Кирильон - Аргиллизиты докембрия

Глава 2. Аргиллизиты докембрия

2.1. Геолого-структурные и литологические условия локализации аргиллизитов

Основные особенности распространения аргиллизитов рассматривались ранее (первая часть научного отчёта). Ниже рассматриваются особенности проявления аргиллизитового метасоматоза в типовых структурных обстановках.

Околорудная аргиллизация в вулканических породах Улканского прогиба.Проявления околорудной аргиллизации рассматриваются на примере Элгэтэйского рудного поля в западной части Улканского прогиба (рис. 24), где они распространены особенно широко. Площадь отмечается высокой рудонасыщенностью: на территории в 25 кв. км зоны аргиллизитов контролируют десятки рудопроявлений и проявлений, в том числе бериллия, ниобия, молибдена, урана и два месторождения: «Элгэтэ» (Мо, с U) и «Красная Горка» (Та, Nb).

Рис. 24. Геологическая карта и разрез Элгэтэйского рудного поля По Соломатину Г.Б., Кириллову В.Е., 1989)

1 – четвертичные отложения, 2-7 – покровные образования элгэтэйского комплекса: 2 – трахиты, 3 – игнимбриты трахитов, 4 – игнимбриты кислого состава, 5 – риолиты, 6 – туфы риолитов, 7 – лавобрекчии умеренно-кислого состава, 8 – песчаники топориканской свиты, 9 –гнейсы тырканской серии, 10 – трахиты экструзивной фации, 11 – трахириолиты экструзивной фации, 12 – сиениты, 13 – граниты, 14 – дайки основного состава, 15 – разрывные нарушения, 16 – ореолы аргиллизитов с участием смешанно-слойных минералов, 17 – ореолы иллитовых аргиллизитов, 18 – рудопроявление Ве, 19 – рудопроявление U, 20 – месторождение Мо, 21 – рудопроявления Nb, 22 – проявления флюоритовой минерализации.

В пределах рассматриваемой площади вулканиты элгэтэйской свиты слагают депрессионную структуру. С окружающими выходами архейского фундамента (на севере и западе) и другими вулканогенными образованиями (на юге и востоке) структура граничит по разрывным нарушениям. Метаморфические породы, слагающие основание вулканитов, представлены преимущественно интенсивно гранитизированными биотит - амфиболовыми и пироксеновыми гнейсами и амфиболитами.

Геологическое строение центральной части Элгэтэйской структуры отличается значительной сложностью. Наряду с развитием покровной фации, широко распространены породы экструзивной и околожерловой фаций, встречаются интрузии сиенитов субвулканической и силловой фаций. Вулканические породы представлены преимущественно трахириолитами, их туфами и игнимбритами; в строении западной части структуры заметную роль играют трахиты и трахиандезиты. Диагностика вулканических пород значительно усложняется из-за широко и интенсивно развивающейся по их массе гематитизации. Местами в виде блоков, ограниченных крутопадающими разломами, на земную поверхность выходят подстилающие вулканиты существенно кварцевые песчаники

В пределах вулканогенного поля исключительно широким распространением пользуются нарушения, среди которых заметно преобладают крутопадающие. Встречаются отдельные блоки, целиком подвергшиеся объемному дроблению. Нарушения выполнены линейными зонами трещиноватых, брекчированных, катаклазированных пород мощностью до 200м. Из числа разломов преобладают субмеридиональные, субширотные, северо - западные и северо - восточные (круговые диаграммы рис. 24).

Ореолы приразломной околорудной аргиллизации имеют в плане линейную или овальную форму и всегда контролируются разрывными нарушениями. Наиболее значительного масштаба изменения приобретают в трахириолитах, трахитах и в их вулканокластических разностях. Мощность ореолов варьирует от первых метров до нескольких сотен метров, протяженность – от десятков метров до нескольких километров. На участках пересечения разломов мощность ореолов увеличивается.

Аргиллизация в породах осадочных прогибов.Проявления аргиллизитового метасоматоза на территории Учуро-Майского прогиба распространены достаточно широко, развиваясь в терригенных, реже терригенно-карбонатных породах на разных уровнях слоистой толщи платформенного чехла. Различается объемная и приразломная околорудная аргиллизация. Первая обширно распространена в восточной части Амуликанского грабена, а также в западной и центральной частях Учурского прогиба. Сопровождается выносом большинства микроэлементов. Вторая отчетливо контролируется разрывными нарушениями, как крутопадающими, так и надвиговыми, и проявилась в западной и центральной частях Учурского прогиба.

Аргиллизация рассматриваются на примере месторождения Ba, Cu с мoлибденом, Mn, Sr «Адаргай» (рис. 25), где проявлены оба типа аргиллизации (Кириллов и др., 1999). Рудные обьекты располагаются в центральной части Учурского прогиба. Месторождение барита, выявленное с использованием бурения, оценено как крупное, перспективы других полезных ископаемых в должной мере не оценены. Рудные проявления находятся в пределах крупной (площадью до 15 км²) комплексной (Ni, Co, Cr, U, V, Ag, Mo) геохимической аномалии, контролируемой ореолами аргиллизитовых изменений. Рудные залежи располагаются в породах протоплатформенных отложений, расчлененных на три пачки.

Нижняя пачка мощностью свыше 600 метров сложена светло-розовыми кварцевыми и олигомиктовыми песчаниками с маломощными горизонтами гравелитов и алевролитов. Средняя пачка мощностью 110 метров представлена сероцветными песчаниками, песчанистыми доломитами и пелитоморфными доломитами с прослоями алевролитов и алевропесчаников. Верхняя пачка мощностью около 200 метров сложена красноцветными кварц-полевошпатовыми песчаниками, алевролитами с маломощными прослоями доломитов в верхней части. Кристаллический фундамент осадочной толщи, по геофизическим данным, находится на глубине около 950 м.

Рис. 25. Геологический разрез через центральную часть Адаргайского рудного поля (по Горошко, Гурьянову, 2007).

1 -2 – платформенные отложения: 1 – песчаники и алевролиты адаргайской свиты; 2 – песчаники гонамской свиты с горизонтами гравелитов и алевролитов, 3 – зона надвига, 4 – разрывные нарушения, 5 – нижняя граница ореола аргиллизитовых изменений, 6 – нижняя граница комплексного ореола рассеяния рудных элементов (урана, свинца, мышьяка, кобальта, никеля, меди, ванадия, молибдена, серебра) 7 – залежь метасоматических баритовых руд, 8 – штокверк жильных баритовых руд, 9 – буровые скважины с указанием абсолютных отметок их устья и глубины в метрах.

Образования второй и третьей пачек выполняют вытянутую в северо-западном направлении пологую брахисинклиналь, осложняющую моноклинальное залегание пород гонамской свиты. Площадь брахисинклинали составляет 25 км². В 3-5 км к северу отложения гонамской свиты перекрываются доломитами омахтинской свиты.

Площадь находится в зоне влияния крупных крутопадающих разломов субмеридионального, субширотного, СЗ и СВ простирания, выраженными линейно-вытянутыми участками трещиноватых пород и брекчий. Кроме них, установлена надвиговая структура, полого (5-20⁰) падающая на северо-запад. Надвиг, прослеженный бурением на расстояние более чем 1 км, выражен интенсивно перетертыми породами и косо, под острым углом срезает границу нижней и средней пачек.

Аргиллизация развивается в песчаниках, охватывая зону надвига и распространяясь от него на глубину 80-200м.

В других местах (западная часть Учурского прогиба, Амуликанский прогиб) аргиллизация отчётливо приурочена к нижней и базальной частям терригенной толщи.

2.2. Минеральный состав и зональность аргиллизитов

Улканский прогиб. В вулканитах Элгэтэйской структуры, уверенно выделяются ореолы околорудных аргиллизитов двух типов, хорошо различающихся минеральным составом центральных зон колонок и рудной специализацией. Зоны первого типа контролируют уран-молибденовое, второго – тантал - ниобиевое оруденение.

По своей геолого-структурной позиции ореолы двух типов несколько отличаются между собой.

Зоны уран-молибденового оруденения контролируются нарушениями северо-западного и северо-восточного простирания и тяготеют к участкам, сложенными вулканокластическими образованиями кислого состава покровной фации в центральной и восточной части структуры.

Зоны с тантал-ниобиевым оруденением контролируются нарушениями северо-западного и субширотного простирания и преимущественно тяготеют к вулканическим постройкам трахитового состава в западной части структуры, в меньшей мере, к вулканитам кислого состава в ее центральной части.

Ореольные околорудные аргиллизиты имеют симметричное зональное строение и довольно отчетливые внешние границы, хорошо определяемые по разнице цветовых окрасок пород. Таблица 13 представляет минералы околорудных аргиллизитов по вулканитам, таблица 14 - метасоматическую колонку «первого» типа, таблица 15 -«второго» типа. Обе разновидности колонок рассматриваются на примере измененных трахириолитов. К петрографическим особенностям трахириолитов Элгэтэйской структуры относятся более частое развитие флюидальной текстуры, метасферолитовой и микропойкилобластовой структур. Из акцессорных минералов характерны апатит и гранат.

Таблица 13. Минералы рудоносных аргиллизитов, Улканский прогиб

Встречаемость, %	Измененные трахириолиты	Измененные трахиты
Основные	Иллит, кварц, гематит, гетит, смешанно-слойные минералы	Иллит, смешано-слойные минералы, кварц, гематит, гетит
Второстепенные, 2-10 %	Сидерит*, флюорит, халцедон, каолинит	Бертрандит*, флюорит, каолинит
Акцессорные, редкие, рудные	Селадонит, хлорит, эпидот, анатаз, рутил, ильменит, магнетит, пирит, лейкоксен	Сидерит, хлорит, эпидот, халцедон, рутил, пирит, халькопирит, сфалерит, гидротизированный настуран, самородная медь, золото, эвксенит*
Гипергенные	Ферримолибдит*, гидроокислы марганца, ярозит, лепидокрокит, вульфенит, купросклодовскит, метаураноцирцит, лимонит	Вульфенит, лимонит

Примечание: диагностика помеченных «*» минералов уточнена рентгено-структурным анализом.

Таблица 14. Элгэтэйское рудное поле. Строение метасоматической колонки в аргиллизированных трахириолитах (зоны первого типа)

№ зоны	Название зоны	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Фельдшпатолитизированные породы	Ортоклаз, кварц, адуляр, биотит, амфибол, хлорит	Темноцветные минералы® хлорит, каолинит; калишпат® каолинит
1	Внешняя	Ортоклаз, кварц, адуляр, хлорит, каолинит	Калишпат, хлорит, каолинит® иллит
2	Промежуточная	Ортоклаз, кварц, адуляр, иллит	Ортоклаз, адуляр ®иллит
3	Внутренняя	Кварц, иллит	Иллит®смешанно-слойные минералы
4	Центральная	Кварц, смешанно-слойные минералы (гидрослюда-монтмориллонит)

Таблица 15. Элгэтэйское рудное поле. Строение метасоматической колонки в аргиллизированных трахириолитах (зоны второго типа)

№ зоны	Название зоны	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Фельдшпатолитизированные породы	Ортоклаз, кварц, адуляр, биотит, амфибол, хлорит	Темноцветные минералы® хлорит, каолинит; калишпат® каолинит
1	Внешняя	Ортоклаз, кварц, адуляр, хлорит, каолинит	Калишпат, хлорит, каолинит® иллит
2	Промежуточная	Ортоклаз, кварц, адуляр, иллит	Ортоклаз, адуляр ®иллит
3	Внутренняя	Кварц, иллит	иллит®гематит
4	Центральная	Кварц, иллит, гематит

Для обоих типов метасоматических колонок, вне зависимости от исходного состава пород, изменения вплоть до центральной зоны проявляются одинаково. Во внешних зонах ореолов отмечается каолинизация (особенно интенсивно проявляющаяся в породах кислого состава) и хлоритизация. Каолинит развивается по калишпату и темноцветам, хлорит – по темноцветам. В промежуточных зонах колонок появляются гнездообразные выделения иллита (тонкочешуйчатого гидросерицита) по выделениям ортоклаза, адуляра, новообразованным каолиниту и хлориту, а также по основной массе; калишпат частично сохраняется. Во внутренних зонах исчезают все минералы, кроме новообразованных кварца и иллита и основная масса полностью преобразуется. В этих частях колонки структура становится полностью метасоматической, с очень неравномерным распределением минералов. Есть участки сложенные, в основном, иллитом, где содержания кварца не превышают 20-25% и, наоборот, такие, где кварц составляет 60-70%.

Наиболее характерный минерал этой зоны – тонкочешуйчатый гидросерицит (иллит) бесцветен; под микроскопом, в скрещенных николях имеет характерные низкие желтовато-белые цвета интерференции. Показатель двупреломления иллита – 0.010-0.011, размеры чешуек не превышают 0.01 мм. В массах иллита можно выделить реликтовые участки, замещенные этим минералом, но сохраняющие первоначальную структуру породы, например, перлитовую отдельность. Присутствуют агрегаты, выполняющие прямоугольные формы (полностью замещенные выделения калишпата).

Другой распространенный минерал, кварц, представлен зернами овальной или неправильной формы с извилистыми неровными очертаниями с размерами не более десятых долей миллиметра.

На участках породы с небольшим содержанием кварца минерал образует единичные редкие зерна, а там, где его количество возрастает – гранобластовые агрегаты.

Зоны аргиллизитов первого типа (с уран-молибденовым оруденением) характеризуются наличием центральной зоны, сложенной агрегатом кварца и смешанно-слойных (гидрослюда-монтмориллонит) минералов. Отмечается закономерная смена их качественного состава к осевым частям зон – в структуре смешанно-слойных минералов увеличивается количество слоев монтмориллонита с 2 до 15 %. Кондиционное оруденение приурочено только к центральным частям зон, мощность которых достигает нескольких десятков метров.

Смешанно-слойные минералы имеют тонкочешуйчатый облик, размеры в сотые доли миллиметра. Их характеризуют низкие (серые, светло-серые) интерференционные окраски, понижение двупреломления до 0.006 – 0.004 %.

Между количеством слоев монтмориллонита в структуре смешанно-слойного минерала и содержанием урана, молибдена в породах существует определенная зависимость, выражающаяся в том, что до осевой части зоны содержания рудных элементов возрастают пропорционально количеству монтмориллонита (рис. 26).

Рис. 26. Зависимость содержаний молибдена в породах от количества слоев монтмориллонита в структуре смешано-слойного минерала

1 – содержание монтмориллонита (м) в %; 2 – содержание молибдена, в %; 3 – трахириолиты; 4 – участки трещиноватых пород; 5 – участки интенсивно трещиноватых пород; 6 – участки интенсивно брекчированных пород.

Процесс оруденения непосредственно сопровождал аргиллизацию, более поздние гидротермальные жильные образования рудной минерализации не содержат. Первичные рудные минералы не встречены, вторичные представлены вульфенитом и ферримолибдитом, присутствуют гидратированный настуран и гипергенные урановые минералы. Ферримолибдит и урановые минералы образуют корочки, волосовидные прожилки, тонкую вкрапленность. Вульфенит встречается более обильно, насыщая тонкочешуйчатую слюдистую массу.

Вслед за аргиллизитовым метасоматозом в центральных, наиболее нарушенных частях зон образовалась жильная минерализация, последовательность появления которой устанавливается по взаимоотношениям прожилков: 1)образование прожилков и жил мощностью до нескольких десятков сантиметров микрозернистого кварца, вмещающего гнезда темно-фиолетового флюорита, а также обильную мелкую вкрапленность пирита; 2)образование многочисленных взаимопересекающихся прожилков и гнезд флюоритового, флюорит-бертрандитового, пирит-гематит-флюоритового состава. Самостоятельный интерес могут представлять флюоритовая и бертрандитовая минерализация. Эти минералы выполняют как прожилки, так и цемент тектонических брекчий, мощность жил флюорита может достигать 1 метра, бертрандита – нескольких десятков сантиметров.

Зоны второго типа характеризуются развитием в центральной зоне иллита и кварца, а также обильной гематитизации (рис. 27). Переходы из зоны в зону не резкие, но границы центральной зоны выражены отчетливо и хорошо различимы визуально вследствие резкого изменения цвета породы с фисташково-зеленого на красный. Оруденение ограничено только центральной зоной колонки, мощность которой колеблется от нескольких метров до нескольких десятков метров. В игнимбритах трахитового состава откартирована центральная зона аргиллизитов второго типа мощностью 280 метров. Процесс метасоматических изменений в зонах второго типа проявился в два этапа: 1)образование кварца и иллита, 2)образование кварца и буро-красного гематита вдоль трещин. Эти минералы замещают скопления иллита. Кроме прожилковидных выделений, гематит присутствует в виде крошечных комковатых частиц, окрашивающих породу в красный цвет.

Рис. 27. Особенности проявления гематитизации (черное) в аргиллизитах. Серое – иллит, белое – кварц

Шлиф К-532-6, увеличение 25, николи //.

Вслед за метасоматической, проявилась жильная гидротермальная стадия. Жильная минерализация образовалась на участках наиболее интенсивной тектонической нарушенности в следующей последовательности: 1)образование прожилков и гнезд гематита – «железного блеска» тонкопластинчатого строения, содержащего гнезда темно-фиолетового флюорита; 2)образование жил светлого (желтоватого, зеленоватого) флюорита и, что более характерно для зон этого типа, карбоната (сидерита); 3)образование прожилков халцедона.

Особенности проявления процесса аргиллизации в трахитах для зон второго типа принципиально не отличается от аналогичных в трахириолитах. При этом, в краевых и промежуточных зонах наряду с иллитом и каолинитом появляется монтмориллонит. В центральной части колонки калиевые полевые шпаты полностью замещены иллитом, но форма и положение псевдоморфоз восстанавливают трахитовую структуру.

Для вулканокластических пород характерна большая избирательность изменений. В игнимбритах трахитов при умеренном проявлении процессов гидрослюдистые агрегаты развиваются не повсеместно, а на отдельных участках и по некоторым обломкам. Мелкие гнезда, жилковатые выделения, сыпь гидрослюды присутствуют и во фьямме. Размер гнездообразных выделений редко превышает 0.03 мм. В массе породы отмечаются единичные, тончайшие (мощностью 0.02 мм), но очень выдержанные по простиранию прожилки гидрослюды. Гематитизация, гетитизация игнимбритов проявлена повсеместно по обломкам, фьямме и цементирующей массе, причем участками настолько интенсивно, что становится неразличимым минеральный состав пород.

Рис. 28 демонстрирует два петрофизических разреза через зоны аргиллизации. Для зон первого типа в целом характерно, от периферии к центру, уменьшения плотности и сопротивления, увеличение пористости; для зон второго типа – увеличение плотности, с падением сопротивления и уменьшением пористости в иллитовой зоне (последнее, вероятно, в связи с заполнением микротрещин и пор породы).

Рис. 28. Петрофизический разрез через зоны метасоматической колонки аргиллизированых трахириолитов: а – зоны первого типа с молибденовым оруденением; б – зоны второго типа с ниобиевым орудененеием.

Зоны колонки: 0 – фельдшпатолитизированные трахириолиты; 1 – внешняя; 2 – промежуточная; 3 – внутренняя; 4 – центральная.

Платформенные прогибы.Таблица 16 дает представление о минералах аргиллизитов, таблица 17 – об их метасоматической колонке. Примечательно, что аргиллизиты характеризуются большим количеством акцессорных, редких и рудных минералов, что косвенно может свидетельствовать об участии различных источников формирования растворов.

Таблица 16. Минералы аргиллизитов, Учурский прогиб

Встречаемость	Минералы аргиллизитов, развивающиеся по терригенным и терригенно-карбонатным породам
Основные, >10%	Кварц, иллит, смешанно-слойные (гидрослюда-монтмориллонит), монтмориллонит
Второстепенные (2-10%)	Каолинит, хлорит, адуляр, доломит, кальцит, сидерит, барит
Акцессорные, редкие, рудные	Серицит, сфен, фторапатит, гипс, сильвин, ярозит, альбит, лепидокрокит, ректорит, гекторит, гониерит, лейтонит, лизардит, углеродистое вещество, турмалин, мусковит, гематит, вернадит, ильменит, магнетит, пирит, галлуазит, пиролюзит, псиломелан, рутил, вюртцит, зусманит, арсенопирит, халькопирит, блеклая руда, елизаветинскит, бераунит, штренгит, марказит, халькозин, галенит, арканит, атакамит, малахит, брошантит, азурит*, хризоколла

Примечание: «*» помечены минералы, диагностика которых уточнена рентгено-структурным анализом.

Таблица 17. Метасоматическая колонка аргиллизитов по кварц-полевошпатовым песчаникам гонамской свиты, Учурский прогиб

№ зоны	Название зоны	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Песчаники	Кварц, ортоклаз, адуляр, плагиоклаз, цемент (кварц, полевой шпат, серицит)	Кварц, адуляр, цемент® альбит
1	Внешняя	Кварц, альбит, ортоклаз, адуляр, цемент	Альбит ®кварц, гидрослюда. Ортоклаз, адуляр ®кварц, гидрослюда. Цемент® кварц, гидрослюда
2	Промежуточная	Кварц, гидрослюда, серицит	Гидрослюда, серицит® монтмориллонит, гекторит
3	Внутренняя	Кварц, гидрослюда, монтмориллонит, каолинит, гекторит

Субстратом, по которому развивались метасоматиты, служили преимущественно песчаники и более тонкообломочные породы. Характер изменений во всех типах пород в целом однотипен.

Песчаники представляют собой розовые породы с неяснослоистой или тонкослоистой текстурой. Обломочная фракция составляет около 85-95% объема породы, остальное приходится на долю цемента. Песчаники состоят из кварца (25-50% объема породы), калиевого полевого шпата – санидина, ортоклаза, бариевого ортоклаза (50-75%), небольшого количества плагиоклаза. Специфический состав песчаников говорит о том, что их толщи образовались за счет магматических пород (возможно, PR₁), а не за счет гнейсов, полевой шпат в которых представлен преимущественно плагиоклазом. В песчаниках, слабо затронутых изменениями, присутствует контактово-регенерационный цемент нарастания, по составу отвечающий обломочному материалу. В затронутых региональными изменениями песчаниках цемент вторичный, часто регенерационный, калишпат-кварцевый или адуляр-калишпат-кварцевый.

Во внешних зонах колонки альбитизация – наиболее типичный процесс. Альбит представлен пертитами в зернах калишпата. Пертиты разнообразны по форме – от тонких, длинных нитевидных до прерывистых. Иногда они встречаются в виде бесформенных пятен или образует мелкие вытянутые зерна, замещающие часть обломка калишпата.

Для промежуточных зон колонки характерно образование гидросерицита, сопровождаемое окварцеванием. Гидросерицит политипов 1М, 2М слагает гнездообразные или неправильные формы обособления по калишпатам и адуляру, замещая их частично или полностью. Гидросерицит представлен его тонкочешуйчатой разновидностью с размерами в первые сотые доли мм. Бесцветен в проходящем свете, с низкими цветами интерференции (серые, белые, не выше желтых). Кварц образует каемки вокруг песчинок этого же состава, а также отдельные участки, сложенные гранобластовым агрегатом полигональных зерен с полной или частичной потерей следов реликтовой обломочной текстуры.

Во внутренних зонах колонки происходит замещение гидросерицита монтмориллонитом (гекторитом) и смешанно-слойным минералом (ректоритом). В центральной зоне появляется каолинит и галлуазит. Перечисленные глинистые минералы слагают гнездообразные скопления, обособления неправильной формы, реже встречаются в виде тонких, непротяженных просечек.

Сульфидная минерализация образовалась вслед за основными метасоматическими минералами, приурочена к промежуточным, внутренним и центральным зонам колонки. К минералам этой стадии относятся галенит, марказит, халькозин, халькопирит, арсенопирит и пирит, последний развивается наиболее обильно. Для пирита установлены две его генерации. Более ранняя образует идиоморфные выделения, часто имеющие в плоскости шлифа гексагональные сечения. Более поздняя генерация характеризуется микроскопическими выделениями округлой, почковидной, неправильной, квадратной формы, нарастающими на раннюю генерацию. Участки, обогащенные пиритом и другими сульфидами, приобретают темно-серую окраску, слоистую текстуру, обусловленную неравномерным послойным распределением рудных минералов.

В последние этапы аргиллизации произошло выщелачивание пород с появлением в них многочисленных мелких (до 1 мм) и более крупных (до нескольких см) уплощенных пустот. Они вытянуты согласно слоистости пород и выполнены агрегатом низкотемпературных минералов: призматического кварца (мономинеральное заполнение) или 2-3-х минералов с зональным расположением от краев к центру: кварц-сульфиды; кварц-гипс; кварц-штренгит; кварц-гетит-гипс; кварц-бераунит; кварц-гетит и кварц-лимонит. Вероятно, в это же время появились ярозит, лепидокрокит, вернадит, псиломелан. Два последних минерала местами образуют значительные скопления.

На восточных флангах Конкулинского рудопроявления, в каолинитовых и гидросерицитовых аргиллизитах зоны Толукского разлома выявлена гинсдалитовая минерализация. Спектральный анализ монофракции гинсдалита показал, что содержания фосфора в нём составляют 30%, Ba 20%, U и Pb по 0.1%, Sr 0.3%.

Вслед за аргиллизацией проявлены интенсивные карбонатизация и баритизация. Эти минералы не включены в метасоматическую колонку ввиду очевидной оторванности их образования от аргиллизации во времени. Вместе с тем баритизация и карбонатизация встречаются только в пределах ореолов аргиллизированных пород и, вероятно, связаны с последними единым гидротермальным процессом.

Карбонаты (кальцит, доломит, сидерит) слагают жилообразные и линзообразные круто- и пологопадающие метасоматические залежи, состоящие из мелко-тонкокристаллических агрегатов, часто имеющих оолитовое строение. Характер взаимоотношений карбонатов различного типа довольно сложный, но в целом можно выстроить такую последовательность их образования: кальцит ®смесь кальцита и доломита® доломит и сидерит. Для оолитов карбоната характерно концентрически- зональное строение с размерами зерен в десятые доли мм. Карбонаты корродируют все предыдущие новообразованные и реликтовые минералы. С образованием карбонатов ассоциировалось появление хлорита, обогащенного Mn, Mg и Fe.

Вероятно, близодновременно с карбонатизацией шло образование локальных скоплений мелкокристаллического апатита и углеродистого вещества. Апатитовые агрегаты образуют концентрические кольца в кварце и цементе пород (рис. 29). Местами количество апатита настолько велико, что он играет заметную роль как компонент цемента. Мелкие выделения углеродистого вещества рассеяны в цементе породы и не образуют скоплений. Отмечено его нарастание на зерна кварца. Углеродистое вещество имеет размер в сотые, редко первые десятые доли мм, овальную форму. Непрозрачно, имеет низкую отражательную способность (серое с коричневым оттенком). В отдельных выделениях отражательная способность неоднородная. Углеродистое вещество в косом свете черное, макроскопически тоже черное, с низкой твердостью, очень хрупкое.

Барит имеет как метасоматическое, так и жильное гидротермальное происхождение. Соответственно, выделено два типа баритовых залежей, различающихся по морфологии: жильная крутопадающая и субпологая пластовая метасоматическая (Кириллов и др., 1999). Они сопряжены в пространстве и могут рассматриваться как единое месторождение.

Жильный тип баритовой минерализации контролируется зоной крупного крутопадающего разлома СВ простирания, выраженного линейно-вытянутыми участками катаклазированных пород и брекчий мощностью 16-30 м. Крупнокристаллический барит в разломной зоне образует линзы мономинерального состава размером до 0.7?3.5 м, брекчии на баритовом цементе, кулисы из жил мощностью от нескольких см до десятков метров каждая. Содержания бария в зоне по данным эмиссионного спектрального анализа варьируют от первых процентов до 50%. Примечательно, что если барит жил и брекчий образовался путем выполнения открытых полостей, то отдельные линзы барита сформировались в довольно плотных песчаниках, вероятно, при метасоматическом замещении исходной породы с постепенным разрастанием новообразованных минералов. «Гидротермальный» барит образует пластинчатые, таблитчатые, часто веерообразные и крупнолистоватые полупрозрачные агрегаты белого, светло-серого, розоватого цвета, часто с красновато-коричневым оттенком из-за присутствия гидроокислов железа. Его химический состав приведен в таблице 18.

Таблица 18. Химический состав барита

№№ пп	№№ обр.	BaO	SO₃	SrO	Na₂O	Al₂O₃	Сумма
1	К-592	63.53	35.86	2.07	0.05	0.50	102.01
2	4270-1	63.39	36.35	1.61	-	0.57	102.92

Формула (1) – (Ba _0.92 Sr _0.04 Na _0.003 Al _0.022) _0.985 S _0.999 O ₄

Формула (2) – (Ba _0.915 Sr _0.034 Al _0.025) _0.974 S _1.00 O ₄

Согласно этим анализам, барит представлен его «чистой» разностью, имеющий небольшую примесь Sr и Al. Другие петрогенные окислы (SiO₂, CaO, FeO и др.), а также элементы-примеси практически отсутствуют. Согласно корреляционному анализу, не отмечается связи бария с другими элементами; следовательно, барит образовался в самостоятельную фазу.

Метасоматическая баритовая залежь имеет субпологую пластообразную форму и залегает в олигомиктовых песчаниках нижней пачки гонамской свиты ниже зоны надвига в подошве средней пачки (рис. 25). Баритовые руды формировались путем метасоматического замещения минералов песчаников и доломитов. Буровым профилем со скважинами, расположенными через 100-300 м, пластовая залежь прослежена более чем на 1200 м, ее полная длина осталась невыясненной. Среднее содержание окиси бария на пласт мощностью 17 м составляет 3%.

Характерными текстурами метасоматических руд являются массивная, пятнистая и вкрапленная. Идиоморфные прозрачные кристаллы барита, как правило, обнаруживаются при микроскопических исследованиях и редко достигают 1,5 мм. В шлифах барит бесцветный водяно-прозрачный, в крупных выделениях видна совершенная спайность в одном направлении, двупреломление составляет 0.09-0. 012. Метасоматический барит интенсивно коррозирует кварц, калиевый полевой шпат, другие минералы, выполняя межзерновые пространства (рис. 30), образует вкрапленность, жилковидные выделения (рис. 31). Местами в барите наблюдаются реликты корродированных зерен кварца и адуляра, имеющие скелетные формы. На отдельных участках отмечаются явления гипергенного (?) разложения барита – пятнами или вдоль волосовидных трещин. При этом он становится непрозрачным, приобретает серовато-бурый цвет.

Рис. 29. Распределение микрокристаллического апатита в зернах кварца в песчаниках. Увеличение 100.

Рис. 30. Проявление баритизации в аргиллизированных песчаниках – кристаллы барита в пустотке (мелкий крап), черное – рудные минералы, белое овальной формы – окатанные зёрна кварца, косая штриховка – цемент песчаников. Увеличение 100.

Рис. 31. Метасоматическая баритизация: Ва – барит, Kfs – калишпат, Q - кварц, Ad – адуляр, крап – глинисто-гидрослюдистые массы. Увеличение 230.

2.3. Петрохимический состав и геохимические особенности аргиллизированных пород

Улканский прогиб. Изучение баланса движения веществ в зонах первого типа показывает, что во внутренних зонах (кварц-иллитовая ассоциация) незначительно увеличивается содержание SiO₂, Fe₂O₃и FeO; заметно – MgO (что связано с его концентрацией в иллите, 1–3%), а также P₂O₅. Остальные петрогенные окислы преимущественно выносятся. Характерен вынос калия – его количество в метасоматитах по сравнению с трахириолитами уменьшается вдвое. В центральной зоне колонки (табл. 19) отмечаются во многом противоположные тенденции. Уменьшается количество кремнезема, заметно – глинозема. Увеличивается содержание MnO, TiO₂ и, что особенно характерно, CaO, Na₂O, что связывается с их присутствием в монтмориллоните смешанно-слойного минерала. Диаграмма рисунка 11 (гл. 1 отчёта) дает возможность проследить поведение щелочных элементов от зоны к зоне колонки. Заметно, что калий заметно выносится уже из промежуточной зоны колонки (разрушение килишпата), вновь увеличиваясь до 5-7 % во внутренних зонах (содержится в гидрослюдистых массах) и слабо уменьшаясь в центральных. Содержания натрия невелики, они увеличиваются во внешней и центральной зонах колонки.

Геохимическая специализация зон первого типа определяется, кроме рудных содержаний Мо (0.1 –0.3%) и U (0.1%), еще и повышенными концентрациями Pb (0.05%), As (0.01%), F (до нескольких процентов), местами Ag (до 30 г/т). Серебро содержится в пирите, рассеянном в кварцевых жиловидных телах. Минералы, содержащие Mo, U, Pb образуют тесную пространственную ассоциацию, что подтверждается данными корреляционного анализа (гл. 1 отчёта, рис. 21). Кроме перечисленных элементов, в повышенных концентрациях в рудах содержится Zn. Остальные рудные элементы либо выносятся, либо остаются индифферентными.

Таблица 19. Баланс движения веществ в зоне замещения трахириолита (1) аргиллизитом состава кварц-смешанно-слойный минерал (гидрослюда-монтмориллонит) – (4).

Ком по нен ты	Вес, %				Содержания окислов в 1000 см³ (г)		Привнос-вынос на 1000 см³
	Результаты анализов		Приведенные к 100%		Содержания окислов в 1000 см³ (г)		Привнос-вынос на 1000 см³
	1	4	1	4	1	4	Абс. разности	В % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO₂	71.22	64.05	72.08	63.93	1809.2	1604.6	-204.6	-12.8
TiO₂	0.27	0.46	0.27	0.46	6.8	11.5	+4.7	+69.1
Al₂O₃	14.10	10.80	14.23	10.78	357.2	270.6	-86.6	-32.0
Fe₂O₃	1.10	2.60	1.11	2.59	27.9	65.0	+37.1	+133.0
FeO	0.43	0.32	0.43	0.32	10.8	8.0	-2.8	-35.0
MnO	0.01	0.13	0.01	0.13	0.3	3.2	+2.9	+967.7
MgO	0.05	0.25	0.05	0.25	1.3	6.3	+5.0	+384.6
CaO	0.14	6.72	0.14	6.71	3.5	168.4	+164.9	+4711.4
Na₂O	0.02	1.30	0.02	1.30	0.5	32.6	+32.1	+6420.0
K₂O	10.70	6.00	10.81	5.99	271.3	150.3	-121.0	-80.5
SO₃	0.10	0.10	0.10	0.10	2.5	2.5	0	0
P₂O₅	0.01	0.09	0.01	0.09	0.3	2.3	+2.0	+667.7
CO₂	0.20	5.30	0.20	5.29	5.0	132.8	+127.8	+2556.0
H₂O⁺	0.30	1.03	0.30	1.03	7.5	25.9	+18.4	+245.3
H₂O^-	0.22	0.61	0.22	0.61	5.5	15.3	+9.8	+178.2
Nb₂O₅	0.02	0.02	0.02	0.02	0.5	0.5	0	0
MoO₃	0	0.4	0	0.4	0	10.0	+10.0	+900.0
+S							+414.7	+16.52
-S							-415.0	-16.53
S	98.89	100.18	100.0	100.0	2510.1	2509.8	+0.3	-0.01
d	2.57	2.63
Du	2.51 (do)	2.51
П	2.48%	4.47%

Для большинства дифференцирующихся элементов геохимическая зональность определяется постепенным увеличением их содержаний к центру (рис. 32а; 33). В центральных зонах накапливаются U, Mo, Pb, As, Ag и, в меньшей мере Cu, увеличивается содержание Sr; из этой же зоны выносятся V, Mg. Содержания Zn увеличиваются в промежуточных и особенно во внутренних частях колонки; из внутренней зоны выносится Nb.

Зоны аргиллизитов описываемого типа интересны тем, что содержат ниобиевое и танталовое оруденение промышленных параметров с устойчивыми содержаниями Nb (0.06-0.08%) и Ta (0.006-0.008%) (Кириллов, 1993). Отношение Ta к Nb устойчиво сохраняется как 1:10. Следов предыдущих более высокотемпературных изменений, с которыми обычно связывают концентрации этих элементов, не обнаружено.

Основным минералом-концентратором Ta, Nb является гематит и развивающиеся по нему минералы – гетит и лимонит. Окислы и, возможно, часть гидроокислов железа образовались вследствие выпадения из гидротермального раствора. Эти минералы содержат, кроме аномальных содержаний Nb (0.n-1% и более) и Та (0.0n%) повышенные концентрации V, Ti, Mo, Zr, Cu, Pb, Sb, Ag и других элементов. Их высокие концентрации отмечаются и в минералах титана. Согласно литературным данным (Пятенко, 1972, Кузменко, 1972) кристаллохимическое родство Ta, Nb, Fe и Ti и их способность к широким изоморфным замещениям отчетливо проявляются в процессах минералообразования, в данном случае, минералов титана и железа.

Жильный гематит – «железный блеск» поздних прожилков «рафинирован» от примесных добавок большинства микроэлементов.

Рис. 32. Рудное поле Элгэтэ. Закономерности распределения элементов по зонам метасоматических колонок аргиллизитов по трахириолитам: а – зона первого типа (первичный ореол молибденового оруденения), б – зона второго типа (первичный ореол ниобиевого оруденения).

Зоны колонки: 0 – фельдшпатолитизированные породы; 1 – внешняя зона; 2 – промежуточная зона; 3 – внутренняя зона; 4 – центральная зона.

Рис. 33. Элгэтэйское рудное поле. Диграммы содержаний элементов в аргиллизированных вулканогенных породах (по Кириллову, 1993).

1-2 – зоны с молибденовым оруденением: 1 – аргиллизированные трахириолиты, внутренние зоны метасоматических колонок, 2 – то же, центральные зоны метасоматических колонок; 3-6 – зоны с тантал-ниобиевым оруденением: 3 – аргиллизированные трахириолиты, внутренние зоны метасоматических колонок, 4 – то же, центральные зоны метасоматических колонок, 5 – игнимбриты трахитов слабо фельдшпатолитизированные, 6 – то же, аргиллизированные, центральные зоны метасоматических колонок.

В скобках приведены коэффициенты вариации для наиболее концентрирующихся элементов.

Исследование поведения петрогенных окислов в зонах второго типа показывают, что в них повышаются содержания SiO₂ (на 9.8% для образца 3, табл. 20), значительно Fe₂O₃(на 371. 3%), MgO (на 807.7%) и окисей редких элементов. Выносятся Al₂O₃, K₂O, СaO, повышения Na₂O не отмечается.

Таблица 20. Баланс движения веществ при образовании кварц-иллитовых (2) и кварц-иллитовых с гематитом (3) метасоматитов за счет трахириолитов (1).

Компо ненты	Вес. %				Содержание окисла в 1000 см³ (г)		Привнос-вынос на 1000 см³
	Результаты анализов		Приведенные к 100%		Содержание окисла в 1000 см³ (г)		Привнос-вынос на 1000 см³
	1	2	1	2	1	2	Абс. Разности	В % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO₂	71.22	76.55	71.90	76.50	1804.7	1820.2	+115.5	+106.4
TiO₂	0.27	0.26	0.27	0.26	6.8	6.5	-0.3	-4.4
Al₂O₃	14.10	14.00	14.24	13.99	357.4	351.1	-6.3	-1.8
Fe₂O₃	1.10	1.32	1.11	1.32	27.9	33.1	+5.2	+18.6
FeO	0.43	0.66	0.43	0.66	10.8	16.6	+5.8	+53.7
MnO	0.01	0.01	0.01	0.01	0.3	0.3	0	0
MgO	0.05	0.35	0.05	0.35	1.3	8.8	+7.5	+576.9
CaO	0.14	0.07	0.14	0.07	3.5	1.8	-1.7	-43.6
Na₂O	0.02	0.02	0.02	0.02	0.5	0.5	0	0
K₂O	10.70	5.40	10.82	5.39	271.6	135.3	-136.3	-50.2
SO₃	0.10	0.10	0.10	0.10	2.5	2.5	0	0
P₂0₅	0.01	0.04	0.01	0.04	0.3	1.0	+0.7	+233.3
CO₂	0.20	0.25	0.20	0.25	5.0	6.3	+1.3	+26.0
H₂O⁺	0.30	0.71	0.30	0.71	7.5	17.8	+10.3	+137.3
H₂O^-	0.22	0.25	0.22	0.25	5.5	6.3	+0.8	+14.5
Nb₂O₅	0.02	0.01	0.02	0.01	0.5	0.3	-0.2	-40.0
Zr₂O	0.09	0.03	0.09	0.03	2.3	0.8	-1.5	-55.2
Ce₂O₃	0.02	0.01	0.02	0.01	0.5	0.3	-0.2	-40.0
La₂O₃	0.02	0.01	0.02	0.01	0.5	0.3	-0.2	-40.0
Y₂O₃	0.03	0.02	0.03	0.02	0.8	0.5	-0.3	-37.5
+S							+147.1	+5.9
-S							-147.0	-5.8
S	99.05	100.07	100.0	100.0	2510.2	2510.3	+0.1	+0.1
d	2.57	2.61
Du	2.51 (do)	2.51 (dk)
П	2.48%	3.84%

Продолжение таблицы 20.

Компоненты	Вес. %				Содержание окислов в 1000 см³(г)		Привнос-вынос на 1000 см³
	Результаты анализов		Приведенные к 100%		Содержание окислов в 1000 см³(г)		Привнос-вынос на 1000 см³
	1	3	1	3	1	3	Абс. разности	В % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO₂	71.22	75.51	71.90	75.37	1804.7	1982.2	+177.5	+9.8
TiO₂	0.27	0.26	0.27	0.26	5.8	6.8	0	0
Al₂O₃	14.10	12.30	14.24	12.27	357.4	322.7	-34.7	-9.7
Fe₂O₃	1.10	5.01	1.11	5.00	27.9	131.5	+103.6	+371.3
FeO	0.43	0.46	0.43	0.46	10.8	12.1	+1.3	+12.0
MnO	0.01	0.01	0.01	0.01	0.3	0.3	0	0
MgO	0.05	0.45	0.05	0.45	1.3	11.8	+10.5	+807.7
CaO	0.14	0.07	0.14	0.07	3.5	1.8	-1.7	-48.6
Na₂O	0.02	0.02	0.02	0.02	0.5	0.5	0	0
K₂O	10.70	4.30	10.82	4.29	271.6	112.8	-158.8	-58.5
SO₃	0.10	0.10	0.10	0.10	2.5	2.5	+0.1	4.0
P₂O₅	0.01	0.01	0.01	0.01	0.3	0.3	0	0
CO₂	0.20	0.17	0.20	0.77	5.0	4.5	-0.5	-10.0
H₂O⁺	0.30	0.10	0.30	0.70	7.5	18.4	+10.9	+145.3
H₂O^-	0.22	0.20	0.22	0.20	5.5	5.3	-0.2	-3.6
Nb₂O₅	0.02	0.08	0.02	0.08	0.5	2.1	+1.6	+320.0
Zr₂O	0.09	0.25	0.09	0.25	2.3	6.6	+4.3	+187.0
Ce₂O₃	0.02	0.10	0.02	0.10	0.5	2.6	+2.1	+420.0
La₂O₃	0.02	0.11	0.02	0.11	0.5	2.9	+2.4	+480.0
Y₂O₃	0.03	0.08	0.03	0.08	0.8	2.1	+1.3	+162.5
+S							+315.6	+12.6
-S							-195.9	-7.8
S	99.05	100.19	100.0	100.0	2510.2	2629.9	+119.7	+4.8
d	2.57	2.74
du	2.51 (do)	2.63 (dk)
П	2.48%	4.10%

Еще одним Ta-Nb концентрирующим минералом является эвксенит, впервые обнаруженный в измененных вулканитах Улканского прогиба. Анализ его монофракции свидетельствует о его обогащении, кроме Ta и Nb, еще и редкими элементами, в том числе Y, Ce, U, Zr. Эвксенит установлен в виде призматических кристалликов черного цвета с полуметаллическим блеском. Метамиктен, при исследовании рентгено-структурным анализом после прокаливания (до температуры 900^o) дает кристаллическую решетку эвксенита. Титан преобладает над ниобием, что характерно для поликраза. Согласно литературным источникам (Зив и др., 1959), эвксенитовая минерализация в низкотемпературных метасоматических образованиях встречается редко.

Кроме Ta и Nb, в аномальных концентрациях в зонах второго типа отмечаются Th (0.01%), U (0.004-0.005%), Zr (0.2%), Ce (0.1%), Y (0.1%), Mo (0.001-0.002%), As (0.002-0.007%), V (0.01%). Необычный для аргиллизитов круг редких элементов (Ce, La, Y, Zr) также объясняется их присутствием в гематите, гидроокислах железа, эвксените. Отмечается хорошая корреляция этих элементов друг с другом (гл.1 отчёта, рис. 21) и резкое возрастание их содержаний в центральных частях зон (рис. 32б).

Анализ содержаний элементов в зонах колонки свидетельствует об их дифференцированном поведении (рис. 32б, 33). От периферии к центру происходит уменьшение содержаний Na с 0.n% до 0.0n% (если порода была предварительно затронута региональными кварц-калишпатовыми преобразованиями) и с 2-3% до 0.n% (если она была не изменена). Заметно уменьшение концентраций калия с 6-7% до 3-4% во внешних частях зон с последующим увеличением до 4-6 % во внутренних и центральных частях зон (ч.1 отчёта, рис. 11). Содержания Rb корреллируется с количеством иллита. Уменьшение K, Rb в центральных частях зон следует связывать с увеличением содержания кварца (до 35 –50 % объема пород) и гематита (до 30 %) за счет уменьшения объема иллита. Содержания Sr не подвержены существенным колебаниям, они постепенно понижаются c 11-15 до 7 –9 г/т.

Для зон второго типа ряду элементов свойственно одинаковое поведение в зонах колонки: постепенное слабое уменьшение во внешней, промежуточной частях колонки по сравнению с фоновыми содержаниями, существенный вынос из внутренних частей колонки, резкое нарастание концентраций в центральной части колонки. К таким элементам относятся Ni, Zn, V, Pb, Mo и особенно Zr,Y, Ce, La, Th.

Платформенные прогибы. Особенности проявления рудогенных процессов рассматриваются на примере участка Адаргай. При околорудной аргиллизации от внешних зон к внутренним последовательно возрастает содержание калия с 3-7 до 9-10.5%, при этом Na остается на одном уровне - менее 1% (ч. 1 отчета, рис. 18).

При объемной аргиллизации уменьшается содержание рубидия (в песчаниках гонамской свиты в среднем с 83 до 68.3 г/т, в гравелитах конкулинской – с 77.5 до 39.3 г/т), и уменьшается содержание стронция, соответственно, с 74 до 68.3 и с 462.5 до 31.2 г/т, вероятно, за счёт разрушения калишпата и плагиоклаза (Кириллов и др., 2002).

При большеобъемном типе аргиллизитовых изменений, барий из песчаников выносился (с 367 до 238 г/т), и концентрировался при локальном приразломном типе изменений (до 880 г/т).

Из других элементов, при рудогенном аргиллизитовом процессе заметно привносились: 1)медь до 0.2%. Средние содержания ее невелики, но подсчитанные и подтверждённые бурением ресурсы свидетельствуют о вероятных промышленных запасах этого элемента); 2)серебро (ореол серебра с содержаниями >1 г/т составляет 40км²); 3)марганец (сосредотачивается в зонах, обогащенных псиломеланом); 4)уран (до 345 г/т); 5)золото до 0.2 г/т. В аномальных концентрациях содержится ряд других элементов (табл. 21).

Согласно данным корреляционного анализа (гл. 1, рис. 23), в одну геохимическую ассоциацию объединяется широкий круг элементов, сидерофильных, халькофильных и литофильных: Ba, Mo, Ag, Pb, P, Zn, U, V, Cu, Ni, Co. Особенно высокими (>0.5) коэффициентами корреляции объединяются Zn, U, V, Cu, Ni, Co. Характерно, что у Ag с U и Zn невысокие коэффициенты корреляции – 0.10.

Таблица 21. Форма нахождения и максимальные содержания характерных элементов геохимической аномалии «Адаргай» (по Осипову А.Л.).

№№ пп	Хим. эле-мент	Средние содержания в аргиллизитах	Макси-мальные содержания, %	Формы нахождения элементов
№№ пп	Хим. эле-мент	Средние содержания в аргиллизитах	Макси-мальные содержания, %	Собственные рудные минералы	Минералы-концентраторы
1	U	0.0005 – 0.006	0.0345	Не установлена	Гидроокислы железа, глинистые минералы, карбонаты, фторапатит, углеродистое вещество
2	Ba	0.3 – 5	40	Барит
3	Mn	0.15 – 0.5	12	Вернадит, псиломелан, елизаветинскит	Гетит, лимонит
4	V	0.015 – 0.03	0.1	Не установлено	Гетит
6	Mg	1 – 10	15	Доломит, лизардит, магнезиальный хлорит, иллит	Гетит
7	F	0.05 – 0.1	0.3	Фторапатит	Гетит
8	Fe	1 – 10	16	Магнетит, гетит, лимонит, пирит, марказит	Псиломелан
9	Ni	0.005 – 0.015	0.03	Елизаветинскит	Гетит, гидрогетит, вернадит, псиломелан.
10	Co	0.005 – 0.015	0.04	Елизаветинскит	Магнетит, пирит, марказит
11	Mo	0.002 – 0.02	0.07	Не установлено	Гетит, гидрогетит, лимонит
12	Au	0.007 – 0.02	0.2 г/т	Не установлено	Гетит, гидрогетит, лимонит, пирит
13	P	0.05 – 0.3	3	Апатит, фторапатит, бераунит, штренгит	Гетит
14	Cu	0.01 – 0.03	0.2	Халькозин, халькопирит, ковеллин, малахит, азурит, хризоколла, атакамит, брошантит, блеклая руда	Псиломелан, вернадит, пирит
15	Pb	0.01 – 0.07	0.15	Галенит, блеклая руда	Псиломелан, гетит, лимонит, пирит
16	Zn	0.01 – 0.07	0.2	Не установлено	Псиломелан, гетит, лимонит
17	Ag	1 – 8	18 г/т	Блеклая руда	Псиломелан, гетит, лимонит, доломит, пирит
18	As	0.005 – 0.03	0.253	Блеклая руда	Гетит, гидрогетит, лимонит, пирит, марказит.

Примечание. Содержания приводятся в %, для Au и Ag – в г/т.

Глава 3. Возраст, условия образования и сравнительная характеристика березитов и аргиллизитов

Возраст образования глинистых и светлослюдистых метасоматитов

Возраст глинистых и светлослюдистых метасоматитов определялся «валовым» методом преимущественно с использованием изотопов Pb, U, Th (Горошко, Кириллов, 1992). Из таблиц 22-24 видно, что можно выделить два периода образования руд, оба которых относиться к позднему протерозою – 1236-1053 млн. лет и 770-988 млн. лет. Согласно данным калий-аргонового и рубидий-стронциевого анализа, отмечается еще один возраст – 1540-1554 млн. лет. Можно предположить, что в этот этап впервые проявилась гидротермальная деятельность, а два последующих возраста отражают тектоническую активизацию, с сопутствующей гидротермальной деятельностью и перераспределением радиоактивных и рудных элементов.

Таблица 22. «Абсолютный» возраст оруденелых метасоматических пород юго-восточной части Алдано-Станового щита

Рудные объекты	Количество проб	Результаты определения «абсолютного» возраста
Рудные объекты	Количество проб	Свинец-свинцовым методом по Т-трафарету	Уран-свинцовым методом Pb²⁰⁶/U²³⁸	Торий-свинцовым методом Pb/Th
Топорикан	203	1150±50	770±48 1053±72 1236±21
Элгэтэ (U, Мо)	89	1200±50	1080±40
Красная горка	16		880±30	988±30
Конкули	12	1300±50	770±22

Таблица 23. Результаты определения возраста гидрослюд калий-аргоновым методом

№№ пп	№пробы	K%	Ar мг/г	Ar⁴⁰/К⁴⁰	Возраст млн. лет	Минерал
1	n-354	7.62	1302.1	0.0223121	1554±45	Гидрослюда 2М₁
2	n-351	7.76	879.7	0.0205271	1161±34	Гидрослюда 1Мd

Таблица 24. Результаты определения возраста гидрослюд калий-аргоновым методом

№№ пп	№пробы	Rb г/т	Sr г/т	Rb/ Sr	Sr⁸⁷/Sr⁸⁶	Возраст млн. лет	Минерал
1	n-354	309	59	4.85±0.05	1.0320±0.0020	1540±20	Гидрослюда 2М₁
2	n-351	277	56	4.9±1	0.9839±0.0005	1210±20	Гидрослюда 1Мd

Условия образования глинистых и светлослюдистых метасоматитов

Березитовые метасоматиты

Температуры образования, состав флюидов. Для Топориканского рудопроявления температура процесса березитизации, определенная методом гомогенизации ГЖВ, составляет 125⁰ (Молчанов, 2004). Наблюдаемые включения являлись двух- и трехфазными. В составе газовой и жидкой фазы преобладает СО₂ (Лаборатории института КРЕГЮ, Нанси, Франция).

Условия образования золотоносных жильных гидротермалитов Широтной зоны исследовались в лаборатории ИТиГ по образцам 207007 (кварц с 0.2 г/т Au) и 210027 (кварц-флюоритовая порода c зеленоватым флюоритом с 12 г/т Au, с самородным золотом в кварце).

В первом образце псевдо-вторичные газово-флюидные включения содержат водный раствор с Тh от -21 до -23.5⁰С, который соответствует растворам хлоридов натрия и калия, и Tm=6.5С (10% NaCl eq.). Температуры их гомогенизации варьируют от 210⁰С до 260⁰С, с учетом поправок на давление в 10-20⁰С (глубина около 1 км), температура образования составит 220-280⁰С. Вторичные однофазные включения заполнены водным раствором с Те= -1.5⁰С (2% NaСl eq.). Эти данные показывают, что в конечных стадиях роста кварца, вслед за уменьшением температуры последовало уменьшение концентрации растворов и изменение K-Na специализации растворов на железо-магниевую.

Во втором образце состав и температуры образования кварца и зеленоватого флюорита идентичны: Tm=-21⁰С (система NaСl+Н₂О), Tm=-6⁰С (9% NaСl) и Th=220⁰С (Tf=230-240⁰С на той же самой глубине) (Kirillov, Berdnikov et al., 2002).

Решение вопроса о генезисе рудных объектов способствует уточнению критериев поисков руд. Учитывая дискуссионность вопроса образования описываемых рудных объектов, для выяснения происхождения рудоносных флюидов автором привлекались данные определений изотопного состава стабильных изотопов S, O и С, с учетом вероятных температурных условий процесса.

Содержания ?¹⁸О в околорудно-измененных породах участка Топорикан варьирует от +15,40 до 20,65% (табл. 25). При вариациях температур от 200 до 150⁰ поправки по Г.П. Тейлору (1970) будут колебаться от 7 до 10%. Тогда для пробы М-554 значения будут соответствовать водам метаморфического происхождения, для остальных проб – ложиться в граничные значения для вод метаморфического и магматического происхождения.

Данные по геохимии изотопов углерода со значениями ?¹³С, колеблющимися от -4,80 до -6,46% (табл. 25) свидетельствуют о его ювенильном происхождении (Тугаринов, 1975).

Таблица 25. Рудопроявление Топорикан. Результаты изотопного анализа кислорода и углерода из карбонатов

№№ п/п	№ пробы	?¹⁸ O%.	Глубина взятия, м	Тип минерала и породы	№№ п/п	№ пробы	?³⁴ C%	Глубина взятия, м	Тип породы
1	М-554	+20,65	157,5	Анкерит из трахири олита	1	М-554	-5,07	157	Анкерит из трахириолита
2	М-551-1	+17,43	162,5	Анкерит из гнейса	2	М-463-1	-4,80	162,5	Гнейс
3	М-551-1	+15,40	245	Кальцит из диабаза	3	М-551-1	-6,46	245	Гнейс

Анализы выполнены И.В. Федоровой, 1989г, в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ВСЕГЕИ. Масс-спектрометр МИ-1330. Результаты измерений приведены к значению стандарта SMOW (для кислорода), PDB (для углерода). Погрешность измерений + 0,3 %.

Для серы характерен весьма небольшой диапазон вариаций ?³⁴S, незначительно колеблющийся около 0%, что может свидетельствовать о слабом фракционировании изотопов (табл. 26, 27). Не отмечается также зависимости изотопного состава серы от интенсивности метасоматического преобразования пород и от их первоначального состава. Эти особенности могут свидетельствовать с тем, что присутствует единственная генерация пиритов, сформировавшаяся в один цикл процесса, а также, что существовал, по всей вероятности, один источник серы. Дж. Ховс (1980) предполагает, что рудные месторождения с ?³⁴S около 0% получают серу из магматических источников.

Сравнительный анализ приведенных данных с результатами определений изотопов серы для других районов показывает, что сходный диапазон значений отмечается в пиритах уран-молибденового месторождения «Мерисвейл» (США), локализующегося в вулканитах (Виноградов, 1969).

Таблица 26. Рудопроявление Топорикан. Результаты изотопного анализа серы пиритов

№№ п/п	№ пробы	?³⁴ S%.	Глубина взятия. м	Тип породы	№№ п/п	№ пробы	?³⁴ S%	Глубина взятия, м	Тип породы
1	629	+2,30	0	Песчаник	4	115	-2,13	109	Гнейс
2	22	+4,95	42	Песчаник	5	11	-3,56	154	Гнейс
3	С-18-1	-3,86	105	Песчаник	6	С-18-11	+5,30	188	Гнейс

Анализы выполнены Е.И. Ловягиной, 1989 г., в лаборатории изотопных исследований ДВИМСа. Масс-спектрометр МИ-1201Б. Результаты измерений приведены к значению стандарта Сихотэ-Алиньского метеорита. Погрешность измерений +0,5%.

Таблица 27. Рудопроявление Топорикан. Результаты изотопного анализа серы пиритов

№№ п/п	№ пробы	?³⁴ S%.	Глубина взятия. м	Тип породы	№№ п/п	№ пробы	?³⁴ S%	Глубина взятия, м	Тип породы
1	П-356-d	-2,7	0	Трахириолит	4	М-458-а	-6,0	117	Гнейс
2	М-555	-5,2	73	Трахириолит	5	М-473	-5,7	119	Трахириолит
3	М-553	-3,3	95	Трахириолит	6	М-463	+11,0	16,3	Гнейс

Анализы выполнены В.А. Герм, 1989 г., в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ВСЕГЕИ. Масс-спектрометр МИ-1309. Результаты измерений приведены к значению стандарта троилита метеорита Каньон Дьяболо. Погрешность измерений + 0.5%.

Приведенные выше материалы минерало-геохимических и петролого-геологических исследований, а также данные по геохимии стабильных изотопов свидетельствуют о эндогенно-метаморфогенном происхождении околорудно-измененных пород.

Обратимся к вопросу возможных источников рудного вещества.

Согласно Л.С. Коржинскому (1969), генераторами термальной волны кислотности, необходимой для березитизации пород, являются только кристаллизующиеся магмы преимущественно кислого состава. На участке «Топорикан» нет интрузивных пород кислого состава (в том числе и даек) – обычных источников преобразующих растворов и таких элементов, как U и Мо. Выщелачиваемые гидротермальные растворы могли бы генерироваться интрузиями основного состава, выступающими в роли как источника теплового питания, так и источника повышенных концентраций ряда халькофильных и сидерофильных элементов. Для Улканского, Учурского прогибов в целом и для участка Топорикан в частности, отмечается близкая пространственная связь ореолов низкотемпературных изменений и малых интрузий повышенной щелочности калиевой серии, принадлежащих гарындинскому комплексу. На возможность генерации рудоконцентрирующих растворов интрузиями основного состава с повышенной щелочностью (в том числе траппами) на Сибирской платформе указывают изданные работы (Шипулин, 1969).

Для описываемого случая предполагаются местные источники рудного вещества. Из анализа геохимических данных видно, что оруденение зоны окружены обширными ореолами привноса элементов (отмечается вынос рудных компонентов с более удаленной периферии – из окружающих кристаллических пород, обогащенных Zn, U, Mo, Ag, V и другими элементами).

Аргиллизитовые метасоматиты

Температуры образования, состав флюидов. В пределах Элгэтэйского рудного поля, оруденение в ореолах аргиллизитов сформировалось в обычных для близповерхностных гидротермальных систем обстановках низких температур, о чем свидетельствуют данные исследований газово-жидких включений во флюорите. Как явствует из микроскопических исследований, флюорит образовался непосредственно вслед за рудными минералами и, следовательно, температуру его образования можно рассматривать как температуру завершающих стадий рудообразования и аргиллизитового процесса в целом.

По результатам термометрии ГЖВ во флюорите, температуры гомогенизации охватывают широкий интервал от +50 до +290⁰С, значительно колебалась и концентрация растворов (0-18% мас. МgСl₂экв). Флюорит образовался непосредственно вслед за отложением рудных минералов, поэтому значение 300⁰можно принять за нижнее значение температурного интервала рудообразования. В составе флюида присутствовал достаточно широкий набор щелочных (Na, K, Li) и щелочно-земельных (Ca, Mg) катионов (Кириллов, Бердников, 1991).

Для исследований условий аргиллизации в породах Учурского платформенного прогиба привлекались образцы с баритом проявления Адаргай. Криометрические исследования плоско-полированных пластин барита показали, что протаивание эвтэктики (Тэ) и начало плавления фазы льда происходит при температуре около -38⁰. Ближе всего эта температура соответствует Тэ системы МgСl₂+КСl₂+Н₂О (-37.8⁰Cпо Борисенко, 1977). Возможно также присутствие ионов железа, что согласуется с железистым характером изучаемых метасоматитов. Температура окончания плавления кристалликов льда в первичных включениях -14 – -15⁰, в ранних вторичных -8-11⁰С, в поздних вторичных -3⁰С. Согласно Борисенко (1977), эти параметры соответствуют концентрациям водных растворов МgСl₂+NaСl₂(очень близко к МgСl₂+КСl₂) порядка 15% для первичных, 10-12% для ранних вторичных и около 5% для поздних вторичных включений. Образования газогидратов не отмечено, что говорит об отсутствии в составе растворов заметных количеств CO₂, CH₄, N₂.

Таким образом, можно заключить, что последние стадии аргиллизитового процесса характеризовались невысокими (не более 120⁰) температурами при участии водных растворов с магниево-калиевой (возможно, с натрием и железом) катионной специализацией. Судя по хорошей растворимости компонентов растворов, их анионная специализация была, вероятнее всего, хлоридной. Рудообразующие растворы содержали также полезный компонент (Ba SO₄), отложившийся в виде барита и отсутствующий во включениях. Концентрация растворов понижалась от 15% в начале роста кристаллов барита до 3% при его изменениях после роста. Судя по тому, что только среди первичных обнаружены включения с пузырьком газа, можно предполагать также падение температуры от начала процесса рудоотложения к его заключительным стадиям.

Изотопный состав кислорода и серы барита оказались ниже значений, характерных для известняков и эвапоритов рифея (F¹⁸O–13.5%, F³⁴S – 16.1%), что говорит о вкладе глубинной составляющей в формировании метасоматических залежей (Горошко и др., 2006).

Сравнительная характеристика березитов и аргиллизитов

Березитовые метасоматиты

Анализ минералогического, петрографического и геохимического материалов дает основание говорить о связи оруденения востока АСЩ с метасоматическими породами, представляющими собой фацию, переходную от формации березитов к формации аргиллизитов. Диагностировать изменения таким образом позволяет совместное присутствие в измененных породах как типичных минералов березитов, так и широко распространенного гидросерицита, который «традиционно» считается минералом аргиллизитов. Гидрослюда представлена политипами 1Md, 1M, 2M₁(рудопроявление Топорикан), 2М (рудопроявление Конкули)Присутствие (достаточно ограниченное) в зонах других глинистых минералов (монтмориллонита, каолинита), в верхней части разреза объясняется явлениями гипергенеза. Некоторое исключение представляют собой метасоматиты по диабазам, где глинистые минералы входят в состав промежуточной зоны колонки. Но и в этом случае, объем березитовых минералов во много раз превосходит объем аргиллизитовых, а минеральный состав внутренней и центральной частей колонки характерен для березитов с участием гидрослюды.

Для метасоматических образований, в состав которых входят, кроме перечисленных минералов березитов, как основной минерал еще и гидросерицит, Е.В. Плющевым, В.В. Шатовым (1981) предложен термин «гидрослюдистые березиты». Колонки со сходным парагенезисом минералов березитов, где серицит заменен гидрослюдой, описываются и другими авторами (Рундквист и др., 1975). Рыбалов Б.Л, Омельяненко Б.И. (1989) называют березиты и гидрослюдизиты «близкими околорудными метасоматитами».

Так же как березиты и аргиллизиты, гидрослюдистые березиты сформированы статистически устойчивой минеральной ассоциацией. Для образований этой фации характерны типичные для березитов Ca-Fe-Mg карбонаты и сульфиды при преобладании пирита. Аналогичные изменения, для которых характерно существование серицита и гидросерицита и наличие полных отчетливо зонально построенных метасоматических колонок (обычных для березитов), характерны для рудных полей Топориканского и Широтного.

Е.В. Плющев с соавторами (1981) предполагает, что процесс березитизации подразделяется на 1)более раннюю стадию (кварц-светлослюдистые образования, устойчивые в кислых растворах); 2)стадию с образованием минералов, устойчивых в слабощелочных и щелочных растворах (хлорит, карбонат, калишпат-адуляр). Последний парагенезис часто имеет прожилковые, струйчатые, шнуровидные формы выделения (как на Широтной зоне). Такое постоянно фиксируемое сочетание кислотного и щелочного парагенезисов рассматривается некоторыми исследователями как сопряженность кислотной стадии и стадии осаждения (в понимании С.Д. Коржинского), и как единый петрогенетический процесс. Это сопряжение, кроме фильтрационного эффекта в ряде случаев, может быть объяснено подземным вскипанием гидротерм, отделением паровой фазы, превращающейся в кислый конденсат, и запаздывающим наложением ощелоченного остаточного гидротермального раствора.

Говоря о взаимоотношениях метасоматитов, можно утверждать, что в кристаллическом фундаменте, особенно в его нижней части, преобладают ассоциации «классических» березитов, а в вулканогенно-осадочной толще – гидрослюдистых березитов.

Для метасоматических зон характерно наличие тонкочешуйчатых слюд (гидросерицита) в тыловых частях колонки, более крупночешуйчатых слюд (серицита, иногда мелкочешуйчатого мусковита) в периферических. Эту закономерность можно объяснить тем, что в метасоматических зонах по мере затухания процесса и постепенного уменьшения температуры высокотемпературные минеральные ассоциации сменялись более низкотемпературными, с сохранением структур кристаллических решеток (слюда остается диоктаэдрической). Особенно наглядно это проявлено в замещении мусковита серицитом, серицита-гидросерицитом. Аналогичные взаимоотношения слюдистых минералов – распространенные явления (Волостных, 1972; Рехарский, 1973), которые неоднократно отмечались автором данного отчета в измененных магматических породах Охотско-Чукотского вулканического пояса.

Для описываемых метасоматитов рудообразование связывается с завершающими стадиями процесса березитизации, перед появлением основной массы гидрослюд. В целом, рудоотложение происходило на границе участков березитизированных и гидрослюдизированных пород.

Графитизация (обуглероживание) – следующий характерный процесс для березитов района, тоже проявившийся дифференцированно, с локальными привносом или выносом углеродистого вещества.

Восстановление рудных элементов могло быть обусловлено участием в составе флюидов газов, обладающих этой способностью – CH₄, H₂S (Коржинский, 1980; Лавёров и др., 1983) и образующихся при разложении в условиях гидротермального метасоматоза больших объемов углеродистого вещества (в нашем случае – графита).

Углерод активно перераспределялся в процессе последующих более низкотемпературных метасоматических изменений. На возможность его к миграции указывают литературные источники. Согласно мнению В.П. Пенькова (1989), И.С. Набоко (1980), углеродистое вещество может отлагаться из гидротерм. А.Д. Щеглов (1976), В.И. Рехарский (1973) указывает, что для ряда низкотемпературных месторождений характерно присутствие твердых битумов в рудах. На низкотемпературных месторождениях урана углеродистое вещество играет роль не только его восстановителя при рудообразовании, но и парагенетического спутника первичных минералов урана (или своеобразного жильного минерала), а также агента активного разрушения ранее образовавшихся рудных скоплений (Пеньков, 1989).

Результаты детального исследования антраксолитов, керитов и графита из месторождений рудного поля Карсвелл, Западная Атабаска, подтверждают предположение о восстановлении урана при участии газовых фаз, возникших за счет графита. Образовавшиеся битумы генетически связаны с графитом, и часть из них могла возникнуть при гидрогенизации углерода, а другая при полимеризации легких углеродов на оксидах урана (Landais, Dereppe, 1985; Landais, Dereppe et all., 1993).

На Топорикане, сопровождая процесс кислотного выщелачивания, графит образует минеральные новообразования в массе гнейсов, а выше, в вулканогенно-осадочной толще, углеродистое вещество отлагалось в виде твердых битумов, непосредственно концентрирующих рудные элементы.

Масштабы перераспределения и частичного выноса углеродистого вещества в пределах Топориканской зоны была весьма значительными и охватили объем не менее 0,3 км³. Подобный же механизм «выгорания» графита описывается на месторождениях «типа несогласия» в Канаде, где перераспределение углерода связывается с широко проявленными на границе архея и протерозоя хлоритизацией, серитизацией, гидрослюдизацией (иллитизацией).

Для рудопроявления Конкули отмечается сходный характер перераспределения углерода.

Объекты зоны Широтной во многом похожи на рудопроявление Топорикан и сформировались, вероятно, одновременно. Спецификой зоны является: 1)контроль зоной разломов, заложившихся вдоль северной границы Улканского плутона; 2)проявленность гидротермальных изменений в породах разных типов, включая интрузивные, 3)широкое развитие жильных образований, в том числе рудоносных, 4) ярко выраженная золотая специализация метасоматитов и гидротермалитов.

Объект Конкули более своеобразен. Примечательными особенностями гидротермальных процессов являются интенсивная предрудная карбонатизация и развитие хром-ванадиевых слюд. По минералогическим особенностям, руды Конкулинского объекта близки рудам уран-ванадиевых месторождений в Онежском прогибе.

Аргиллизитовые метасоматиты

Проявления аргиллизации в вулканитах (Элгэтэйское рудное поле).Согласно литературным источникам, аргиллизиты с редкоэлементной рудной специализацией крайне редки. Что же касается зон другого (первого) типа, то их принадлежность к низкотемпературной уран-молибденовой рудной формации не вызывает сомнений, о чем говорят все геологические, минералогические и геохимические признаки. Имеющийся в наличии обширный литературный материал (Власов и др., 1966; Волостных, 1972; Гидротермальные…, 1978; Омельяненко, 1978, Ситников и др., 1991, Locardi, 1985 и др.) по низко-среднетемпературным месторождениям, связанным с формацией аргиллизитов, позволяет говорить о принципиальной сопоставимости описанных рудных объектов с приведенными в литературе. Отметим, что большая часть из них образовалась в эпохи тектоно-магматической активизации (ТМА), тяготеет к вулканическим депрессинным структурам на метаморфическом фундаменте, образуется на глубине 0,1-1,0 км от земной поверхности (Котляр, 1968), локализуется вдоль линий крупных тектонических нарушений в породах кислого состава часто с повышенной щелочностью и генетически связана с завершающими стадиями проявления кислого вулканизма. Для описываемого случая сохраняются все признаки, кроме последнего – возраст оруденения (табл. 22) и возраст магматических пород (Гамалея, 1968) существенно отличаются. Соответственно, подвергшиеся интенсивной тектонической переработке вулканиты можно рассматривать только как благоприятную для метасоматоза и рудогенеза вмещающую среду.

Сравнение околорудный изменений с другими, приводимыми в литературе и имеющими более молодой возраст, тоже позволяет наметить множество параллелей. Так же как и в описанном в настоящей работе случае, набор аргиллизитовых минералов, участвующих в строении зон вулканогенных околорудных изменений, может варьировать от каолинита (Рехарский, 1973) до смешанно-слойных (Волостных, 1972) и гидрослюды (Гидротермальные…, 1978). Обычным является наличие гематита и флюорита (Баранов, 1962; Волостных, 1972; Каблуков и др., 1960; Смирнов и др., 1981), которые появляются в заключительные стадии процесса. По типу метасоматической зональности рудные объекты участка «Западный» сходны с проявлениями молибдена округа Мерисвейл, США. Для вулканогенных оруденелых аргиллизитов фанерозоя характерен такой же геохимический парагенезис, как и для зон первого типа на Элгэтэйском рудном поле (U-Mo-Ag-As) (Власов и др., 1966; Гидротермальные…, 1978).

К своим, специфическим особенностям проявления метасоматоза на участке можно отнести яркую ниобий-тантал-редкоземельную специализацию гематитизированных аргиллизитов (зоны второго типа).

Проявления Ta, Nb среди аргиллизированных и гематитизированных пород отмечаются и в северной части Южно-Учурского грабена.

По литературным источникам (Гавриленко и др., 1986), для гидротермальных образований, формировавшихся при низких и средних температурах, литофильные редкие элементы не характерны. Для большей их части при процессах березитизации и аргиллизации типичны или рассеяние и деконцентрация, или индифферентное поведение (Плющев и др., 1985). Тем не менее, в некоторых случаях отмечается некоторое увеличение (в 3-5 раз относительно фона) Y, Yb, Ce, La в низкотемпературных гидрогенных месторождениях (Кравченко и др., 1991) и Th в близповерхностных гидротермальных системах (Ермолаев и др., 1978), связанных с их аккумуляцией в труднодиагностируемых сорбционных комплексах и с адсорбцией гидроокислами железа. С березитовыми и аргиллизитовыми метасоматитами в вулканитах кислого состава с повышенной щелочностью иногда может быть связана иордизит-циркелитовая минерализация (Рехарский, 1973). При этом молибден, цирконий образуют рудные концентрации, халькофильные и некоторые редкие элементы, в том числе Y и Nb – повышенные.

Высокие концентрации Ta, Nb могут объясняться их перераспределением в вулканогенной толще с обогащением этими элементами зон изменений в заключительные этапы аргиллизитового процесса (при гематитизации). Отмечается, что аномальными концентрациями этих элементов отличаются слабо измененные и фельдшпатолитизированные вулканические породы (в том числе субвулканических и экструзивных фаций), и особенно среднего состава с повышенной щелочностью. Расположенная в западной части структуры вулканическая постройка, сложенная трахитовыми, трахиандезитовыми лавами и вулканокластическими породами аналогичного состава, характеризуется содержаниями ниобия в 150-200 г/т, тантала – 20-50 г/т. В трахириолитах их содержания уменьшаются, оставаясь аномальными (соответственно 100 и 10 г/т). В эффузивных породах содержание Nb, Ta больше, чем в их интрузивных аналогах (силах и субвулканических телах сиенитов), что является распространенным для этих элементов явлением (Кузменко, 1972).

Обширные линейные ореолы гематитизации, длина которых может достигать нескольких километров, должны были сформироваться в специфических условиях, характерных для низкотемпературных рудогенных систем (Шмариович и др., 1991). Обильное выпадение в осадок оксидов трехвалентного железа, карбонатов Ca и Mg В.А. Злобин (1970) объясняет снижением фугитивности двуокиси углерода и соответственно возрастанием щелочности поровых растворов зон тектонических нарушений.

Все вышесказанное позволяет считать гематитизированные аргиллиты новым нетрадиционным типом тантал-ниобиевого минерального сырья. Дополним при этом, что М.В. Кузьменко (1972) утверждает, что все месторождения этих металлов связаны с интрузивными породами, а месторождения, связанные с вулканическими образованиями, неизвестны. В нашем случае, оруденение размещается в вулканических породах, а значительный отрыв по возрасту времени образования магматических пород и руд не дает возможности связывать последние с интрузивным магматизмом.

Нельзя исключить, что на глубине зоны аргиллизации могут перейти в зоны березитизации с ниобиевым оруденением. Свидетельством тому может служить наличие в глубоких эрозионных врезах в пределах участка березитизированных пород – даек фельзитов (в минеральном парагенезисе – кварц, серицит, пирит, арсенопирит) с высокими (до 0,1-1%) содержаниями ниобия. В пределах Бириндинской ВТС встречены грейзенизированные породы (дайки кислого состава), обладающие аномальными концентрациями ниобия.

Для аргиллизитов Элгэтэйского рудного поля характерно заметное преобладание кварц-иллитовых аргиллизитов, что предполагает устойчивый в пределах всего вулканогенного поля состав изменяющих рудосопровождающих растворов.

Обращает на себя внимании сосуществование в пределах зон минералов, обычно образующихся в различных условиях кислотности-щелочности среды: каолинита (краевые части зон), гидрослюды и жильных минералов (тыловые зоны). Это может свидетельствовать о том, что зональность может быть наложенной (тропохронной), отражающей общий эффект дорудных, рудосопровождающих и послерудных изменений. По мнению Г.Т. Воллостных (1972), наложенная зональность встречается гораздо чаще, чем синхронная, при этом возникновении гидрослюд свидетельствует о повышении щелочности среды минералообразования. Последнее утверждение оспаривается И.П. Ивановым с соавторами (1969, 1974), на основании экспериментальных данных доказывающим, что серицит и гидросерицит представляют собой продукты разложения полевых шпатов при пониженных значениях pH среды.

Исследование взаимоотношений березитов и аргиллизитов докембрия в вертикальном разрезе свидетельствует, что эти метасоматиты образуют единый переходный ряд (рис. 34). Снизу вверх сменяют друг друга березиты, березиты гидрослюдистой фации и аргиллизиты. Последние прослеживаются и через осадочный платформенный чехол, широко развиваясь в красноцветных песчаниках гонамской свиты. Согласно многочисленным литературным источникам и наблюдениям автора в других регионах, такие переходы метасоматитов, образующихся обычно при кислотном выщелачивании пород, являются широко распространенным природным явлением. Смена минеральных парагенезисов происходит обычно в связи с падением температуры изменяющих растворов по латерали или вертикали.

В аргиллизитах выделяются подзоны, снизу вверх:

1) гидрослюдистая (могут встречаться также монтмориллонит, смешанно-слойные, гематит, гидроокислы железа). Эта подзона характерна для нижней части вулканогенного разреза;

2) каолинит-гидрослюдистая (могут встречаться смешанно-слойные, в измененных осадочных образованиях – адуляр, гипс, ярозит, углеродистое вещество, хром- и ванадийсодержащие гидрослюды, тонкокристаллический апатит и барит). Эти изменения типичны для верхней части вулканогенного разреза и нижней части осадочного чехла;

3) каолинитовая (может встречаться лимонит). Распространена в верхних горизонтах гонамской свиты.

Другая заметная тенденция – увеличение содержаний кварца (повышение кислотофильности) снизу вверх, что отмечают для аргиллизитов и другие авторы.

Кроме иллитизации, общими процессами, как для березитов, так и аргиллизитов, являются окварцевание и карбонатизация.

Силицификация (окварцевание) может проявиться в разной степени, и иногда интенсивное окварцевание в одних частях зон может смениться выносом кварца в других.

Карбонатизация обычна для ряда описанных выше объектов (Топорикан, Конкули, Адаргай) – на Конкули непосредственно дорудная, на других – синрудная или сопровождающая оруденение. Углекислый метасоматоз такого рода широко проявляется в урановорудных и золоторудных районах складчатых поясов и щитов и характерен, по мнению Мотова А.П. (2002) для приразломного амагматического типа гидротермальных объектов.

Аналогии. По мнению автора и некоторых других отечественных (Горошко, Гурьянов, 2006; Молчанов, 2001, Молчанов, 2004) и зарубежных (Б. Пати, М. Пажель) исследователей, по типу околорудных изменений и другим особенностям (структурное положение, особенности размещения и морфология рудных тел, возраст и т. д.) рудные проявления района аналогичны зарубежным рудным объектам «типа несогласия» (МТН) на других платформах и щитах (Австралийском, Балтийском щитах, Индийской платформе) и особенно Канадским месторождениям (впадины Атабаска и Телон), характеризующимися уникальными по запасам и качеству руд (U, Ni, Co c Au, Cu, Ag, Мо и др.) параметрами (Билибина 1985; Додсон и др., 1976; Лаверов и др., 1986; Mikhailov, Afanasieva, 2005, Шувалов и др., 1984). Руды отличаются богатыми содержаниями и относительно простой технологией извлечения полезных компонентов. Выявление месторождения такого типа является крайне важной задачей, имея в виду быстро истощающуюся сырьевую базу урана в России. Ниже приводится, в качестве доказательной базы принадлежности объектов АСЩ к «несогласному типу», сравнительный анализ зарубежных месторождений «несогласного» типа и проявлений востока АСЩ.

Рис. 34. Схематическая блок-диаграмма, показывающая особенности проявления аргиллизации и березитизации в восточной части Алданского щита: левая часть – район Адаргая, центральная часть – район Элгэтэ, правая часть – район Топорикана.

1 – гонамская свита, красноцветные кварц-полевошпатовые песчаники, частично косослоистые, 2 – бириндинская свита, гравелиты и конгломераты, 3-7- элгэтэйская свита: 3 – трахиты, трахиандезиты, их игнимбриты, 4 – трахириолиты, 5 – туфы трахириолитов, 6 – игнимбриты риолитов, 7 – трахидациты, трахириодациты, 8 – улкачанская свита, диабазы, 9 – топориканская свита, олигомиктовые песчаники, 10 – тырканская свита, гнейсы графит-биотитовые, амфиболиты, 11-15 – интрузивные и экструзивные образования: 11 – диабазы, 12 – сиениты, 13 – сиениты, 14 – субщелочные гранит-порфиры, 15 – архейские граниты, 16 – наиболее крупные разломы, 17 – крупные разломы, 18 – березиты, 19 – березиты гидрослюдистой фации, 20 – аргиллизиты, 21 – ореолы окварцевания.

Структурное положение, литологические особенности локализации и морфология метасоматических залежей. Главной особенностью «несогласного типа» месторождений является размещение вдоль границ региональных структурно-стратиграфических несогласий архейских и протерозойских толщ, отчетливо выраженный стратиграфический, литологический и структурный контроль оруденения (Tona et. al, 1985; Bruneton, 1993; Пакульнис, Шумилин, 2005; Крупенников и др., 1986 и др.), с размещением рудных тел над графитсодержащими «проводниками» (Bruneton, 1993; Saracoglu et al., 1983 и др.). Эпицентр изменений располагается в области выхода рудоконтролирующего разлома в фундаменте на поверхность несогласия. Вверх и вниз от этой поверхности интенсивность изменений убывает (Пакульнис, Шумилин, 2005).

Месторождения размещаются в сложно построенных зонах щитов, иногда осложненных субпологими разрывными нарушениями (район впадин Телон и Атабаска Канадского щита, Улканский и Учурский прогибы АСЩ). Рудоконтролирущими для позднепротерозойского оруденения являются реанимированные разломы раннепротерозойского заложения (Пакульнис, Шумилин, 2005). Рудные залежи часто локализуется в относительно пологих зонах дробления, трещиноватости и брекчирования, нередко имеющих субсогласный междуформационный и послойный характер (Вольфсон, 1978). Рудолокализующими также являются и крутопадающие разломы, выраженные мощными зонами тектонического кливажа и брекчирования (Tona et. al., 1985).

Часть оруденения на Канадском щите размещается в кристаллическом фундаменте, представленным гранитизированными гнейсами и сланцами разного состава (преимущественно гранат-биотитовыми графитсодержащими гнейсами афебия группы Волластон). Среди метапелитовой пачки выделяется горизонт «аугеных» гнейсов, обогащенных пиритом и графитом, контролирующих оруденение (Wallis et al., 1983). Аналогично, большая часть проявлений востока Алданской ГГО приурочена к Улкано-Учурскому палеорифту северо-западого простирания, выполненному графитсодержащими гнейсами (тырканская, альванарская, гивунская, геканская свиты) с содержаниями графита 1-15%, иногда до 60%.

Коры выветривания, аналогичные по составу (хлорит, гематит, иллит, каолинит) по метаморфическим породам распространены как в юго-восточной части АСЩ (район рудопроявления Топорикан), так и в урановорудном районе Атабаска. По мнению некоторых исследований (Wallis et al., 1983), коры палеовыветривания впадины Атабаска являются результатом наложения диагенетических преобразований на почвенный профиль латеритного типа. Коры выветривания востока АСЩ тоже изменены, а коры предрифейского возраста (район Учурской впадины) значительно калишпатизированы в результате наложенных процессов.

В составе рудовмещающих слоистых толщ могут присутствовать вулканиты. На Канадском щите, в составе стратифицированных толщ восточной (рудоносной) части впадины Телон присутствуют вулканиты контрастной серии (от риолитов до базальтов) позднего афебия формации Дьюбонт (Fuchs et. al, 1989; Лаверов и др., 1983). Поля их выходов примерно соответствуют по площади Улканскому прогибу. На Австралийском щите (район Саут-Аллигейтер) месторождения приурочены к зоне разломов в прибортовой части прогиба, выполненного вулканогенными (преимущественно кислого состава) и осадочными образованиями. Оруденение локализуется в стратифицированной толще и фундаменте, который сложен углеродистыми сланцами (Додсон и др., 1976, Лаверов и др., 1983).

Терригенные красноцветные отложения Учуро-Майского прогиба (конкулинская, гонамская и адаргайская свиты), впадины Атабаска (формация Атабаска) и геосинклинали Пайн-Крик в Северной Австралии (формация Комболджи) являются по петрографическим признакам близкими аналогами. Их объединяют красный и темно-розовый цвет, кварц-калишпатовый состав, небольшое количество глинистых минералов, наличие конгломератов в базальных горизонтах, присутствие гематита и гидроокислов железа, одинаковые акцессорные минералы (циркон, монацит, турмалин, апатит)(Komninov, Sverjensky, 1996). Возраст образования песчаников формации Атабаска определен в 1530-1350 млн. лет (Bruneton, 1993;Tona et all, 1985), гонамской свиты АСЩ – 1570-1600 млн. лет (Гаррис, 1964).

Возраст оруденения. Возраст первых фаз изменений и оруденения по изотопно-свинцовым данным составляет 1670 -1620 млн. лет (Alexandre P., Kyzer, 2005), последующих 1600-1500, 1341-1050, 900 и 300 млн. лет, которые являлись этапами переотложения или дополнительного рудообразования (Jefferson, Pamaekers, 2005 и др.). Основная масса руд образовалась в интервале 1341-1050 млн. лет (Philipe et. al. 1983; Tona et. al, 1985; Paquet et. al, 1993 и др.).

Близкие возраста получены по светлым слюдам K-Ar методом. Для месторождений Атабаски они составляют 1255-1148 (Percival et. al, 1993) и 1390 (Philipe et. al, 1993) млн. лет; Rb/Sr методом для впадин Атабаска и Телон - 1358-1306 млн. лет (Pagel et al., 1993; Funch et al., 1989). Для Канадского щита предполагается две основные фазы позднепротерозойской отраженной активизации – 1350 и 1050 млн. лет, связанные с магматизмом и диастрофизмом гренвильского времени, которые наиболее широко проявились в Гренвильской зоне (Пакульнис, Шумилин, 2005).

По оруденелым породам АСЩ получены сходные возраста: по гидрослюдам рудопроявления Топорикан 1554-1540 млн. лет и 1210-1161 млн. лет (K/Ar и Rb/Sr методы, лаборатория ВСЕГЕИ).

Петрографический состав и минералогические особенности околорудных метасоматитов. Из слабо проявленных региональных изменений в пределах впадины Атабаска, также как и Учурского прогиба, развивается аргиллизиция и отмечается образование диагенетического фторапатита (Jefferson et. al., 2005).

Основными новообразованными минералами на Канадских месторождениях МТН (Раббит-Лейк, Мидуэй-Лейк, Ки-Лейк и др.) являются гидросерицит, кварц, карбонаты (сидерит, кальцит), хлорит магнезиальный и железистый, сульфиды и битумы (Hasegava et.al., 1990; Baudemont et.al., 1993; Wallis, et.al., 1983; Marlat et.al, 1991; Reyx et.al, 1993; Пакульнис, Шумилин, 2005 и др.). Значительно развиты карбонатизация и гематитизация, а также графитизация (Hoeve, 1978; Казанский, 1988; Лаверов и др., 1983). Отмечается следующая основная особенность изменений: в метаморфических породах интенсивно проявляются хлоритизация и гидрослюдизация, в перекрывающей слоистой толще – окварцевание (непосредственно вблизи рудных тел) и гидрослюдизация. Аналогичные особенности характерны для Топориканского рудопроявления, и отчасти для месторождений зоны Широтной.

Из светлослюдистых широко встречается тонкочешуйчатый гидромусковит (Paquet et. al, 1993), он же гидросерицит или иллит, иногда фуксит. Светлые слюды характеризуются политипами от 1 Md до 1M и 2M (2M₁ или 2M₂) (Percival et. al, 1993). На австралийских месторождениях района Пайн-Крик светлые слюды образовались в первый этап изменений, ближе к рудным телам развивалась хлоритизация. Перечисленные новообразованные минералы характерны и для проявлений востока АСЩ.

Хлорит железистый и, преимущественно, магнезиальный широко проявляется как на Канадских (Сигар-Лейк, Сью, Ки-Лейк, Доминик-Питер и др.), так и на Австралийских месторождениях МТН, развиваясь преимущественно в метаморфических породах (Пакульнис, Шумилин, 2005). Из проявлений такого типа АСЩ хлорит более всего характерен для Топориканского рудопроявления. Во всех случаях процесс сопровождался привносом магния и воды и выносом щелочей.

Иногда на зарубежных месторождениях МТН отмечаются новообразования других минералов – турмалина-дравита (Paquet, 1993), лизардита (Komninov et al., 1996), гипса, барита, ксенотима, гаязита (Wallis et al, 1983; Rimsaite, 1977), что отражает местную специализацию рудных растворов. На объектах Учурского прогиба тоже проявлены местные минералогические особенности: в осадочно-карбонатных породах отмечаются лизардит и гипс (Адаргайский и Конкулинский участок), новообразованный циркон (Топорикан).

Окварцевание (силицификация) является характерной чертой Канадских МТН. Этот процесс проявляется неравномерно; иногда силицификация в одной части месторождения сменяется зонами выноса кварца (Baudemont et. al., 1993). Из проявлений АСЩ, окварцевание интенсивнее всего проявлено на рудопроявлении Топорикан (песчаники топориканской свиты интенсивно окварцованы по всему объему).

Явления «выгорания» графита, новообразования «дезорганизованного» углеродистого вещества и глобули твердых бесструктурных битумов, встреченные на проявлениях Топорикан, Конкули, Адаргай, обычны на урановых месторождениях Атабаски и встречаются на других урановых месторождениях мира (Alexandre, Kyzer, 2005; Jefferson, Pamaekers, 2005; Landais et al., 1993 и др.). Предполагается, что урановые минералы осаждаются в результате реакции с ними, а также восстановительными флюидами (сероводород, углеводород), образующимися при разложении углерода. (Hoeve, Sibbald, 1987; Басков, 1976).

Также как на проявлениях Алданского щита, околорудные изменения на МТН на Канадском и Австралийском щитах охватывают большие объемы пород (сотни м³ – первые км³).

Главным урановым минералом на всех проявлениях и месторождениях МТН, включая АСЩ, является настуран.

Петрохимия. Как для проявлений АСЩ, на Канадских МТН отмечается интенсивный вынос Na₂O, CaO при одновременном увеличении MgO и дифференциации K₂O (Bruneton, 1993).

Геохимические особенности. В терригенных толщах, оруденение развивается на фоне повышенных содержаний ванадия и фосфора. Определенного рудного геохимического парагенезиса, одинакового доля всех МТН, не отмечается. На одних в рудных концентрациях присутствуют U, Ni, Co ( с As, Cu, Bi, Мо, Zn) (наиболее крупные месторождения Восточной Атабаски), на других U, Au (с Mo, Bi, Te, Se)(структура Карсвелл, западная Атабаска, на третьих только U (впадина Телон и месторождение Макартур) (Tona et al, 1985, Fuchs et al, 1989; Reyx et al, 1993). Тем не менее, можно заметить, что отчетливо дифференцируется и накапливается уран и элементы халькофильной и сидерофильной групп. В любом случае, накапливаются те элементы, на которые специализированы вмещающие породы фундамента и те, которые выносились в ходе диагенетических преобразований из стратифицированных пород. Профилирующими элементами являются U (0.2-36%) и Ni (около 2%)(Marlatt et all., 1991; Dahlkamp, 1978; Пакульнис, Шумилин, 2005).

Аналогичные особенности отмечаются для проявлений востока АСЩ с накоплением широкого круга элементов: U, Mo, Ag (Tопорикан), U, V, Zn (Конкули), U, Ba, Cu, Mn, Mo, Ag (Адаргай). Никель и кобальт накапливаются в пирите на Топорикане, Ni в герсдорфите на Конкулях.

Морфология рудных тел. На зарубежных месторождениях МТН рудные тела имеют форму пластовых залежей, залежей сложной формы, лент, линз, жил и массивных штокверков; на АСЩ – пластовых тел, линз и жил.

Условия образования и генезис. Вопрос о происхождении месторождений «типа несогласия» до сих пор является предметом широких дискуссий в научной литературе, что вполне объяснимо, имея в виду масштабы оруденения и несколько необычные обстановки рудообразования.

В зарубежных работах по МТН рассматриваются три варианта их образования: 1)гидротермальный, с поступлением рудных флюидов из разломных гидротермальных систем; 2)диагенетический, с извлечением рудных компоненов из осадочных толщ в условиях ремобилизации связанной воды с образованием крупных гидротермальных систем с последующим осаждением рудных элементов в трещинах и в зоне несогласия в восстановительной обстановке (Alexandre P., Kyzer, 2005); 3)полигенное происхождение, с образованием руд из смешивающихся растворов – кислых, циркулирующих в песчаниках и реголитах и выщелачивающих металлы, и гидротермальных восстанавливающих, поступающих из разломов фундамента (Wallis et al, 1983; Ypma, Fuzikava, 1980; Hoeve et al., 1978).

Источниками рудных элементов могли быть: 1)специализированные на уран гранитоиды, пегматиты и мигматиты AR и PR с рассеянной урановой минерализацией (Fuchs et al., 1989); 2)метаморфические породы, особенно графитсодержащие с урановыми проявлениями с возрастом около 1760 млн. лет (Koeppel, 1968); 3) вулканиты кислого состава формации Дьюбонт (впадина Телон, Канадский щит) и основания формации Комболджа (Австралийский щит) (Fuchs et al., 1989; Aures, Eddington, 1975), песчаники платформенных прогибов (Пакульнис, Шумилин, 2005). Определяющим является мнение, что для месторождений Канадского щита источником растворов являлись красноцветные песчаники протерозоя, и что окислительные по железу рассолы из базальных горизонтов впадины глубоко проникали в основание впадины (Cuney, Brouand et all., 2003).

Для АСЩ, можно предполагать полигенный характер рассмотренных выше источников и растворов. Во-первых, метаморфические графитсодержащие породы и архейские гранитоиды в зоне Улкано-Учурского разлома, в пределах которой локализуется основная масса проявлений, обогащены U, V, As, Co, Cu, Ag, Mo. В отдельных случаях (Топориканское рудопроявление) отмечается вынос элементов из этих метаморфических пород в верхние горизонты с их локализацией на уровне ССН и в разломах.

Во-вторых, отмечается заметный объемный вынос ряда элементов (например, для Ba 130 г/т, U более 1 г/т) из горизонтов песчаников Учурской впадины (объем измененных пород – десятки и возможно, до первых сотен км³). Расчет показывает, что из каждых 10 км³ вынос, например, урана должен был составлять не менее 25000 тонн. В целом, поток флюидов был направлен от периферических частей прогибов к центральным. В благоприятных обстановках (вблизи участков фундамента, обогащенных графитом, в нарушенных зонах, зонах ССН и структурных «ловушках» – например, в Адаргайской мульде или брахисинклинали) выщелоченные элементы накапливались с образованием рудных концентраций.

О том, что гидротермальные бассейны существовали на разных горизонтах (но преимущественно, нижних) Учурской впадины и Амуликанского грабена, свидетельствуют геологические исследования. Гидротермальное преобразование песчаников с потерей их первичных красных окрасок наблюдается на площадях, охватывающих сотни квадратных километров. Нижней его границей служило ССН, но иногда (в нарушенных зонах) отмечается проникновение участков выщелачивания в нижележащие метаморфические породы. Непосредственно вблизи ССН в породах фундамента и в базальных горизонтах терригенных толщ, отмечается горизонт гематитизации, куда «оттеснялись» железо и другие основания. О температуре погребённых гидротерм в определённой мере можно судить по температуре образования метасоматического барита Адаргайской площади (около 120°).

Области, сложенные проницаемыми терригенными образованиями (Учурский прогиб, часть Учуро-Майского и Амуликанского) представляли собой зоны свободного водообмена, о чем говорит объемная аргиллизация пород. Ниже погребенные поверхности выравнивания и зона ССН фиксировали положение древнего водоупора и регионального базиса эрозии. В зонах разгрузки подземных вод (зоны разломов и надвигов) проявлялись метасоматические образования и гидротермалиты (Адаргай, Конкули и др.).

Околорудные изменения Атабаски образовались при температуре выше 120°, в основном 200-240°, при участии высококонцентрированных углекислотных хлоридных растворов. Во включениях из жильного кварца из рудоносных зон отмечаются углекислый газ, углекислота, метан, этан (Jefferson, Pamaekers, 2005; Pagel et al., 1980; Pagel, 1975). В пределах АСЩ, температуры образования околорудных метасоматитов варьировали от 120 до 300°.

Миграции растворов могло способствовать синхронная магматическая активизация с внедрением дайковых комплексов (диабазов с возрастом 1310-1160 млн. лет в районе впадины Атабаска (Hoeve, Sibbald, 1987), синрудных субщелочных базальтов гарындинского комплакса в пределах Учурского и Улканского прогибов с возрастом образования около 1350 млн. лет (Кириллов, 1993).

О вероятной формационной принадлежности протерозойских светлослюдистых метасоматитов

Материалы, изложенные в предыдущих разделах (части 1 и 2 отчёта) дают основание предположить, что березиты и аргиллизиты докембрия, несмотря на некоторое подобие в минеральном составе с аналогичными породами фанерозойского возраста, по многим другим признакам заметно отличаются от последних.

Б.И. Омельяненко (1978) к статистически устойчивым признакам, которыми характеризуются метасоматические формации, относит:

1) место в истории геологического развития района;

2) наличие или отсутствие связи в связи с определенным типом магматизма;

3) особенности минерального и химического состава;

4) металлогеническую и геохимическую специализацию;

5) условия локализации и закономерности строения метасоматических тел.

Пользуясь вышеописанными признаками, рассмотрим признаки подобия и отличия докембрийских и фанерозойских светлослюдистых метасоматитов.

Возраст образования докембрийских светлослюдистых и глинистых метасоматитов Канадского, Австралийского и Алданского щитов определен в 1350-1100 млн. лет. Этот возраст соответствует гренвильскому диастрофизму, интенсивно проявившемуся на Канадском щите. Для фанерозойских метасоматитов отмечается несколько периодов их образования (табл. 28), соответствующих каледонскому, герцинскому, альпийскому и неотектоническому диастрофическим циклам.

Таблица 28.Обобщенные характеристики докембрийских и фанерозойских метасоматитов.

Характе- ристики метасома- титов	Докембрийские аргиллизиты	Докембрийские березиты	Фанерозойские аргиллизиты	Фанерозойские березиты
Возраст, млн. лет	1400-1000 млн. лет. Верхний протерозой (нижний, средний рифей), гренвильский диастрофизм		380-350, 320-250, 150-50,15-1 млн. лет. Фанерозойский (каледонский, герцинский, альпийский, неотектонический диастрофические циклы)
Структур-ное положе- ние	Зоны региональных структурно-стратиграфичес- ких несогласий, платформенные впадины, эоплатформенные прогибы, зоны разломов и надвигов	Зоны надвигов, зоны региональных структурно-стратиграфичес- ких несогласий, зоны разломов в фундаменте и в стратифициро- ванных толщах	Вулканические пояса, вулканические впадины, кальдеры, экструзивные купола	Интрузивные купола, корневые части вулканических структур, дайковые пояса
Связь с магматиз- мом	Не установлена	Парагенетическая с дайками базальтоидов повышенной щелочности	Тесная генетическая связь с экструзиями, субвулкани-ческими интрузиями кислого и умеренно-кислого состава	Тесная генетическая связь с интрузиями кислого и умеренно-кислого состава
Мине- ральные парагене зисы	Кварц, смешанно-слойные глинистые минералы, каолинит, монтмориллонит, гидросерицит (иллит), ректорит, гидробиотит, углеродистое вещество	Кварц, серицит, гидросерицит, железо-магнезиальные карбонаты, пирит, углеродистое вещество	Кварц, каолинит, монтмориллонит, смешанно-слойные минералы, гидросерицит, селадонит	Кварц, серицит, гидросерицит, железо-магнезиальные карбонаты, пирит
Темпе- ратура образоваания, ^оС, состав флюида	50-220, водные растворы хлоридов K, Na, Mg, Fe(±CO₂) с концентрациями 0-22% NaCl экв.	150-300, водные растворы хлоридов Na, Mg, Fe(±CO₂₎ с концентрациями 5-20% NaCl экв.	50-220, водные растворы K, Na, Mg, Fe.	150-300, водные растворы K, Na, Mg, Fe
Источ- ники растворов	Метаморфогенные и метеорные флюиды из вмещающих метаморфических, вулканогенных, терригенных и карбонатных пород	Метаморфогенные и метеорные флюиды из вмещающих метаморфических, вулканогенных, терригенных и карбонатных пород	Магматогенные флюиды из экструзивных и субвулканических пород	Магматогенные флюиды из интрузивных пород.
Геохими- ческая специа- лизиция	Литофильная, сидерофильная, халькофильная	Литофильная, сидерофильная, халькофильная	Халькофильная и литофильная, как у экструзивных и субвулканических пород	Халькофильная и литофильная, как у интрузивных пород
Рудная специ- ализация	Mn, Сu, Ag, Ba, Mo, F, Be	U, Ni, Co, Mo, Ag, Au, Se, Te, V, Zn, Cu	Au, Ag, Hg, Sb, U, Mo, F	Au, Ag, Cu, Pb, Zn, Bi, U

Связь с магматизмом. Фанерозойские метасоматиты всегда генетически связаны с магматическими образованиями преимущественно кислого состава и характеризуются тесной пространственной с ними связью. Для докембрийских гидротермально-метасоматических образований такой связи не установлено. Она может иметь парагенетический характер. Доказано, что гидротермальной активности предшествовал редуцированно проявленный основной магматизм, способствовавший генерации термальных вод. В свою очередь, эти гидротермы выщелачивали элементы из окружающих пород (кристаллического фундамента, терригенных толщ).

По особенностям минерального и химического состава, фанерозойские и докембрийские метасоматиты достаточно близки, характеризуются сходными парагенезисами и одинаковым поведением основных петрогенных окислов. К специфике докембрийских образований может быть отнесено большее участие углерода, присутствующего в измененных породах в виде графита и твёрдых битумов.

Металлогеническая специализация. Фанерозойские березиты и аргиллизиты специализированы на уран и ряд халькофильных элементов, докембийский – на более широкий круг элементов (всего 15), включающий элементы сидерофильной, халькофильной и сидерофильной групп.

Условия локализации и закономерности строения метасоматических тел. Фанерозойские околорудные метасоматиты контролируются разломами разных порядков, локализуются в виде линейных тел, часто крутопадающих, вблизи магматических тел. Докембрийские образования локализуются в зоне ССН, в зонах надвигов и в крутопадающих разрывных нарушениях. Образуют пластовые залежи и крутопадающие линейные тела.

Таким образом, фанерозойские и докембрийские метасоматиты характеризуются признаками сходства преимущественно по вещественному составу, но и здесь отмечаются специфические отличия.

Всё вышесказанное свидетельствует о вероятной формационной самостоятельности дофанерозойских березитов и аргиллизитов докембрия, для которых автором предлагаются названия «березиты докембрия» и «аргиллизиты докембрия» (Кириллов, 2000, 2001).

ЛИТЕРАТУРА ПО РАЗДЕЛУ (Главы 2,3)

Баранов Э.М., Вертепов Г.И., Гладышев Г.Д. Околорудные изменения на урановом месторождении//Геология рудных месторождений. 1962. №6. С. 33-45.
Басков Е.А. Палеогидрогеологический анализ при металлогенических исследованиях. Л.: Недра, 1976, 199 с.
Билибина Т.В. Глобальные проблемы металлогении и тектоники докембрия//Советская геология. 1985. №6. С. 19-34.
Борисенко АС. Изучение солевого состава растворов газовожидких включений в минералах методом криометрии//Геология и геофизика. 1977. №8. С.16-27.
Власов Б.П., Воловикова И.М., Гладышев Г.Д. и др. Геология месторождений уран-молибденовой рудной формации. М: Атомиздат. 1966. 187с.
Виноградов В.И. Некоторые вопросы изучения источников рудного вещества по изотопным данным/Проблемы геологии минеральных месторождений, петрологии и минералогии. М.: Наука, 1969. Т.1. С. 66-79.
Волостных Г.Т. Аргиллизация и оруденение. М.: Недра 1972. 240с.
Гавриленко В.В., Сахонёнок В.В. Основы геохимии редких литофильных металлов Л.: Изд. ЛГУ. 1966. 172 с.
Гамалея Ю.Н. Об абсолютном возрасте гранитоидов Улканского плутона//Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1968. №2. С. 35-40.
Гаррис М.А. Геохронологическая шкала верхнего протерозоя (рифей и венд)/Абсолютный возраст геологических формаций. МГК. Докл. сов. геол. Проблема 3. М.: Наука, 1964. C. 431-455.
Гидротермальные месторождения урана/Ред. Вольфсон Ф.И., Крупенникова В.А., М.: Недра, 1978. 446с.
Горошко М.В., Кириллов В.Е. Новые данные по абсолютному возрасту редкометального оруденения юго-восточной части Алданского щита/Труды ассоциации геологических организаций Дальнего Востока. Хабаровск: Дальнедра, 1992. Вып. 2. С. 66-70.
Горошко М.В., Гурьянов В.А. Рудная минерализация зоны предрифейского структурно-стратиграфического несогласия и нижнерифейского платформенного чехла Учуро-Майской впадины (юго-восток Сибирской платформы)//Тихоокеанская геология. 2007. Том 26. №6. С. 93-110.
Горошко М.В., Гурьянов В.А. Эпохи рудообразования, рудовмещающие структуры юго-восточной части Сибирской платформы и вероятность обнаружения крупных и суперкрупных месторождений. В: Тектоника, глубинное строение и минерагения востока Азии. Материалы V-х Косыгинских чтений. Хабаровск, 2006. С. 139-142.

Горошко М.В., Малышев Ю.Ф., Кириллов В.Е. Металлогения урана Дальнего Востока России. М., Наука, 2006. 372 с.
Горошко МВ., Гурьянов В.А. Рудная минерализация зоны предрифейского структурно-стратиграфического несогласия и нижнерифейского платформенного чехла Учуро-Майской впадины (юго-восток Сибирской платформы)//Тихоокеанская геология. 2007. Том. 26. №6. С. 93-110.
Aures D.E., Eddington P.J. Uranium mineralisation in the South Alligator river Valley//Mineralium Deposita. 1975. V. 5. №10. P. 27-41.

Додсон Р.Г., Нидхем Р.С., Уилкс П.Г. и др. Урановое оруденение в провинции Рам-Джангл-Аллинейтор Риверс, Северная территория, Австралия/Образование месторождений урана. М.: Мир, 1976. С. 564-582.
Ермолаев Н.П., Гараев А.В. О низкотемпературной миграции тория в водных растворах//Геология рудных месторождений. 1978. №3. С. 49-56.
Зив Е.Ф., Вайсенберг А.И. Ниобий и тантал. Требования промышленности к качеству минерального сырья. Справочник для геологов. М.: Госгеолтехиздат. 1959. Вып. 49. 52с.
Злобин В.А. Особенности проявления процесса покраснения пород на гидротермальных урановых месторождениях и его значение для концентрации урана/Геохимия и минералогия радиоактивных элементов Сибири. Новосибирск: Наука, 1970. С. 54-71.
Иванов И.П., Жариков В.А., Глаголева М.А. и др. Зависимость минеральных равновесий в системе K₂O-Al₂O₃-SiO₂ от температуры и концентрации KCI и HCI в растворе/Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука. 1969. С. 70-95.
Иванов И.Н., Белявская О.Н., Потехин В.Ю. Уточненная диаграмма равновесий гидролиза и гидратация в открытой мультисистеме KCI-HCI-AL₂O₃-SiO₂-H₂O при Р = 1000 кг/см²//ДАН СССР. 1974. Т. 219. № 2. С. 715-717.
Каблуков А.Д., Вертепов Г.И. Ореолы рассеяния элементов вокруг урановых рудных тел//Геология рудных месторождений. 1960. №2. С. 20-31.
Казанский В.И. Эволюция рудоносных структур докембрия. М.: Недра. 1988. 286с.
Кириллов В.Е., Бердников Н.В. Условия образования рудоносных метасоматитов Улканского прогиба//Тихоокеанская геология, 1991. № 2. С. 104-108.
Кириллов В.Е. Автореферат кандидатской диссертации «Околорудные изменения в вулканитах Улканского прогиба». Хабаровск.1993. 23с.
Кириллов В.Е., Бердников Н. В., Авченко О.В., Горошко М.В., Осипов А.Л. Баритовое оруденение протоплатформенных прогибов восточной части Алданского щита/Геология и полезные ископаемые Приамурья. Хабаровск, 1999. С. 154-158.
Кириллов В.Е., Бердников Н.В. Низкотемпературные гидротермалиты Алданского и Канадского щитов как представители формаций докембрийских глинисто-светлослюдистых метасоматитов/Материалы Второго Всероссийского петрографического совещания. Сыктывкар, 2000. С. 178-182.
Кириллов В.Е. Бердников Н.В. О формационной принадлежности докембрийских глинисто-светлослюдистых метасоматитов. В: «Тектоника, глубинное строение и геодинамика востока Азии». Материалы третьих Косыгинских чтений. Хабаровск, 2001. С. 279-286.
Кириллов В.Е., Горошко М.В. Рубидий и стронций в породах юго-востока Сибирской платформы/Вопросы геологии, металлогении, поисков и оценки месторождений Дальнего Востока. Хабаровск. Из-во ДВИМСа, 2002г. С. 95-104.
Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М.: Наука, 1969. 109с.
Коржинский Д.С. Зависимость содержаний редких элементов в магматических породах от их щёлочности//Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1980. №4. С. 145-147.
Котляр В.Н. Металлогения и прогноз рудообразования. М.: Недра, 1983. 108с.
Кравченко С.М., Омельяненко Б.И., Беляков А.Ю. Редкоземельные элементы в рудах гидрогенных пластово-инфильтрационных месторождений урана//Геология рудных месторождений. 1991. №4. С. 69-81.
Крупенников В.А., Толкунов А.Е., Хорошилов Л.В. и др. Геологические структуры эндогенных урановых рудных полей и месторождений. М.: Недра. 1986. 231с.
Кузменко М.В. Особенности распределения тантала и ниобия в земной коре/Редкометальные месторождения, их генезис и методы исследования. М.: Наука, 1972. С. 196-209.
Лаверов Н.П., Смилкстын А.О., Шумилин Н.В. Зарубежные месторождения урана. М.: Недра, 1983. 319 с.
Лаверов Н.П., Рыбалов Б.М., Величкин Б.И. и др. Основы прогноза урановорудных провинций и районов. М.: Недра, 1986. 206 с.
Молчанов А.В. Металлогения урана щитов Сибирской платформы. Региональная тектоника и металлогения. 2001. №13-14. С. 118-137.
Молчанов А.В. Металлогения урана Алданского и Анабарского щитов. Автореф. дис... докт. геол.-минералогич. наук. Санкт-Петербург, 2004. 42 с.
Мотов А.П. Рудоконтролирующая роль приразломных зон углекислого метасоматоза в складчатых поясах и щитах//Региональная геология и металлогения. 2002. №16. С. 97-104.
Набоко И.С. Металлоносность современных гидротерм в областях тектоно-магматической активности. М.: Наука, 1980. 198 с.
Омельяненко Б.И. Околорудные гидротермальные изменения пород. М. Недра. 1978. 215 с.
Пакульнис Г.В., Шумилин М.В. Месторождения урана типа «несогласия» района Атабаска (Канада)//Минеральное сырье. 2005. №17. 102 с.
Пеньков В.П. Уран и углеводороды. М.: Наука, 1989. 143 с.
Плющев Е.В., Ушаков С.П., Шатов В.В. и др. Методика изучения гидротермально-метасоматических образований. Л: Недра, 1981. 261 с.
Плющев Е.В., Шатов В.В. Геохимия и рудоносность гидротермально-метасоматических образований. М.: Недра, 1985. 247 с.
Пятенко Ю.Л. О специфике кристаллохимического поведения циркония, гафния, ниобия и тантала/Редкометальные месторождения, их генезис и методы исследования. М.:Недра, 1972. С. 198-209.
Рехарский В.И. Геохимия молибдена в эндогенных процессах. М.: Наука, 1973. 268 с.
Рыбалов Б.Л., Б.И. Омельяненко Б.И. Источники рудного вещества эндогенных урановых месторождений. М.: Наука, 1989. 275 с.
Рундквист Д.В., Павлова И.Г. Значение зональности гидротермально изменённых пород для выделения метасоматических формаций/Метасоматоз и рудообразование. М.: Недра, 1975. С. 81-91.
Ситников Н.В., Кириллов В.Е., Алексеев В.С. Молибденовое оруденение восточной части Охотского массива//Тихоокеанская геология. 1991. №4. С.73-78.
Смирнов В.И, Гинзбург А.И, Григорьев В.М и др. Курс рудных месторождений. М.: Недра. 1981. 348 с.
Тейлор Г.П. Изотопы кислорода в минералах гидротермальных месторождений/Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М.: Мир. 1970. С. 101-128.
Тугаринов А.И. Источники рудного вещества по изотопным данным//Геология рудных месторождений. 1975. №4. С. 30-43.
Шипулин Ф.К. Об источниках вещества при эндогенном рудообразовании/Проблемы геологии минеральных месторождений, петрологии и минералогии. М.: Наука, 1969. Т. 1. С. 32-65.
Шмариович Е.М., Ашихмин Л.А., Модников И.С. Природа околорудной гематитизации на гидротермальных месторождениях урана//Геология рудных месторождений. 1991. №2. С. 3-15.
Шувалов Ю.М., Бузовкин С.В., Булычёв А.В. Промышленные объекты урановых месторождений и методика их поисков. Л.:Недра. 1984. 263 с.
Щеглов А.Д. Источники рудного вещества в областях тектоно-магматической активизации/Источники рудного вещества эндогенных месторождений. М.: Наука, 1976. С. 58-65.
Alexandre P., Kyzer K. Geochemistry of Uraniferous Bitumen in the Athabasca Basin, Canada/Uranium Production and Raw Materials for the Nuclear Fuel Cycle/Extended synopses/IAEA, Vienna, 2005. P. 245-247.
Aures D.E., Eddington P.J. Uranium mineralisation in the South Alligator river Valley//Mineralium Deposita. 1975. V. 5. №10. P. 27-41.

Baudemont D., Piquard J.P., Ey F., and Zimmerman J. The Sue Uranium Deposit, Saskatchewan, Canada // Exp. Mining Geol., Vol. 2. №3. 1993. P. 179-202.
Bruneton P. Geological environment of the Cigar Lake uranium deposit//Canadian Journal of Earth Sciences. V.30. 1993. № 4. P. 653-673.
Cuney M., Brouand M., Cathelineau M., et all. What parameters control the high grade-large tonnage of the Proterozoic unconformity related uranium deposits?//Uranium geochemistry International conference. Nancy, 2003. P. 123-126.
Dahlkamp F.J. Geological appraisal of the Key-Lake deposits, Northern Saskatchewan//Econ. Geology. 1978. №73. P.1430-1449.
Fuchs H.D., Hilger W. Kiggavik (Lone Gull): an unconformity related uranium deposit in the Thelon basin, Northwest Territories, Canada//IAEA – Tecdoc-500. 1989. P. 429-454.
Hasegava K., Davidson G., Wollenberg P., Yoshimasa I. Geophisical Exploration for Unconformity-Related Uranium Deposits in the North-Easten Part of the Thelon Basin, Norwest Territories, Canada//Mining Geology, 40(2). 1990. P. 83-95.
Hoeve J., Sibbald I.I. On the genesis of Rabbit Lake and other unconformity-type uranium deposits in Northern Saskatchewan, Canada//Economic Geology. Vol. 73, №8. 1978. P. 1450-1473.
Hoefs. J. Stable Isotope Geochemistry. N.Y. Springer-Verlag, 1980. 207p.
Jefferson C.W., Pamaekers P., Dalaney G., Thomas D.J., Cutts C., Olson R.A. Exploration for Unconformity-Associated Uranium Deposits: Learning from EXTECH IV, Athabasca Basin Multidisciplinary Study, Canada/Extended synopses/IAEA, Vienna. 2005. P. 84-87.
Kirillov V.Ye, Berdnikov N.V, V.A. Guryanov, YANG Zheng-xi. Geological setting and condition of formation of gold-bearing occurrences in the southeastern part of the Siberian platform. Journal of Chengdu university of Technology. Vol. 29. № 2. 2002. P. 119-130.
Koeppel V. Age and history of uranium mineralization of the Beaverlodge area, Saskatchewan, Canada. Geological Survey of Canada. Paper 67-31, 1968. P. 23-31.
Komninov A. and Sverjensky D.A. Geological modeling of the formation of an Unconformity-Type Uranium Deposits//Economic Geology. Vol. 91, 1996. P. 590-606.
Landais P., Dereppe J.M. Chemical Study of Carbonaceous Material from Carswell Structure//Carswell Structure Uranium Deposits (Saskatchewan). Geol. Assoc. of Canada. Spec. 1985. Paper 29. P. 165-174.
Landais P., Dubessy J., Dereppe J.M., Philp R.P. Characterization of graphite alteration and bitumen genesis in the Cigar Lake deposit (Saskatchewan, Canada)//Can. J. Earth Sci., Vol. 30. 1993. P. 743-753.
Locardi E. Uranium in acidic volcanic environment/Uranium deposits in volcanic rocks. Vienna. 1985 P. 17-28.
Marlatt J., McGill B., Vatthews et al. Discovery of the McArtur uranium deposit, Saskatchewan, Canada. IAEA, Technical document. 1991. P.1-24.
Mikhailov V.A., Afanasieva E.N. Uranium Potential of Ancient Regional Structural-Stratigrafic Unconformities (SSU) in the Southeast Baltic Shield. Extended synopses. IAEA, Vienna, 2005. P. 268-269.
Pagel M., Michard A., Juteau M. and Turpin L. Sm-Nd, Pb-Pb and Rb-Sr systematics of the basement in the Cigar Lake area, Saskatchewan, Canada//Can. J. Earth Sci. 1993. Vol. 30. P. 731-742.
Pagel M., Poty B., Sheppard M. F. Contribution to some Saskatchewan uranium deposits mainly from fluid inclusion and isotopic data//Intern. Uranium Symp. on Pine Creek geosyncl. IAEA, Vienna. 1980. P. 639-654.
Paquet A., Weber F. Petrographie et mineralogue des halos d alteration autor du gisement de Cigar Lake et leurs relanion avec les minerallisation//Can. J. Earth Sci., Vol. 30, 1993. P. 674-688.
Percival J.B., Bell K. and Torrence J.K. Clay mineralogy and isotope geochemistry of the alteration halo at the Cigar Lake uranium deposit//Can. J. Earth Sci., Vol. 30. 1993. P. 689-704.
Philippe S., Lancelot J.R., Lauer N. and Paquet A. Formation and evolution of Cigar Lake uranium deposit, based on U-Pb and K-Ar systematics//Can. J. Earth Sci., Vol. 30. 1993. P. 720-730.
Reyx J., Ruhlmann F. Etude metallographique des differentes associations minerales et caracterisation chemique des mineraux uraniferes du gisement de Cigar Lake (Saskatchewan, Canada)//Can. J. Earth Sci., Vol. 30. 1993. P. 705-719.
Rimsaite J. Mineral assemblages at Rabbit Lake uranium deposit, Saskatchewan: preliminary report. Geol. Sur. Can. Paper 77-1, Part B. 1977. P. 235-246.
Saracoglu N., Wallis R.H., Brummer J.J, and Golightly J.P. Discovery of the McClean uranium deposit. In: Uranium Exploration in Athabasca Basin, Saskatchewan, Canada. Geological Survey of Canada. Paper 82-11. 1983. P. 51-70.
Tona F., Alonso D., and Svab M. Geology and mineralization in the Carswell structure – a general approach. In: Carswell structure uranium deposits, Saskatchewan. Geological Association of Canada. Special paper 29, 1985. P. 1-18.
Wallis R.H., Saracoglu N., Brummer J.J., and Golightly J.P. Geology of the Mc Clean uranium deposits/Uranium Exploration in Athabasca Basin, Saskatchewan, Canada. Geological Survey of Canada. Paper 82-11. 1983. P. 71-110.
Ypma P.J.M., Fuzikava K. Fluid inclusion and oxygen isotope studies of the Nabarlek and Jabiluka uranium deposits, Northern Territory, Australia//Intern. Uranium Symp. on Pine Creek geosyncl. IAEA, Vienna, 1980. P. 375-395.