Общие критерии оценки рудоносности гранитоидов Забайкалья

Обобщение изложенных в предыдущих разделах материалов показывает, что главными петролого-геохимическими особенностями рудоносных интрузий Забайкалья являются их адамеллит-лейкогранитный состав и повышенная редкометальность. Средний состав гранитов главных в металлогеническом отношении комплекса Центрального и Восточного Забайкалья, с интрузиями которых связано основное промышленное оруденение оловянно-вольфрамового пояса, соответствует лейкократовому граниту (кукульбейский комплекс) и ультракислому лейкограниту (харалгинский и асакан-шумиловский комплексы). Формирование этих комплексов определило отчетливое усиление роли лейкогранитных образований в интрузивном гранитоидном магматизме периода мезозойской тектоно-магматической активизации региона. Как следует из табл. 3, если химический состав среднего гранита оловянно-вольфрамового пояса мало отличается от среднемирового состава гранитоидов по А.П. Виноградову, то в средневзвешенном составе мезозойского гранита пояса наблюдается снижение основности по всем главным параметрам. Соответственно редкоэлементный состав среднего гранита пояса также близок к кларковому (табл. 27), при некоторой обогащенности его бором и обедненности фтором, а степень редкометальности среднего мезозойского гранита заметно возрастает, коррелируясь с характером металлогении региона: концентрации олова повышаются почти до двух кларков, превышают кларковый уровень содержания Li, Be, W, Pb, заметно снижаются концентрации бария и стронция и значения K/Rb и Ba/Rb отношений.

Изложенные геохимические материалы показали заметную или значительную нестабильность редкоэлементной характеристики гранитоидов каждого отдельно взятого комплекса (в отличие от их петрохимической характеристики), и одновременно наличие в составе большинства изученных комплексов редкометальных и рудоносных в разной степени лейкогранитных образований.

Установлено, что часть лейкогранитов — дифференциатов отдельных интрузий гранодиорит-гранитной и гнейсогранитной формационных групп — характеризуется умеренным (до 2—3 кларков) концентрированием лишь части гранитофильных элементов; в соответствии с этим они названы субредкометальными. Тела субредкометальных гранитов в Забайкалье обычно лишь ограниченно рудоносны.

Главное оруденение в оловянно-вольфрамовом поясе Забайкалья связано, как показывают геохимические материалы, с интрузиями редкометальных гранитов, в которых фиксируются повышенные, обычно превышающие кларковый уровень в 2—4 раза концентрации большей части гранитофильных элементов, включая непременно редкие щелочи. Концентрации фтора могут быть слабо повышенными, либо высокими (более двух кларков). Соответственно можно различать интрузии редкометальных гранитов с низким и высоким уровнем накопления фтора.

Наконец, геологически нередко обособлены тела ультраредкометальных гранитов, характеризующихся наиболее высокими для гранитов содержаниями всей группы гранитофильных элементов; они легко диагностируются по четырехкратному (и более) превышению кларковых концентраций фтора, лития и олова при повышенных содержаниях остальных гранитофильных элементов. Ультраредкометальные граниты представляют в Забайкалье гипабиссальные (амазонитовые, альбит-литионитовые и др. граниты) и субвулканические (эльваны-онгониты) тела поздних дифференциатов интрузий редкометальных гранитов. Обычно с ними связано интенсивное оруденение. Субредкометальным, редкометальным и ультра-редкометальным гранитам свойственны пониженные содержания бария и стронция.

Точно так же в молибденовом поясе Забайкалья большинство субщелочных лейкогранитов рудоносных массивов по уровню накопления редких элементов являются субредкометальными. Типичные редкометальные разновидности среди субщелочных лейкогранитов редки, но наиболее продуктивны (первомайский шток).

Предлагаемая терминология (граниты субредкометальные, редкометальные, ультраредкометальные), как указывалось ранее, не преследует специальных классификационных целей, а отражает в кратких определениях сущность геохимических различий гранитов, интрузии которых реально различаются интенсивностью сопровождающего пневматолитогидротермального оруденения.

Исходя из вышерассмотренных главных признаков рудоносных интрузий (лейкократовый состав гранитов и повышенные концентрации гранитофильных элементов), могут быть осуществлены региональные ограничения в выборе перспективных в отношении редкометального оруденения гранитных массивов.

На территории оловянно-вольфрамового и полиметаллического поясов, оцениваемой приблизительно в 164 тыс.км2, гранитоидные породы слагают около 70 тыс.км2 (-42%). Из них на долю лейкогранитных образований (с содержанием SiO2 > 72%) приходится только около 18% (~12 тыс. км2). Остальная часть гранитоидов (более 4/5) в отношении рассматриваемого типа оруденения реального интереса не представляет.

Группа лейкогранитных пород, как показано в рассмотренных материалах, гетерогенна и включает генетически различные, от безрудных до рудоносных, образования. Как видно из табл. 28, среди лейкогранитов по площади распространения резко доминируют безрудные разновидности, которые могут быть достаточно уверенно диагностированы на основе совмещения формационного и геохимического анализа. Приближенный расчет показывает, что с учетом всех ограниченно рудоносных массивов субредкометальных гранитов, практическая рудоносность которых всегда проблематична, площадь, занимаемая массивами рудоносных гранитов в Забайкалье, составляет в свою очередь только около 25% (3 тыс. км2) от общей площади лейкогранитных образований, или всего 4,3% от площади распространения всех гранитоидов. Таково значение геохимических ограничений, вводимых для выделения реально рудоносных массивов.

Предыдущими разделами доказано, что сравнительная степень рудоносности лейкогранитных массивов, даже принадлежащих одной формации, совершенно различна. Главный общий вывод в отношении рудоносности сводится к простому положению: степень рудоносности лейкогранитных образований пропорциональна кругу концентрирующихся в лейкокранитах гранитофильных элементов и степени их концентрации. Оба этих показателя находят количественное выражение в элементной формуле гранита, а общая степень концентрации гранитофильных элементов — в значении индекса концентрации.

Наиболее полно степень рудоносности отражается в элементной формуле, хотя сравнение многих гранитных массивов на основе формул наглядно. Индекс концентрации удобен для обзорного сравнения, но значительная часть необходимой геохимической информации в нем утрачена.

Наглядность и обзорность при оценке степени рудоносности многих интрузий достигаются с помощью предложенной ранее тройной диаграммы, в которой отражены главные особенности редкоэлементного состава гранитоидов. Диаграмма строится на концентрациях фтора, суммы редких щелочных элементов и суммы стронция с барием, приравниваемых к 100%. Выбор названных компонентов определяется следующими установленными закономерностями. Сумма концентрации стронция и бария в гранитах в общем случае эквивалентна степени их дифференцированности и закономерно снижается от меланократовых разновидностей к лейкогранитам, принимая минимальные значения в аляскитах. Как было показано, снижение их концентраций обычно отражает понижение температурности расплавов. Выбор фтора в качестве одного из показатели диаграммы определяется общепризнанной ролью его соединений в формировании постмагматического редкометального оруденения. Редкие щелочи (Li+Rb) достаточно объективно характеризуют уровень концентрации в редкометальных гранитах всей группы гранитофильных элементов, особенно олова.

Подробный анализ рудоносности гранитоидов оловянно-вольфрамового пояса с помощью геохимической диаграммы рудоносности был проведен ранее.

На основе положения точек гранитов ГФ безрудных и рудоносных формаций на диаграмме выделены поля безрудных (I, рис. 23) и потенциально рудоносных (III) гранитов. Точки гранитов ГФ редкометальных интрузий, группирующиеся вблизи F — угла диаграммы, соответствуют преимущественно оловоносным интрузиям, а точки внутренней части поля III представляют в большинстве своем граниты ГФ вольфрамоносных массивов с низким уровнем накопления фтора. Диаграмма иллюстрирует сделанное выше заключение, что в редкометальных интрузиях с низкими содержаниями фтора реально рудоносны обычно не граниты ГФ, а их фазово-фациальные дифференциаты. Точки последних группируются вдоль Li + Rb — F стороны диаграммы и представляют фазу мусковитовых пегматитоносных гранитов, отличающихся повышенными содержаниями редких щелочей при невысоких концентрациях фтора, купольную фацию мусковитовых гранитов с высокими концентрациями фтора и редких щелочей, ЗФ ультраредкометальных лейкогранитов амазонитовых гранитов и онгонитов-эльванов с экстремально высокими концентрациями фтора и редких щелочей. Все эти разновидности сопровождаются развитием характерного для каждой из них типа оруденения.

В отличие от массивов с умеренно повышенными содержаниями фтора, в редкометальных интрузиях с высокими его содержаниями рудоносными, очевидно, являются как сами граниты ГФ, так и их дифференциаты. Точки гранитов таких интрузий размещаются вблизи F — угла диаграммы.

Точки лейкогранитов ФДИ и ЗФ гранитоидов гранодиорит-гранитной, гнейсогранитной и монцонитовой формационных групп в большей своей части попадают в поле безрудных гранитов. Рудоносные массивы этой группы формируют II поле ограниченно рудоносных гранитов, а меньшая часть точек попадает во внутреннюю область поля III рудоносных гранитов диаграммы. Ограниченно рудоносные граниты характеризуются умеренным накоплением части гранитофильных редких элементов (Sn, W, Rb) при низких содержаниях фтора и сопровождаются касситерит-кварцевым (с шеелитом) оруденением, в котором отсутствуют минералы фтора и собственно редкометальной ассоциации.

Попадающие в поле III рудоносных гранитов точки ФДИ и ЗФ гранодиорит-гранитных и гнейсогранитных массивов также представляют безрудные или ограниченно рудоносные лейкогранитные тела. Достигнутый в лейкогранитах этих тел уровень концентраций гранитофильных элементов является предельным для тех интрузивных систем, к которым лейкограниты ФДИ и ЗФ относятся. Концентрации гранитофильных элементов в этих лейкогранитах и адамеллитах ГФ редкометальных интрузий могут быть сопоставимы, но разница состоит в том, что лейкограниты ФДИ-ЗФ являются продуктами завершающих регрессивных стадий развития интрузивных систем, тогда как граниты ГФ представляют начальные стадии развития редкометальных интрузий, потенциальная рудоносность которых реализуется в связи с поздними непосредственно рудоносными их дифференциатами ФДИ и ЗФ, степень редкометальности которых значительно превосходит редкометальность гранитов ФДИ-ЗФ гранодиорит-гранитных и гнейсогранитных интрузий (значения ИНК в первых 10-50-100 кларков против 5-10 во вторых).

Таким образом, обязательным условием применения рассмотренной диаграммы является детальный анализ геологического строения гранитных интрузий и установление фазово-фациальной принадлежности разновидностей гранитов.

Диаграмма рудоносности основана на геохимических особенностях гранитоидов известково-щелочного ряда. Применение ее для оценки рудоносности субщелочных гранитов дает менее определенные результаты, хотя и в этой группе интрузий самими рудоносными оказываются те, граниты ГФ которых наиболее обогащены редкими щелочами и фтором.

Важным показателем степени рудоносности гранитов являются уровни концентрации характерных гранитофильных элементов, и прежде всего олова, в биотитах. Данные по редкоэлементному составу биотитов главных гранитоидных формаций Центрального и Восточного Забайкалья приводятся в табл. 29. На их основе вычислены средневзвешенные по площади распространения гранитоидов концентрации элементов в биотитах оловянно-вольфрамового пояса, которые являются региональными кларками редких элементов в биотитах региона (табл. 29). Ранее рассчитан также средневзвешенный химический состав биотитов.

Как следует из таблицы, наиболее интенсивно гранитофильные элементы (Sn, Li, Pb, W, Be) концентрируются в биотитах рудоносных формаций редкометальной группы, что является наиболее важным свидетельством генетического характера связи оруденения рассматриваемого типа с интрузиями редкометальных гранитов. Вместе с тем главное значение установления уровней концентраций редких элементов в биотитах заключается, по мнению автора, в возможности построения на основе этих данных графиков массовых пределов концентраций с выделением на них полей безрудных и рудоносных гранитов. Основой этих разработанных автором диаграмм являются следующие исходные положения и данные. Согласно теории сокристаллизации концентрации редких элементов в минералах гранитов определяются равновесием между кристаллизующейся твердой фазой (в данном случае, биотит) и расплавом, а соотношение между средними концентрациями элементов в сосуществующих минерале и расплаве определяется комбинированным коэффициентом сокристаллизации, значение которого для гранитофильных элементов в общем случае < 1, что отражает общую тенденцию прогрессивного накопления элементов в остаточных расплавах гранитных систем по мере их раскристаллизации. Это, в частности, означает, что концентрации редких элементов в остаточных расплавах рудоносных интрузий превышают их концентрации в биотите. С другой стороны, материалами предыдущих разделов показано, что уровень концентраций редких элементов в гранитах и степень их петрохимической отдифференцированности в общем случае функционально не связаны. Исходя из принципа равновесия, результативное общее содержание элементов в продуктах кристаллизации (гранитах) будет определяться одновременно и концентрациями элементов в расплавах и химизмом последних. В лейкогранитах зависимость от химизма должна наиболее резко сказываться на содержаниях элементов, концентрирующихся в биотите (Li, Sn, F), который кристаллизуется одним из последних, благодаря чему возможности для рассеяния редких элементов в решетках других минералов к моменту его кристаллизации практически исчерпываются. Исходя из сказанного, количество связываемых в акцессорной минерализации редких и рудных элементов должно прямо зависеть от степени петрохимической отдифференцированности расплавов: чем меньше фемическая составляющая расплава и содержание биотита, тем интенсивнее при заданном уровне концентрации редких элементов в расплаве акцессорная минерализация, являющаяся практически самой начальной стадией постмагматического рудоотложения. Этим, по мнению автора, и объясняется особая роль лейкогранитов, которую они играют в формировании связанного непосредственно с гранитными интрузиями пневматолито-гидротермального оруденения.

Концентрации редких элементов в остаточных расплавах, необходимые для формирования интенсивной акцессорной минерализации и постмагматического оруденения, неизвестны, но определен уровень их концентраций в биотитах, находившихся в равновесии с такими расплавами. Статистическим анализом установлено, что пневматолито-гидротермальная минерализация разной интенсивности развивается в связи с гранитными интрузиями, в биотитах которых средние концентрации олова достигают 60 r/т и выше, лития — 1000-1500 г/т, фтора - около 1%. Установленные концентрации и изложенные выше теоретические положения послужили в качестве исходных для построения графиков массовых пределов валовых концентраций в гранитах, фиксирующих переход от безрудных к потенциально-рудоносным разновидностям гранитов, в зависимости от минерального состава последних. При построении графиков использованы следующие данные.

Слюды (биотит, литиевый биотит, протолитионит, циннвальдит) концентрируют около 70—80% (75% в среднем) лития гранитоидов от гранодиоритов до лейкогранитов. В сосуществующем с биотитом мусковите содержание лития снижается примерно в два раза.

Олово концентрируется в слюдах и роговой обманке, содержащих в сумме обычно около 50% общего количества элемента в породе. В роговообманково-биотитовых разностях функцию концентраторов олова выполняют оба минерала при средних содержаниях в роговой обманке в два раза более низких, чем в биотите. Содержания олова в биотите и сосуществующем мусковите примерно равны.

Главными концентраторами фтора являются биотит и мусковит. Содержания фтора в последнем примерно вдвое ниже по сравнению с биотитом.

В соответствии с изложенным, на оси абсцисс (рис. 24) откладываются весовые содержания темноцветных в биотитовом эквиваленте, составляющие для Li и F - Би + 1/2Му (вес. %), для Sn - Би+My+1/2Ам, и, исходя из минимальных концентраций элементов в биотитах рудоносных гранитов (Li — 1000, Sn — 60 г/т, F — 1%), рассчитано изменение пределов валовых концентраций этих элементов в гранитах, фиксирующее переход от безрудных к рудоносным гранитам в зависимости от изменения биотитового эквивалента. В качестве начальных концентраций при биотитовом эквиваленте, близком к нулю, приняты средние содержания в эвтектической смеси салических минералов, составляющие для Sn — 3 г/т, Li — 20 г/т, F — 0,03%.

Разграничительные линии диаграмм (рис. 24, а, б, в) можно рассматривать в качестве массовых пределов концентраций в гранитах, по достижении которых в связи с интрузиями вероятно развитие постмагматической минерализации вследствие избыточного концентрирования редких и рудных элементов в остаточных расплавах и флюидах (остаточное концентрирование, по Л.В. Таусону), первым признаком которого служит появление в гранитах миналов литиевых слюд и акцессорных касситерита, топаза, флюорита. Из графиков видно, что в лейкогранитной области (1—3% биотитового эквивалента) избыточными будут практически кларковые концентрации олова, лития и фтора для бедных кальцием гранитов, но для гранитов с содержанием биотита в 5—8% эти же кларковые концентрации являются не только не избыточными, но значительно более низкими относительно уровня, определяющего возможность появления поздне- и постмагматической минерализации. Поэтому повышенные содержания олова в гранитоидах кыринского, сохондинского, а также шахтаминского комплексов являются в отношении рудоносности комплексом формировались батолитовые интрузии даурского комплекса, в контактовых зонах которых отчетливо проявлена гранитизация вмещающих осадочно-метаморфических пород. Вместе с более молодыми массивами кыринского комплекса даурские гранитоиды формируют громадный Даурский ареал гранитоидного магматизма. При этом интрузии кыгринского комплекса в отличие от ундинских и совершенно не показательными, так как характеризуют относительно меланократовые породы, для которых уровень избыточных концентраций гораздо выше (рис. 24, б). Так, для кыринского батолитового комплекса средние концентрации олова в роговообманково-биотитовых гранитах ГФ и лейкогранитах ФДИ одинаковы и составляют 5,2 г/т. Ho для гранитов ГФ, с биотитовым эквивалентом около 10% весовых, эти содержания не экстремальны, тогда как в гранитах ФДИ они являются отчетливо избыточными (рис. 24, в), что подтверждается развитием с частью массивов ФДИ небогатого касситерит-кварцевого оруденения. Поэтому попытки выделения оловоносных гранитов по уровню концентрирования в них олова без учета минерального состава гранитоидов методически неверны.

Рудоносные разновидности гранитов отчетливо выделяются также избыточными концентрациями лития (рис. 24, а).

Принципиальная правильность предлагаемых диаграмм подтверждается теми редкими случаями, когда в интрузиях редкометальных гранитоидов присутствуют меланократовые гибридные разновидности пород (гранодиориты Верхнекулиндинского и Мало-Кангинского массивов). Как видно на диаграммах рис. 24, а, б, в, гранодиориты, несмотря на меланократовость, характеризуются избыточными концентрациями лития, олова, фтора, что коррелируется с рудоносностью гранитных систем, к которым гранодиориты принадлежат. Обсуждаемые диаграммы использованы в дальнейшем для оценки сравнительной степени избыточности концентраций в рудоносных гранитах других регионов.