Геохимические различия рудоносных альбитов докембрия

С натриевым щелочным метасоматозом в докембрии связаны крупные месторождения многих редких металлов: бериллия, редких земель, ниобия, циркония. Поэтому проблема рудоносности процесса альбитизации, его металлогенической специализации, приводящей в определенных условиях к концентрации перечисленных выше оксифильных металлов, имеет не только научное, но и практическое значение.

Для выявления наиболее существенных геохимических связей, по собственным и литературным данным, мы можем сопоставить три группы альбититов, сопровождающиеся собственно урановой, редкоземельнорадиоактивной и редкоземельно-бериллиевой минерализацией.

Участки интенсивного проявления щелочного метасоматоза как ураноносного, так и редкометального, приурочены к зонам крупных тектонических нарушений глубинного заложения. Процесс щелочного метасоматоза во всех случаях происходил после завершения регионального метаморфизма и гранитизации на данном уровне глубинности. Изученные разновидности метасоматитов большей частью тяготеют к зонам экзоконтактов крупных гранитных массивов, сложенных, существенно калиевыми биотитовыми, аляскитовыми гранитами или гранитами — рапакиви. По возрасту метасоматиты докембрия достаточно близки между собой и соответствуют среднему — позднему протерозою с возрастным интервалом 1800—1500 млн. лет.

Ураноносные метасоматиты относятся к наиболее древним образованиям (1800—1700 млн. лет) и приурочены к субмеридиональным зонам разломов глубокого заложения. Вмещающие породы, помимо гранитов, обычно представлены нижнепротерозойскими биотитовыми и амфибол-биотитовыми мигматитами и гнейсами. Все разновидности вмещающих пород альбитизированы. Среди метасоматитов выделяются апогранитные, апомигматитовые, апогнейсовые петрогенетические фации.

Повсеместно фиксируются признаки ранней микроклинизации, проявляющиеся во внешней зоне метасоматитов и достигающие максимума в промежуточной, обычно представленной альбит-микроклиновыми фациями. В подавляющем большинстве случаев в парагенезисе с микроклином присутствуют биотит, хлорит, серицит и эпидот. В отдельных случаях в парагенезисе с микроклином участвует более щелочная фаза — магнезиальный рибекит. Микроклинсодержащие ассоциации во внутренней зоне метасоматитов сменяются безмикроклиновыми, существенно альбитовыми фациями. Различаются кварцсодержащие и бес-кварцевые альбититы и в них две различные ассоциации темноцветных породообразующих минералов: одна с участием щелочных амфиболов и пироксенов из групп рибекита и эгирина; вторая, более поздняя и менее щелочная, представленная магнезиальным хлоритом и гематитом и нередко замещающая первую. Типичным породообразующим минералом ураноносных фаций альбититов является кальцит.

Рудная урановая минерализация, представленная окислами, силикатами и титанатами урана, фиксируется во внутренней зоне метасоматитов, где пространственно тяготеет к эгирин-рибекитовым фациям альбититов.

Редкоземельно-урано-ториевые метасоматиты более молодые (абсолютный возраст 1700—1600 млн. лет). Они приурочены к экзоконтактовым участкам гранитов — рапакиви и лейкократовых гранитов среднепротерозойского возраста. Петрографическая зональность в основном та же, что и в первом случае, однако во внутренней зоне преобладают хлорит и эпидот; гораздо меньшим распространением пользуются эгирин и рибекит.

Рудная минерализация, представленная монацитом, ортитом, окислами урана и цирконом, фиксируется не только во внутренней альбитовой, но и в промежуточной зоне, обогащенной калишпатом. Чрезвычайно широким распространением пользуется апатит, нередко играющий роль породообразующего минерала.

Редкоземельно-бериллиевые метасоматиты — наиболее молодые (-1500 млн. лет), приурочены они к глыбовому поднятию кристаллического фундамента, сложенного верхнепротерозойскими эффузивными, интрузивными и метаморфическими породами. Древние эффузивно-осадочные и метаморфические породы, подвергшиеся гранитизации, в районе выхода образуют асимметричную антиклинальную складку субширотного простирания. Ядро складки сложено амфибол-биотитовыми микроклиновыми гранитами. Вдоль оси складки в гранитоидах на десятки километров прослежена мощная зона разломов, к центральной части которой приурочен дайковый пояс диабазов. Дайки представлены крутопадающими телами, простирающимися на сотни метров при мощности в несколько десятков метров. В отдельных дайковых телах вдоль субгоризонтальных нарушений наблюдаются щелочные метасоматиты, обогащенные редкоземельными элементами и бериллием. Они развиваются как по амфиболизированным диабазам, так и по вмещающим их микроклиновым гранитоидам.

Метасоматиты зональны. Периферические части тел представлены амфиболизированными диабазами, промежуточные зоны альбит-биотитовыми и Mg-рибекит-альбитовыми метасоматитами. Внутренняя (тыловая) зона сложена эгирин-рибекитовыми альбититами. Рудные минералы — бастнезит, бритолит и лейкофан — приурочены преимущественно к Mg-рибекит-эгириновым альбититам тыловой зоны, обогащенным кальцитом. Собственно урановые и ториевые минералы для подобных метасоматитов не характерны, но в составе ряда минералов радиоактивные элементы присутствуют в виде изоморфной примеси (монацит, ортит, циртолит и др.).

Бериллиеносные метасоматиты приурочены к крупной тектонической зоне, в пределах которой разнообразные интрузивные (габбро, плагиоклазиты, габбро-диориты, граниты) и осадочно-эффузивные породы претерпели динамометаморфическое и метасоматическое преобразование. Метасоматиты развиты преимущественно в гранитах. Последние под воздействием щелочного метасоматоза превратились в породы кварц-полевошпатового (микроклин-альбитового) состава.

Метасоматические тела обладают зональным строением. Периферические части тел представлены интенсивно окварцованными гранитами, промежуточные — сложены последовательно сменяющимися кварц-полевошпатовыми (в основном микроклиновыми), альбит-микроклиновыми метасоматитами и альбититами. В отличие от ранее описанных типов метасоматитов отчетливо развиты поздние процессы грейзенизации, приведшие к образованию кварц-сидерофиллитовых, мусковит-кварцевых слюдисто-полевошпатовых метасоматитов. Грейзенизация вдоль субширотных тектонических нарушений накладывается на участки с более ранней альбитизацией. Бериллиевая минерализация, представленная фенакитом и гентгельвином, тяготеет в основном к полевошпатовым зонам с переменным содержанием альбита и микроклина. В отличие от ураноносных, в редкоземельно-бериллиевых альбититах в заметном количестве присутствует калий — от 3,6% (в зоне максимальной альбитизации) до 5% (в зоне микроклинизации). Для этих метасоматитов характерна акцессорная урановая (окислы, силикаты, вторичные гидроокислы) и силикатно-ториевая минерализация (торит, ортит). Непосредственной парагенетической связи урановых и ториевых минералов с бериллиевыми не отмечается.

В тесной взаимозависимости с минералогическими особенностями руд из исследованных групп альбититов находится их геохимическая характеристика (табл. 72).

Альбит — главный типоморфный породообразующий минерал. Содержание натрия во всех типах руд соответственно преобладает и, за одним исключением, не опускается ниже 5%. Калий почти отсутствует в ураноносных альбититах (0,2%), а в остальных группах появляется лишь в апогранитных фациях, наследующих его от исходных пород.

Определяющее различие руд трех групп заложено в характере преобладающих летучих компонентов: для ураноносных альбититов характерна лишь углекислота, для редкоземельно-уран-ториевых, кроме того, фосфорный ангидрит, для редкоземельно-бериллиевых — фтор. Кальций в подвергшихся замещению толщах связывается в первом случае преимущественно в карбонатной форме (кальцит), во втором в фосфатной (апатит) или силикатной, в третьем — во фторидной (флюорит) или фтор-карбонатной форме. Парагенезис редкометальных минералов в каждом случае несет следы совместного присутствия в растворах натрия и определенных летучих компонентов или их сочетаний: редкоземельно-ториевые фосфаты и алюмосиликаты во втором случае (монацит, ортит), и фторкарбонаты и силикофосфаты (бастнезит, бритолит) в третьем, щелочно-фтористые амфиболы в ураноносных и редкоземельных фациях, щелочно-фтористый бериллиевый минерал лейкофан и др. Четкое соответствие геохимического типа альбититов их рудной субформации (U — CO2; Th, U, TR — Р2О5, СО2; Be, TR — F, PoO5, CO2) позволяет говорить о геохимической миграционной природе различий в характере оруденения и связывать их с различной подвижностью и устойчивостью соответствующих щелочных (калиевых и натриевых) карбонатных, фосфористых, фтористых комплексных соединений радиоактивных и редких металлов в минералообразующих растворах.

Второстепенные металлогенические особенности каждого типа альбититов также вполне определенны (см. табл. 72).

Натрово-углекислый ураноносный тип альбититов характеризуется низкими, околокларковыми содержаниями в рудах всех оксифильных элементов, кроме циркония. Отсутствие тория и редких земель однозначно свидетельствует об отделении и миграции урана в натрово-карбонатных растворах в окисленном состоянии. Вместе с тем, в нем определенно повышено содержание золота, проявляющего здесь свои сидерофильные свойства, а также мышьяка. Особенно повышено содержание золота в рибекитах (до 4*10в-5 %); на порядок меньше — в акцессорных сульфидах: пирите и галените (4—6-10-6%).

Щелочно-фосфорно-углекислые метасоматиты, кроме урана и циркония, обогащены торием и редкими землями цериевой группы. Концентрация тория и редких земель сохраняется в альбититах и в отсутствии больших количеств углекислоты, а в апогранитных хлорит-эпидот-калишпатовых фациях — и фосфора.

Щелочно-фтористые редкометальные метасоматиты резко обогащены литием, бериллием, ниобием; апогранитные фации — также оловом, свинцом, молибденом. Аподиабазовые щелочные углекисло-фтористые метасоматиты, кроме того, особенно обогащены цериевыми лантаноидами.

Таким образом, все основные металлогенические особенности изученных групп щелочных метасоматитов докембрия тесно коррелируются анионным составом минералообразующих растворов, влияющим на мобилизующую, транспортирующую и концентрирующую металлы функцию. Единственное своеобразие, которое вносит в двух последних группах катионное различие (накопление вместе с натрием калия), состоит в синхронном обогащении их рубидием, что для чисто натровых щелочных метасоматитов не характерно.

Общая геохимическая особенность почти всех ураноносных и редкометальных щелочных метасоматитов докембрия — их повышенная цериеносность — соответствует постгранитизационной природе этих образований, так как докембрийская гранитизация всегда сопровождается относительном обогащением лейкократовых продуктов наиболее легкими лантаноидами. Существенное накопление тяжелых лантаноидов в основном характерно для после-магматических щелочно-фтористых метасоматитов более поздних эпох.

Приведенный материал свидетельствует об эволюции во времени и пространстве состава докембрийских щелочных метасоматитов: от более древних и глубинных щелочно-карбонатных и ураноносных — к более молодым и менее глубинным щелочно-фтористым и редкометальным.