Редкометальная субпровинция Западных Карпат

Представления об этой локальной провинции в восточной части Cпишско-Гемерского Рудогорья Западных Карпат оформились в последнее десятилетие после открытия и разведки здесь оловянного оруденения, связанного с так называемыми гемеридными гранитами.

Гемеридные граниты предположительно мелового возраста образуют несколько небольших куполовидных и трещинных массивов (рис. 73), приуроченных либо к антиклинальным, либо к разрывным структурам в зоне протяженностью в 50 и шириной в 15 км, сложенной эпизонально-метаморфизованными филлитами, песчаниками, кварцитами и порфироидами (кемброордовик-силур). По времени и условиям формирования гемеридные граниты резко отличаются от варисских гнейсогранитных массивов Западных Карпат и представляют в регионе типичные интрузии этапа посторогенной тектоно-магматической активизации.

Наиболее крупный (всего 7 км2). Попрочский массив (рис. 73, № 4) сложен крупно-среднезернистыми порфировидными биотитовыми (5—7% биотита) гранитами, с участками мелкозернистых.

Бетлиарский массив (0,6 км2, № 3), сложен резкопорфировидными биотитовыми и двуслюдяными с турмалином гранитами апикальной фации.

Гнилецкий и Делявский массивы (1,5—2 км2, № 1, 2) сложены двуслюдяными порфировидными и мусковитовыми средне-крупнозернистыми гранитами с турмалином. Морфологически представляют вытянутые штокообразные тела в контактово-метаморфизованных филлитах, содержащих тепа порфироидов.

Оруденение связано непосредственно с Гнил едким массивом, локализуется в области его северо-восточного эндо- и экзоконтакта и представлено оловоносными грейзенами, касситерит-кварцевыми жилами и аллювиальными россыпями. Признаки оловянной минерализации установлены также в связи с Попрочским массивом.

Петрохимия гемеридных гранитов. Гемеридные массивы сложены ультракислыми гранитами (табл. 61), идентичными наиболее типичным разновидностям оловоносных гранитов (Рудные Горы, Корнуэлл, Тасмания) и характеризуются резкой пересыщенностью глиноземом при кислом составе плагиоклаза (рис. 74), пониженными относительно кларкового уровня содержаниями натрия и повышенными — калия (рис. 75).

Состав биотитов гемеридных гранитов также идентичен составу биотитов типичных оловоносных интрузий. Биотиты (табл. 62) представлены глиноземистыми модификациями-сидерофиллитами, состав которых свидетельствует о низкой щелочности кристаллизовавшихся расплавов, высокой активности в них воды и низких температурах кристаллизации (рис. 76).

Редкоэлементный состав гемеридных гранитов отличается от состава типичных оловоносных интрузий (табл. 64) низкими концентрациями лития. Биотитовые граниты ГФ являются субредкометальными, хотя и характеризуются высокими (17—22 г/т) содержаниями олова при повышенных (более двух кларков) содержаниях бора. В их элементной формуле среди концентрирующихся отсутствуют такие характерные гранитофильные элементы, как F, Li, Be (табл. 65). Как и во всех рудоносных интрузиях концентрации бария и стронция понижены. В гранитах эндоконтактовой фации ГФ (массив Бетлиар) резко повышаются только концентрации бора (табл. 64). В двуслюдяных и мусковитовых гранитах купольной фации ГФ концентрации всех гранитофильных элементов резко возрастают до уровня ультраредкометальных гранитов (табл. 65).

В соответствии с особенностями гранитов ГФ их биотиты характеризуются повышенными содержаниями олова, но низкими концентрациями фтора и лития при высоких — рубидия (табл. 63). Кроме того, в биотитах ГФ повышены содержания W до уровня, свойственного рудоносным гранитам.

Таким образом, в гемеридных гранитах ГФ нарушен принцип соответствия повышенных концентраций главных гранитофильных элементов - F, Li, Sn, характеризующий типичные оловоносные граниты мира. Это иллюстрируется диаграммой рис. 77, фиксирующей избыточность концентраций в гранитах ГФ гемеридных интрузий олова и фтора, сочетающихся с пониженными концентрациями лития.

Диаграмма рудоносности фиксирует принадлежность гранитов ГФ к типичным рудоносным разновидностям с низкими уровнем накопления фтора, потенциальная рудоносность которых реализовалась дифференциацией в Гнилецком и Делявском купольных выступах, где оруденение непосредственно ассоциирует с мусковитовыми гранитами купольной фации, характеризующимися резко избыточными концентрациями редких элементов (рис. 78), а также бора, игравшего роль главного элемента-минерализатора в магматической рудоносной системе гемерид.

Геохимические особенности дифференциации Гнилецкого купола изучены по керну структурной скважины. Разрез массива по скважине характеризуется значительной сложностью благодаря зонам автометасоматических изменений, катаклаза и милонитизации.

Генерализуя разрез скважины, можно выделить следующие зоны фациальных разновидностей гранитоидов Гнилецкого массива (снизу вверх, рис. 79).

1. Зона биотитовых крупно-среднезернистых порфировидных гранитов (900-970 м).

2. Зона двуслюдяных гранитов суммарной мощностью около 700 м, в пределах которой геохимически выделяются три подзоны, характеризующиеся возрастанием к верхней часта разреза количества мусковита.

3. Зона альбит-мусковитовых, с турмалином гранитов мощностью более 200 м (до устья скважины).

Гипсометрически выше от устья скважины по склону до водораздела (превышение около 100 м) продолжаются те же мусковитовые, с турмалином граниты. В пределах всей зоны мусковитовых гранитов геохимически выделяются две подзоны — более глубинная по образцам керна скважины и самая апикальная по образцам опробования поверхности (см. рис. 80).

Как видно из табл. 61 и 64, биотитовые граниты Гнилецкого купола, вскрытые в низах разреза скважины, петрохимически и геохимически подобны гранитам более глубинного Попрочского массива. Появление мусковита в гранитах скважины (интервал 850—750 м) фиксируется скачкообразным возрастанием содержаний бора (с 30 до 150 г/т), концентрации которого еще более увеличиваются (350 г/т) в мусковитовых гранитах апикальной фации. Вместе с бором концентрируются фтор и редкие щелочи (Li - от 50 до 300 г/т, Rb - от 230 до 640 г/т). При этом в мусковитовых гранитах скважины (0—200 м) средние концентрации этих элементов значительно ниже их содержаний в таких же мусковитовых гранитах апикальной зоны. В последних несколько возрастают также концентрации олова (с 30 до 40 г/т). В двуслюдяных и мусковитовых гранитах существенно возрастают концентрации W — с уровня кларковых значений до 7—8 г/т. В целом мусковитовые граниты Гнилецкого купола представлены ультраредкометальными разновидностями гранитов (табл. 65).

Закономерные изменения минерального и редкоэлементного состава гранитов по разрезу структурной скважины контрастируют с чрезвычайно слабыми изменениями их химического состава (табл. 61) и обусловлены таким образом непрерывным накоплением гранитофильных летучих и редких элементов в гранитах апикальной зоны массива. Это накопление однозначно фиксируется в редкоэлементном составе мусковита (табл. 63) из мусковитовых гранитов, в котором по сравнению с биотитами биотитовых гранитов резко возрастают концентрации фтора, лития, бора, олова и особенно вольфрама, что, как установлено, характерно для мусковитов гранитов купольной фации рудоносных интрузий. В мусковитах из грейзенов фиксируется резкое снижение концентраций элементов, кроме олова, что коррелируется с развитием преимущественно оловянного оруденения.

Возникновение мусковитовых гранитов нередко объясняется воздействием на биотитовые граниты постмагматических флюидов глубинного происхождения. Геохимические материалы по Гнилецкой интрузии позволяют однозначно связывать образование фаций двуслюдяных и мусковитовых гранитов с процессом интенсивного перераспределения летучих и редких элементов в теле интрузии и концентрирования их в ее апикальной зоне еще на магматической стадии. Этот вывод вытекает из геохимического анализа профиля по мусковитовым гранитам апикальной зоны. Общая протяженность профиля составляет более одного километра с интервалами опробования в 50—200 м (рис. 80). Как видно из рисунка, мусковитовые граниты в эндоконтактовых зонах и апофизах отчетливо дегазированы, что выражается в резком снижении концентраций фтора, лития, в меньшей степени олова и бора. Мусковитовые граниты центральной части интрузивного тела отличаются, напротив, очень высокими концентрациями рассматриваемых элементов. Совершенно очевидно, что подобный характер распределения летучих и редких элементов с явлениями интенсивной дегазации зон эндоконтактов и маломощных апофиз хорошо согласуется с представлением о концентрировании элементов в исходных расплавах апикальной части массива и, напротив, трудно объясним, если исходить из предположения о наложенной, постмагматической природе метасоматаческих флюидов.

Небольшие размеры интрузий гемеридных гранитов ГФ и принадлежность их к субредкометальным разновидностям с невысоким уровнем накопления гранитофильных элементов, особенно бора и фтора, существенно ограничивают общую перспективность гранитной интрузивной системы гемерид в отношении редкометального оруденения. Как неоднократно подчеркивалось, оруденение в таких системах непосредственно связано с поздними дифференциатами, представленными в регионе купольной фацией альбит-мусковитовых гранитов. Несмотря на высокий уровень накопления в них гранитофильных элементов (табл. 65, ИНК > 46 кларков), ограниченный объем гранитов фации является, по мнению автора, главным фактором, определившим небольшие масштабы связанного с Гнилецкой интрузией оруденения.