Редкометальные провинции древних щитов
Карельская оловорудная докембрийская провинция является одной из наиболее древних на земном шаре. Размещается на юге Балтийского кристаллического щита и связана с крупнейшими посторогенными интрузиями гранитов рапакиви, залегающими среди протерозойских осадочнометаморфических образований. На территории бывш. СССР расположены Салминский (Питкяранско-Tуломозерский, 3000 км2) и Улялегский массивы, в Южной Финляндии известны Выборгский (около 7000 км2) и более мелкие (1000-1500 км2) массивы Лаитила, Вегмаа, Алаид.
Интрузии окружены маломощными (сотни метров) зонами экзоконтактового ороговикования и скарнирования вмещающих пород, свидетельствующими о гипабиссальных условиях их формирования. Таким образом, площадные размеры интрузий рапакиви, соответствующие батолитам, совершенно не коррелируются с вероятными гипабиссальными условиями их становления (батолитоподобные массивы). Возраст интрузий оценивается как средне- и позднепротерозойский (от 1630—1570 до 1570—1555 млн. лет).
Гранитоиды комплекса рапакиви подразделяются на три основных интрузивных фазы при многочисленности субфазовых и фациальных разновидностей.
ГФ комплекса представлена в основном роговообманково-биотитовыми крупнозернистыми и порфировидными (овоидными) гранодиоритами и гранитами, слагающими Выборгский массив и большую юго-восточную часть Салминского (рис. 31). Ко второй фазе относятся биотитовые граниты северо-западной части (~ 1000 км2) Салминского массива и наибольшие интрузии биотитовых мелкозернистых и порфировидных трахитоидных (до 20 км2) гранитов в Выборгском массиве.
ЗФ (III фаза) представлена в Салминском массиве двумя крупными (80 и 150 км2) штоками мелкозернистых гранитов в его западной части и мелкими телами таких же гранитов в экзоконтактовой зоне массива, а в Выборгском массиве — штоком Кюми (Финляндия), сложенном двуслюдяными лейкогранитами — экзоконтактовыми равномернозернистыми топазсодержащими и порфировидными в центральной части. Очевидно, к ЗФ в пределах Финляндии относится также шток Эурайоки (90 км2, 1570 млн. лет, U-Pb метод), являющийся сателлитом массива рапакиви Лаитила, сложенный наполовину фаялитсодержащими биотит-роговообманковыми гранодиоритами внешней зоны (тип Таркки) и равномернозернистыми и порфировидными двуслюдяными лейкогранитами внутреннего ядра (тип Веккере).
По минеральному составу ГФ представлена преимущественно лейкогранитами, содержащими в среднем около 3% биотита и 1,2% роговой обманки при резком преобладании калишпата над плагиоклазом. Акцессорные представлены ильменитом, цирконом, апатитом, рутилом, анатазом, флюоритом, бастнезитом, ортитом и др.; в гранитах II, и особенно III фаз, возрастает роль фторсодержащих акцессорных, отмечаются молибденит, гранат, колумбит, берилл и др.
Сопровождающая Салминский массив редкометальная минерализация связана с кварцевыми и кварц-полевошпатовыми метасоматитами, грейзенами и апоскарновыми образованиями, представлена вкрапленностью и гнездами касситерита, минералов редкометальной ассоциации (гельвин, фенакит, даналит, бертрандит, хризоберилл, молибденит) и тесно ассоциирует с магнетитовым и сульфидным (сфалерит, халькопирит, пирит, пирротин) оруденением.
В Финляндии штоки Кюми и Эурайоки сопровождаются редкометальным (Be, Sn, W) оруденением грейзенового и кварцево-жильного типов с проявлением сульфидной минерализации.
Петрохимические особенности. Данные табл. 31 и диаграммы рис. 32 подтверждают преимущественно лейкогранитный состав комплекса и фиксируют его субщелочной характер. Наиболее основные разновидности представлены фаялитсодержащими гранодиоритами штока Эурайоки и гранодиоритами типа Лaпee Выборгского массива. Короткие векторы в правой части диаграммы свидетельствуют о преобладании в составе фемических компонентов железа. Высокая глиноземистость не характерна и фиксируется только в части альбитизированных разновидностей гранитов ЗФ (III фаза).
Соотношение калия и натрия (рис. 33) вскрывает главную особенность комплекса — пониженные содержания во всех гранитоидах натрия и резко повышенные — калия. Их соотношение меняется только в альбитизированных разновидностях ЗФ, в которых накопление натрия сопровождается выносом калия. Диаграмма показывает, что соотношение щелочей во вмещающих гнейсогранитах (точка 1) резко отличается от гранитов рапакиви. Биотиты комплекса рапакиви отличаются от биотитов вмещающих гнейсогранитов очень высокой железистостью, свойственной гранитам ГФ и ЗФ (III фаза), что подтверждает генетическое единство комплекса (рис. 34, указано стрелкой).
Редкоэлементный состав гранитов (табл. 32) показывает, что главная особенность большей части гранитоидов ГФ и II фазы комплекса состоит в повышенных концентрациях фтора и олова, практически не сопровождающихся в отличие от типичных редкометальных гранитов синхронным повышением концентраций лития. Содержания Rb и В близки к кларковым. В гранитах ЗФ (III фаза) наблюдается резкое и неравномерное повышение концентраций фтора и практически всех гранитофильных элементов — Li, Rb, Sn, Nb, в большинстве случаев Be. По данным И. Xaaпала, содержание Sr и Ba в гранитах ГФ понижены, а в гранита ЗФ резко понижены в отличие от гранодиоритов штока Эурайоки, характеризующихся высокими концентрациями бария, отражающими повышенные температуры кристаллизации. Резкое снижение значений K/Rb и Ba/Rb отношений от ранних к поздним дифференциатам комплекса свидетельствует об интенсивности процесса дифференциации интрузий рапакиви, что согласуется с высоким уровнем концентраций гранитофильных элементов в гранитах ЗФ,
В целом граниты рапакиви ГФ и биотитовые граниты II фазы представляют субредкометальные разновидности с низким и высоким уровнями накопления фтора, а граниты ЗФ в большинстве своем ультраредкометальны.
На диаграмме рудоносно ста (рис. 35) граниты рапакиви ГФ попадают в поле рудоносных. Рудоносность формации рапакиви подтверждается и диаграммой рис. 36, фиксирующей избыточность концентраций F и Sn уже в гранитах ГФ. Избыточность концентраций лития проявляется в гранитах II фазы, а концентрации F и Sn в них и всех элементов в гранитах ЗФ (III фаза) резко экстремальны. Наконец, рудоносность гранитов II и III фаз фиксируется высокими концентрациями редких элементов, особенно Sn (150—250 г/т), в биотитах, по данным М.Г. Руб с соавторами.
Из анализа петролого-геохимических особенностей (см. табл. 31 и 32, рис. 32 и 33) и состава биотитов (рис. 34) следует, что вмещающие гнейсо-граниты не могли быть тем субстратом, из которого выплавлялись расплавы комплекса рапакиви. В частности, гнейсограниты резко отличаются от гранитов рапакиви исключительно низкими концентрациями всех гранитофильных элементов. Биотиты гнейсогранитов идентичны биотитам обычных палингенных гранитоидов Забайкалья. Состав биотитов формации рапакиви, отличающихся высокой железистостью, фиксирует их кристаллизацию в условиях повышенной щелочности по калию и пониженных температур (высокого потенциала H2O). Высокая железистость пород комплекса и присутствие в нем гранодиоритовых разновидностей повышенной редкометальности (Выборгский массив, тип Лапее, шток Эурайоки, тип Таркки) дают основание предполагать, что формирование комплекса связано с палингенно-анатектическим плавлением пород более основного, чем гнейсограниты, существенно железистого состава глубинных зон земной коры, осуществляющегося при постоянном воздействии флюидных потоков, определивших возможность образования значительных масс расплавов, обогащенных фтором и редкими элементами. Их дифференциация приводила к общему повышению активности воды и кислотных компонентов в поздних дифференциатах, отражением которого является резкое повышение глиноземистости биотитов ЗФ (III фаза) при сохранении повышенного уровня их железистости (рис. 34, показано стрелкой).
Ультраредкометальные лейкограниты ЗФ представляют типичные рудоносные (оловоносные) интрузии, превосходящие по размерам аналогичные массивы в Забайкалье. Таким образом, редкометальность рудоносных гранитов в Карельской провинции по сравнению с Забайкальем выражена гораздо резче. Вместе с тем главным отрицательным фактором рудоносности интрузий провинции является их значительный эрозионный срез.
