Тасманийская редкометальная провинция
Провинция связана с одноименным палеозойским геосинклинальным, поясом (или мобильной орогенической зоной) шириной в 200—300 км, протягивающимся на 3500 км вдоль всего восточного побережья Австралии до о-ва Тасмания на юге. Сложен пояс кембро-верхнедевонскими осадочными породами, с подчиненным развитием пара- и ортогнейсов. Гранитные интрузии слагают менее 1/4 площади пояса и характеризуются гравитационными минимумами, по которым мощность большинства из них оценивается до 4 км, С этапом орогенно-посторогенного развития Тасманийского пояса связано формирование единой металлогенической провинции, главное значение в которой имеет оловянно-вольфрамовое, в меньшей степени золотое, полиметаллическое, медное и сопутствующее Mo, Bi, Ag оруденение, сопровождающее посторогенные граниты.
Гранитоиды тасманийской геосинклинали разделяются на две главные, представляющие отдельные части крупных массивов группы: тоналитов-гранодкоритов и лейкоадамеллитов-лейкогранитов. Последние слагают 70% интрузий, с которыми ассоциирует оловорудная минерализация, и содержат в среднем 26 г/т Sn, что в 8,5 раз выше кларкового уровня и в 7 раз выше средних концентраций олова в гранодиоритах, не сопровождающихся оруденением. Из рудоносных интрузий провинции высокой степенью геохимической изученности выделяется массив Блю-Тир северо-восточной Тасмании.
Массив Блю-Тир (2500 км2) представляет типичную батолитоподобную дискордантную интрузию мощностью в 12 км (рис. 57), залегающую в песчано-сланцевых породах силуро-девона, ороговикованных в зоне экзоконтакта шириной 0,5-2 км. Первая фаза интрузии представлена роговообманково-биотитовыми средне- и крупнозернистыми гранодиоритами-адамеллитами и реже кварцевыми диоритами, слагающими крупные (до 200 км2 и более) поля (массивы) по периферии интрузии, составляющие около 20% ее общей площади. ГФ представлена грубо-или крупнозернистыми биотитовыми (~6%) порфировидными мусковитсодержащими (~1%) адамеллитами-гранитами, слагающими 75% площади массива. Среди акцессорных присутствуют андалузит и кордиерит, нередки метаосадочные ксенолиты. ФДИ представлена мелко-среднезернистыми биотитовыми и двуслюдяными олигоклаз-альбитовыми лейкогранитами (с акцессорными турмалином, топазом, флюоритом, реже касситеритом), образующими сравнительно небольшие пластовые (мощностью до 300 м) тела и штоки, приуроченные к кровлевой зоне массива и слагающие около 10% общей его площади, но не более 2% объема, благодаря небольшой (до 300 м) мощности тел. Контакты с более ранними гранитами массива резкие, интрузивные.
Все оруденение массива Блю-Тир, представленное гнейзеновыми залежами с касситеритом и подчиненным вольфрамитом, гнейзеновыми штокверковыми зонами, касситерит-кварцевыми жилами и касситеритовыми россыпями, совершенно определенно связано с интрузиями ФДИ, продуктивность которых резко неодинакова (см. рис. 57).
Петрохимия гранитов (см. табл. 48, рис. 55, 56) охарактеризована в работах Д.И. Гровеса. Гранитам Блю-Тир, как и другим оловоносным интрузиям, свойственны пересыщенность глиноземом, особенно резко проявленная в лейкогранитах ФДИ (см. рис. 55), и кислый, нормальный по щелочности, состав при отчетливо пониженном содержании натрия и повышенном — калия (см. рис. 56). Для лейкогранитов ФДИ, представленных исключительно ультракислыми разновидностями, характерно заметное непостоянство уровня кремнекислотности. Их дифференциация в массивах группы Лоттах (№ 6) приводит к формированию мелкозернистых альбитовых разновидностей, идентичных гранитам апикальной зоны массива Трегонинг-Годолфин Корнуэлла.
Слюды гранитов Блю-Тир представлены глиноземистыми, свойственными редко метальны м гранитам модификациями (табл. 50, рис. 58). Изменение их состава от гранитов I фазы к гранитам ГФ и лейкогранитам ФДИ происходит по той же схеме, что и в редкометальных интрузиях Забайкалья Биотиты гранодиоритов тяготеют к полю палингенных коровых гранитоидов (повышение температуры кристаллизации, пониженная активность H2O). Глиноземистость биотитов гранитов ГФ резко возрастает, фиксируя понижение температуры кристаллизации и повышение активности H2O. Еще более возрастает глиноземистость слюд ФДИ, представленных биотитами (массив № 3, рис. 59), литиевыми биотитами (№ 1,5), протолитионитами (№ 4,6).
Редкоэлементный состав гранитов охарактеризован Д.И. Гровесом (табл. 51). Гранодиориты I фазы характеризуются повышенными содержаниями Sn (6 г/т) и F (0,09%). Адамеллиты-граниты ГФ представляют типичные редкометальные лейкограниты с низким уровнем (0,14%) содержания фтора, аналогичные гранитам кукульбейского комплекса Забайкалья. Характеристика гранитов разных массивов ФДИ резко различна. Массивы № 1 и 2 (рис. 57) сложены субредкометальными, с повышенными концентрациями Sn, W и Rb гранитами и низкими содержаниями F и Li. Массив №3 представлен редкометальными, а наиболее рудоносные массивы № 4, 5 и 6 — ультраредкометальными гранитами. Из рис. 58 видно, что ограниченно рудоносные массивы ФДИ с наиболее низкими концентрациями фтора и редких элементов представляют периферийные, приконтактовые и относительно маломощные трещинные интрузии (№1,2,3).
Принадлежность гранитов Блю-Тир к рудоносным проявлена также в редкоэлементном составе слюд (см. табл. 50). Биотиты ГФ характеризуются уровнями концентраций фтора, лития и олова, свойственными биотитам рудоносных гранитов Забайкалья. Самыми высокими концентрациями фтора, лития и олова выделяются протолитиониты наиболее рудоносных, судя по размещению коренных месторождений и россыпей, массивов № 4, 5, 6 гранитов ФДИ (см. рис. 57). При этом в гранитах ГФ слюды концентрируют в среднем 60% олова породы, тогда как в гранитах Лоттах в них содержится только 30% Sn породы, а остальная, большая часть концентрируется, очевидно, в акцессорном касситерите.
Наконец, рудоносность гранитов Блю-Тир однозначно подтверждается диаграммой рис. 59, отражающей некоторые важные закономерности. Точки гранитов I фазы и ГФ на диаграмме занимают в поле рудоносных гранитов соответственно нижнее и центральное положение, показывающее, что потенциальная рудоносность гранитов ГФ реализуется при условии их дифференциации Последняя в интрузии Блю-Тир привела к формированию пространственно разобщенных тел ФДИ, рудоносность которых, судя по диаграмме, различна. Практически диаграмма показывает значительно более низкую степень рудоносности в отношении оловянного оруденения периферийных массивов ФДИ № 1, 2, 3 вследствие низких содержаний в гранитах фтора. Наиболее рудоносными являются по данным диаграммы граниты массивов группы Лоттах и Перис (№ 5 и 6), в районе которых и сосредоточено все основное оруденение. Массивы ФДИ Блю-Тир представляют наглядный пример того положения, когда граниты, принадлежащие не только одному комплексу (формации), но и одной интрузивной фазе, тем не менее резко различаются по своему редкоэлементному составу и рудоносности.
Высокая рудоносность интрузивной системы Блю-Тир определялась очень большими объемами дифференцировавшихся редкометальных расплавов ГФ (площадь распространения гранитов ГФ составляет около 1500 км2 при вертикальной протяженности интрузии в 12 км). Вследствие этого объемы поздних дифференциатов — ультраредкометальных гранитов ФДИ массива Блю-Тир — весьма внушительны и их площади (60 100 км2) соизмеримы с большинством массивов редкометальных гранитов Забайкалья. Благоприятным фактором рудоносности является небольшой эрозионный срез интрузии Блю-Тир, на что указывают сохранившиеся пластовые тела ФДИ апикальной зоны (№ 6). Вместе с тем принадлежность формировавших оруденение гранитов к ФДИ неизбежно ограничивает общую перспективность оруденения Блю-Тир по сравнению с более продуктивными регионами, в которых ультраредкометальные граниты представляют ГФ (Рудные Горы, Корнуэлл).
