено выяснению условий реализации и механизмов танталовогооруденения. Эта проблема рассматривается нами на основе изучения расплавных ифлюидных включений в рядах дифференциатов РПГ Забайкалья (Хангилайский, Этыкинский, Тургинский, Шумиловский рудные узлы), Приморья (Вознесенский рудный узел) и месторождения Ийчунь в Юго-Восточном Китае. Исследования показали, что процесс кристаллизационного фракционирования является, безусловно, важнейшим механизмом накопления тантала на раннем «онгонитовом этапе» дифференциации расплава. Однако результаты расчёта степени насыщения орловского расплава колумбитом-танталитом показали, что здесь даже на самом позднем этапе, не достигается необходимых для кристаллизации колумбита-танталита на магматическом этапе концентраций. Как показали исследования наиболее сложного по строению Орловского массива на этапе накопления в расплаве воды (до 9,9±1,1 масс.% H2O), бора (до 2,1 масс.% B2O3) и фтора (до 2,8 масс.%) происходит инверсия состава расплава и возникает «геохимическая вилка», которая выражается в контрастном уменьшении в составе расплава специфической ассоциации элементов – Na, Al, F, Ta, Nb (Баданина и др., 2010) по сравнению с породным составом. В результате остаточный расплав резко обеднён танталом и ниобием (до 23 г/т Та, 116 г/т Nb). Это обстоятельство даёт основание для представления об отделении специфической Na-Al-F (?) гидросолевой субстанции, которая, судя по экспериментальным данным способна извлекать из расплава ниобий, тантал и РЗЭ. Такое представление подтверждают результаты изучения сухих остатков вскрытых ФВ, сосуществующих с РВ: поверхность вскрытых ФВ выстилается твёрдой Na-Al-F-фазой. Характерной особенностью этих ФВ является присутствие в составе кристаллической фазы – топаза и сассолина. Такого типа гидросолевые включения были обнаружены в кварцах рудоносных гранитов Орловского, Этыкинского и Ийчуньского массивов. Эти исследования впервые для кислых гранитоидных систем показали реальность существования высокой концентрации Al и F, в составе флюидной фазы, которые в щелочных системах приводят к кристаллизации криолита. Учитывая, что обнаружение Fe-танталита в составе ФВ в берилле Орловского массива (Thomas et al., 2009) подразумевает высокую концентрацию тантала во флюиде, есть основания полагать вероятность также его участия в переносе и концентрации тантала и ниобия на этапе флюидного режима.
Возрастные соотношения танталового и вольфрамового оруденения в рамках единого интрузива и возможные представления об источнике вещества дают исследования Rb-Sr, Sm-Nd и U-Pb систем Хангилайского интрузива. При этом исключительного внимания заслуживают результаты изучения геохимии и геохронологии зональных цирконов этого интрузива. Так, ранее исследованием цирконов U-Pb методом датирования SHRIMPII (ВСЕГЕИ) была показана синхронность образования Хангилайского материнского интрузива (140,3±2,6 млн лет) и рудоносных Li-F гранитов Орловскогосателлита (140,6±2,9 млн лет). В то время как возраст формирования вольфрамоносногоСпокойнинского массива, согласно Rb-Sr датированию, соответствует 144,5±2,1млн лет (Абушкевич, Сырицо, 2007) Детальное исследование примесного состава зональных цирконов методом ионно-зондового анализа показало идентичность геохимических особенностей ядерных частей орловских цирконов и состава цирконов трахириолитов, получивших широкое распространение в ареале Орловского массива. Близость возраста кристаллизации цирконов риолитов(235,4+±2,4 млн лет) и детритовых ядер цирконов Орловского массива (254±5,1 млн лет) позволяет предполагать определённую общность в источнике магмогенерации рудоносных Li-F гранитов и риолитовых очагов. Отсутствие подобных детритовых ядер в цирконах материнского Хангилайского интрузива может быть связано или с различием в температурах кристаллизации большой и малой камер, или с различием в источниках магмогенерации.
Датирование непосредственно главных рудных минералов: колумбита-танталита и вольфрамита в пределах этого интрузива подтверждает различие в механизме их кристаллизации. Согласно изотопно-геохимическим исследованиям устанавливается различный характер возрастных соотношений между колумбитом-танталитом и вольфрамитом и формированием массивов РГ. Так, U-Pb датирование орловского колумбита-танталита показало, что возраст его кристаллизации соответствует 140,5±1 млн лет, что находится в соответствии с его кристаллизацией на позднемагматическом этапе формирования массива (Анисимова, Абушкевич и др., 2013).При этом точки изотопного состава Pb колумбита-танталита на диаграмме в координатах 206Pb/204Pb – 207Pb/204Pb располагаются вблизи трендов эволюции мантии и нижней коры, что позволяет предполагать в их источнике участие мантийного вещества. Более позднее образование вольфрамита Спокойнинского массива (Rb-SrиSm-Nd изотопные системы) по сравнению с породой 139,8±1,3 млн лет, подтверждает его метасоматическую породу. Временной разрыв (порядка 2,5 млн лет) может соответствовать длительности формирования гидротермальной системы.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 08-05-00766, 13-05-01057) истипендии Службы академических Обменов Германии (DAAD).
Литература:
, Сырицо -геохимическая модель формирования Li-F гранитов Хангилайского рудного узла в Восточном Забайкалье. СПб: Наука, 2007.
, , и др. U-Pb и Pb-Pb исследование танталита – нетрадиционного минерала-геохронометраредкометальных гранитов (Орловское месторождение, Восточное Забайкалье). Труды XX симпозиума по геохимии изотопов, ИГЕМ РАН, Москва, 12-14 ноября 2013.
, , и др. Состав расплава Li-F гранитов и его эволюция в процессе формирования рудоносного Орловского массива в Восточном Забайкалье // Петрология. 2010.18 (2), 139-167.
Thomas R., Davidson P., Badanina E. A Melt and fluid inclusion assemblage in beryl from pegmatite in the Orlovka amazonite granite, East Transbaikalia, Russia: implications for pegmatite-forming melt systems. // Mineralogy and Petrology. 2009. 96, 129-140.
