'); ?>

Глава VII. ХАРАКТЕРИСТИКА НЕКОТОРЫХ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ

Полевошпатовые метасоматиты в разломах докембрийского фундамента

В различных районах СССР изучены полевошпатовые метасоматиты, с которыми связано бериллиевое, тантало-ниобиевое, урановое, циркониевое, редкоземельное оруденение, а также флюоритовая или криолитовая минерализация. Наиболее яркая особенность этих метасоматитов —их приуроченность к глубинным разломам древних щитов и платформ и отсутствие видимой связи с конкретными магматическими телами.

В настоящее время отсутствуют крупные обобщения, всесторонне освещающие метасоматиты данного типа. В отдельных работах охарактеризованы либо отдельные рудные поля, либо конкретные рудоносные провинции. Выводы различных исследователей о взаимосвязи процессов полевошпатового метасоматизма и гранитизации, закономерностях эволюции гидротермально-метасомати-ческих процессов, вертикальной зональности и других петрогенетических особенностях метасоматитов весьма противоречивы. Во многих случаях очень трудно решить, в какой мере описываемые особенности носят общий, а в какой— частный характер. Поэтому можно дать лишь весьма приближенную характеристику рассматриваемых образований.

В литературе описываемые метасоматиты получили разнообразные названия, которые подчеркивают либо состав метасоматитов, либо структурно-геологические условия их локализации, либо оба эти признака. Встречаются следующие названия: щелочные метасоматиты (Галецкий, 1988, 1971), щелочные метасоматиты докембрия (Кушев, 1970, 1972), гранитоидные щелочные метасоматические породы (Апельцин, Якушин, 1970; Архангельская, 1973), редкоземельные метасоматиты состава щелочных гранитов (Гинзбург, Кудрин, Архангельская, 1970; Силаев, 1972), гранитоподобные щелочные метасоматиты {Архангельская, Тулохонов, 1970), полевошпатовые метасоматиты (Гинзбург и др., 1973; Архангельская, Гинзбург, 1975), редкоземельные щелочные кварц-полевошпатовые метасоматиты зон регионального метаморфизма (Кудрин, 1972,), палингенпо-метасоматические апограниты (Галецкий, 1970), апограниты «прибайкальского» типа (Лобанов, 1970; Лобанов, Педяш, 1975); кварц-полевошпатовые метасоматиты в разломах кристаллического фундамента (Казанский, 1972; Билибина и др., 1976). Приведенные названия не всегда являются синонимами, так как некоторые из них относятся не ко всей совокупности рассматриваемых метасоматических образований, а только к их части.

Полевошпатовые метасоматиты зон региональных разломов не однородны по формационным особенностям. Среди них можно выделить несколько самостоятельных формаций. Ф. Р. Апельцин, В. С. Кудрин и другие исследователи (О метаморфогенных полиформационных метасоматитах..., 1976) справедливо рассматривают их как полиформационные. А. И. Гинзбург, В. В. Архангельская и В. Т. Шацкая (1973) подчеркивают длительность периода формирования метасоматитов, в течение которого проявилось несколько стадий минералообразования. При этом метасоматиты различных стадий могут проявляться как совместно, так и изолированно (Архангельская, Гинзбург, 1975).

Анализ опубликованных данных, а также результаты личных исследований автора (О структурных и петрологических условиях..., 1968; Казанский и др., 1974) позволяют среди полевошпатовых метасоматитов, локализованных в крупных региональных разломах кристаллического фундамента, выделить три метасоматические формации: калиевых метасоматитов, кварц-альбит-мнк-роклиновых метасоматитов, натриевых метасоматитов. В одних случаях метасоматиты трех или двух формаций оказываются тесно переплетенными в пространстве, в других — резко преобладают образования какой-либо одной формации. Существенно варьируют интенсивность метасоматического преобразования, состав и структура замещаемых пород. Все это и определяет значительные отличия метасоматитов, описанных в различных районах и различными исследователями.

Следует отметить, что в последнее издание Геологического словаря (1973) В. А. Рудником введен целый ряд понятий, касающихся кварц-полевошпато-вых метасоматитов. Им выделен формационно-генетический ряд кварц-полево-шпатовых метасоматитов, в который входят следующие структурно-формационные ассоциации (ранее называемые семействами формаций, Рудник, Беляев, Терентьев, 1970): регионально-площадного распространения, зон региональных разломов, авто- и контактовых метасоматитов.

Среди метасоматитов зон региональных разломов выделено четыре формации: кварц-ортоклазовых, кварц-микроклиновых, кварц-альбитовых (аль-бититов) и кварц-адуляровых (гумбеитов) метасоматитов.

Предпринятая автором попытка сопоставить описываемые полевошпатовые метасоматиты с кварц-полевошпатовыми метасоматитами зон региональных разломов В. А. Рудпика позволила сделать следующие выводы.

а. Формация кварц-ортоклазовых метасоматитов частично соответствует описанной нами формации кремпещелочных метасоматитов, связанных с гранитизацией, однако включает также магнезиальные скарны, значительную группу метаморфических пород, в том числе и не содержащих полевых шпатов (Беляев, 1969; Рудник и др., 1970; Рудник, 1975).

б. Формация кварц-микроклиновых метасоматитов В. А. Рудника включает значительную группу метасоматических и, по-видимому, метаморфических пород. По упоминаемым исследователями парагенезисам (Беляев, 1975) можно предполагать, что в эту формацию входят описываемые нами полевошпатовые метасоматиты.

в. Формация альбититов, по-видимому, включает только породы метаморфического генезиса. Характерно, что типичные альбититы криворожского типа,

согласно представлениям В. А. Рудника, оказались не в формации альбититов, а в формации кварц-микроклиновых метасоматитов.

г. Формация гумбеитов полностью соответствует таковой, описанной в литературе (Коржинский, 1953). Метасоматиты данной формации характерны для умеренных глубин и рассматриваются нами отдельно.

Таким образом, полевошпатовые метасоматиты в разломах докембрия, несущие тантало-ниобиевую, бериллиевую и урановую минерализацию и описанные Ф. Р. Апельциным, А. И. Гинзбургом, В. С. Кудриным, В. В. Архангельской, В. И. Казанским, М. П. Лобановым, Л. С. Галецким, А. Е. Силаевым, Р. Т. Кушевым, Я. Н. Белевцевым, В. А. Крупенниковым, И. Г. Мине-евой, Р. В. Голевой и многими другими исследователями, не могут быть парал-лелизованы с кварц-полевошпатовыми метасоматитами зон региональных разломов В. А. Рудника. По нашему мнению, В. А. Рудником в данное семейство включены самые разнообразные породы, формирующиеся в зонах разломов под воздействием гранитизирующих, метаморфогенных, послегранитизационных и типично послемагматических растворов.

Рассмотрим характерные особенности семейства формации полевошпатовых метасоматитов.

Геологическое положение. Формирование полевошпатовых метасоматитов тесно связано с процессами активизации фундамента платформ. В. И. Казанский (1972) отмечает, что кварц-полевошпатовые метасоматиты в крупных разломах фундамента наиболее характерны для процессов активизации, происходивших на границе раннего переднего протерозоя. Для обозначения этих явлений им предложен термин «протоактивизация», а для соответствующих структурных элементов — «области протоактивизации». Специфической особенностью областей протоактивизации является проявление метаморфизма зеленосланцевой и амфиболитовой фаций, внедрение рассланцованных габбро-норит-анортозитовых интрузий, гранитов рапакиви, щелочных габброидов.

Как считают А. И. Гинзбург с соавторами (1973, с. 12), «чаще всего месторождения, представленные полевошпатовыми метасоматитами, связаны с верхнепротерозойской активизацией архейских или нижнепротерозойских толщ, реже они являются герцинскими и встречаются в породах верхнепротерозойского фундамента . (Полярный Урал)».

Анализ данных позволяет заключить, что полевошпатовые метасоматиты в ограниченных масштабах начинают формироваться в связи с активизацией эпиархейских платформ в раннем протерозое; в наиболее значительных масштабах образуются в среднем протерозое; достаточно широко проявлены в связи с верхнепротерозойской активизацией, относительно слабо — в более поздние эпохи.

Полевошпатовые метасоматиты в пределах отдельных древних платформ могут возникать на различных стадиях их активизации. Так, в пределах одной платформы была отмечена следующая последовательность формирования метасоматитов: а) с ультраметагепной активизацией в конце раннего протерозоя связано формирование высокотемпературных ураноносных калиевых метасоматитов (Крупенников, 1976; Омельяненко и др., 1976); б) в процессе активизации в среднем протерозое сформировались ураноносные натровые метасоматиты (О структурных и петрологических условиях..., 1968); в) с верхнепротерозойской активизацией связаны бериллиеносные калиевые метасоматиты (Галецкий, 1971; Особенности ураноносных и бериллиеносных..., 1976).

Образование полевошпатовых метасоматитов в Западном Прибайкалье связано с процессом среднепротерозойской активизации архейско-нижнепротерозойского фундамента (О метаморфогенных полиформационных метасоматитах..., 1976). В ряде случаев возраст процессов активизации и полевошпатовых метасоматитов остается дискуссионным.

Структурное п оложоние. Структурное положение полевошпатовых метасоматитов определяется их локализацией в крупных региональных разломах кристаллического фундамента. Эта особенность отмечена всеми исследователями (Апельцин и др., 1967; О структурных и петрологических условиях..., 1968; Белевцев, Гречишников и др., 1968; Кушев,. 1970, 1974; Кудрин, 1972!; Лобанов, 1970; Гинзбург и др., 1973; и др.). Разломы в большинстве случаев имеют древнее заложение и характеризуются длительной историей развития. А. И. Гинзбург с соавторами (1973) подчеркивают, что метасоматиты располагаются в зонах глубинных разломов древнего в основном до-кембрийского заложения. Рудные метасоматиты формируются, как правило, значительно позже периода заложения таких зон, в связи с их последующей -активизацией. В. И. Казанский (1972) отмечает, что протерозойские разломы протягиваются на многие сотни километров в пограничных и внутренних частях древних платформ, в одних районах подчиняются направлению архейских структур, в других — разделяют блоки с разным планом архейской складчатости, в третьих — наследуют положение протогеосинклинальных прогибов и эпикратонпых впадин.

Связь с магматизмом. Все исследователи отмечают отсутствие связи полевошпатовых метасоматитов в разломах докембрийского фундамента с конкретными магматическими телами. В этом отношении описываемые метасоматиты противопоставляются «апогранитам» А. А. Беуса (Беус, Залашкова, 1962), которые развиваются в куполах гипабиссальных интрузий гранитоидов, являясь результатом воздействия послемагматических растворов. Подчеркивая близость пород по составу, Л. С. Галецкий (1970) предлагает «апограниты»

А. А. Беуса называть «ортомагматическими апогранитами», а описываемые полевошпатовые метасоматиты — «палингенно-метасоматическими апогранитами».

Отмечая отсутствие непосредственной связи с гранитоидными массивами,

А. Е. Силаев (1972) предлагает называть полевошпатовые метасоматиты в разломах докембрия «автономными».

Независимость развития полевошпатовых метасоматитов от пространственной позиции и условий становления гранитов аргументирована очень убедительно и в настоящее время сомнений не вызывает.

Связь с ультра метаморфизмо м. Постоянное нахождение полевошпатовых метасоматитов среди метаморфизованпых и гранитизированных пород указывает на наличие связи между процессами ультраметаморфизма и полевошпатового метасоматизма. Однако эта связь различными исследователями понимается по-разному. В. А. Рудник (1975) и Г. М. Беляев (1969) считают, что генетически кварц-полевошпатовые метасоматиты связаны с процессом палингенно-метасоматического грапитообразования, развивавшегося на больших глубинах под воздействием трансмагматических растворов, которые выше зоны гранитизации переходили в пневматолито-гидротермальные растворы, дававшие начало интенсивному щелочно-кремниевому метасоматозу. При переходе к более высоким гипсометрическим уровням процессы гранитизации сменяются образованием полевошпатовых метасоматитов, причем расположение формационных типов в пространстве отражает постепенное понижепие температуры снизу вверх, проявляясь в мегазональности. К сожалению, ни наличие мегазональности, ни одновременность формирования редкометальных метасо-матитов и гранитизированных пород не обосновываются, что делает эту концепцию весьма гипотетичной.

По мнению М. П. Лобанова (Лобанов, 1970; Лобанов, Педяш, 1975), формирование гидротермально-метаморфогенных рудоносных растворов обусловлено расплавлением гнейсового субстрата, в процессе которого высвобождалась вода и рудные компоненты. Эти растворы, поступая в верхнюю структурную зону, при общем понижении температуры и изменении pH производили метасоматоз и рудоотложение.

Несколько более осторожно высказывается по этому вопросу В. С. Кудрин (1972,). Он отмечает, что метасоматоз развивался после прогрессивного метаморфизма непосредственно вслед за сопровождающей его палингенно-метасо-матической гранитизацией, захватывая как продукты деятельности последней, так и окружающие метаморфические породы. Следовательно, метасоматоз следует связывать с воздействием растворов, участвовавших и эволюционировавших в процессе гранитизации, что позволяет считать их послегранитизацион-ными метаморфогенно-гидротермальными. Вместе с тем, как подчеркивает В. С. Кудрин, продуктивный метасоматоз не является неизбежным следствием развития послегранитизационного процесса, он скорее представляет частный случай, нарушающий обычное течение процесса, и имеет узколокальное развитие, проявляясь только в зоне глубинного разлома.

Таким образом, с одной стороны утверждается послегранитизационная природа растворов, с другой признается необходимость каких-то особых условий для образования растворов. Последний вывод несомненно справедлив хотя бы потому, что по сравнению с гранитизированными породами полевошпатовые метасоматиты распространены крайне спорадически и узколокально.

Я. Н. Белевцев (1972) рассматривает метасоматиты как результат воздействия послегранитизационных растворов, которые поступали в разломы из глубипных зон ультраметаморфизма. Говоря о соотношении полевошпатового метасоматоза с ультраметаморфизмом, необходимо подчеркнуть разрыв этих процессов во времени. Данные В. И. Казанского, В. А. Крупенникова, Б. И. Омельяненко, А. К. Прусса (О структурных и петрологических условиях..., 1968) показывают, что в районе развития урапоносных альбититов после ультраметаморфизма имел место дислокационный метаморфизм с образованием бластомилонитов и бластокатаклазитов в условиях альмандин-амфи-болитовой фации, затем были образованы катаклазиты и милониты в условиях зеленосланцевой фации (диафторез). Ураноносные натриевые метасоматиты наложены на эпидот-хлоритовые катаклазиты — милониты и по условиям образования резко отличаются от вмещающего ультраметаморфического’ комплекса пород.

По мнению В. Г. Кушева (1970), разрыв во времени между образованием вмещающих пород и метасоматитов может быть весьма значительным по радиологическим данным — до 300 млн. лет и более.

А. И. Гинзбург с соавторами (1973) отмечают, что процессы метасоматоза протекают, как правило, в позднем периоде активизации и накладываются на уже интенсивно метаморфизованные, а иногда и катаклазированные породы различного состава. Представляется логичным связывать процессы полевошпатового метасоматоза с деятельностью послегранитизационных (послемагма-тичёских) растворов, выделяемых из более глубинных зон кристаллизующейся магмой.

Различия в геологическом положении полевошпатовых метасоматитов в разломах докембрия и полевошпатовых метасоматитов («апогранитов»), связанных с гипабиссальными интрузивами, вполне объяснимы, осли учесть глубины их формирования. Действительно, в условиях умеренных глубин отделение послемагматических растворов происходило в условиях относительно высокого температурного градиепта и меныпих давлений. В результате изменение физико-химических параметров и нарушение равновесия с материнскими породами осуществлялось относительно быстро, в связи с чем процессы полевошпатового метасоматоза интенсивно проявились в эндоконтактовых частях массивов. Этим, по-видимому, объясняется теснейшая пространственная связь «апогранитов» А. А. Беуса с материнскими интрузиями.

В глубинных зонах земной коры градиент температуры и условия дегазации растворов были незначительными. В результате существенное нарушение ■физико-химического равновесия достигалось лишь на значительном удалении от мест отделения растворов, что и определило пространственный разрыв материнских гранитов и полевошпатовых метасоматитов. Важно отметить, что многими исследователями отмечаются площадные, слабопроявленные процессы полевошпатового метасоматоза в гранитоидах. Так, JI. С. Галецкий (1971), а также Р. В. Голева с соавторами (Особенности ураноносных и бериллиеносных..., 1976) выделяют два этапа метасоматоза — региональный автометасо-матический и более поздний — локальный. В каждом этапе выделены три стадии: калишпатизация, альбитизация и грейзенизация.

Очевидно, автометасоматоз обязан взаимодействию гранитов с остаточными послемагматическими растворами; локальный приразломный — взаимодействию тех же гранитов с послемагматическими растворами той же природы, но поступившими из более глубоко расположенных и позже кристаллизовавшихся магматических тел.

Таким образом, очевидно нет серьезных оснований для противопоставления послегранитизационных (метаморфогенных) полевошпатовых метасоматитов послемагматическим «апогранитам». Наблюдающиеся отличия вполне объяснимы, если учесть различную глубину их формирования.

Масштабы проявления. В целом полевошпатовый метасоматоз в разломах докембрия характеризуется значительными масштабами. На протяжении регионального разлома, как правило, отмечается несколько участков развития полевошпатовых метасоматитов, разделенных интервалами с отсутствием или очень слабым развитием метасоматических явлений. Расстояния между отдельными участками могут достигать десятков и даже сотен километров.

Размеры отдельных тел полевошпатовых метасоматитов существенно варьируют, однако в целом они весьма значительны. Автором наблюдались тела натриевых метасоматитов мощностью в десятки и сотни метров. Нередко встречаются субпараллельно расположенные тела с суммарной мощностью, превышающей километр. В. С. Кудрин (19722) отмечает, что суммарная мощность метасоматических тел, представляющих фактически единые залежи метасоматитов переменного состава и строения, достигает 1,0–1,5 км, а иногда и более.

Для редкометальных полевошпатовых метасоматитов, изученных JI. С. Га-лецким (1970), характерны размеры тел в первые метры, протяженность по простиранию составляет десятки и сотни метров. Данные о глубине распространения метасоматитов отрывочны. В. С. Кудрин (1972J отмечает, что кварц-полевошпатовые метасоматиты Сибирской платформы прослеживаются без уменьшения степени метасоматоза до глубины 300–350 м, а местами и 600 м.

Изученные нами тела натриевых метасоматитов прослежены на глубину

2 км. Сопоставление различных тел натриевых метасоматитов с учетом зональности их строения позволяет предполагать их протяженность по падению-до 3.5 км. При этом происходит закономерная смена фаций по температуре. Большая практическая значимость рудоносных полевошпатовых метасоматитов определяется в значительной степени большими размерами метасоматических тел.

Убедительных данных о глубине формирования метасоматитов не имеется. Ф. Р. Лпельцин с соавторами (Апельцин и др., 1967, Гинзбург, Апельцин, 1970), со ссылкой на В. В. Архангельскую, (1968) пришли к выводу, что рассматриваемые редкометальные метасоматиты по сравнению с другими типами редкометальных месторождений формируются на более значительных глубинах. Однако приведенные цифры в 3–4 км и, возможно, несколько более следует считать ориентировочными. По крайней мере огромная протяженность-метасоматических тел по падению заставляет предполагать и значительно больший диапазон глубин формирования.

Особенности минерального и химического состава. Минеральный и химический состав метасоматитов не однородны. Так как исходные породы в большинстве случаев характеризуются гранитоид-ным составом (граниты, гнейсы, мигматиты, пегматиты), можно заключить, что влияние исходного состава пород не является определяющим. Основное значение несомненно имеют интенсивность метасоматического преобразования,, формационный тип процесса, масштабы проявления и реальные сочетания продуктов различных стадий гидротермально-метасоматического процесса. Как позволяет заключить анализ имеющихся данных, в процессах образования полевошпатовых метасоматитов намечаются три тенденции: а) к образованию существенно микроклиновых, б) кварц-альбит-микроклиновых и в) альбито-вых пород. Соответственно в первом случае соотношение K/Na резко возрастает, во втором — сохраняется в пределах примерно соответствующих составу исходных пород, в третьем — резко уменьшается. Цветные минералы представлены щелочными амфиболами и (или) пироксенами, а также слюдами. Кварц в процессе метасоматического преобразования ведет себя по-разному: частично или полностью замещается полевыми шпатами либо сохраняется в первоначальных количествах; в первом случае характерны вынос кремнезема и привнос глинозема, во втором — незначительные колебания в содержании указанных компонентов. Замещение олигоклаза альбитом или микроклином обусловливает вынос из пород кальция. Весьма характерно увеличение содержания окисного железа за счет закисного. Что касается других особенностей полевошпатовых метасоматитов, то они существенно отличаются для различных формаций.

Закономерности строения метасоматических т е л. Все исследователи указывают на наличие зональности в строении метасоматических тел. В большинстве случаев описываемая зональность представляет комбинацию синхронной и топохронпой зональности. Так, А- И. Гинзбург с соавторами (Гинзбург и др., 1973; Архангельская, Гинзбург, 1975) указывают, что во многих районах периферические зоны метасоматических тел представлены существенно калишпатовыми породами, промежуточные — альбит-микроклиповыми с щелочными амфиболами и эгирином, а центральные — грейзенами и существенно кварцевыми породами. Хотя данный тип зональности действительно отмечается, его нельзя рассматривать в качестве общей закономерности. Данная зональность является топохронной и характеризует закономерное расположение в пространстве продуктов различных стадий гидротермально-метасоматического процесса. При этом по мере его развития захватывались все более узкие участки пород.

Однако совмещение в пространстве нескольких формационных типов метасоматитов отмечается не всегда. Нередко полевошпатовые метасоматиты представлены либо целиком одной формацией, либо одна из них резко преобладает. В этих случаях устанавливается синхронная горизонтальная зональность, которая особенно детально изучена для натриевых метасоматитов (Казанский и др., 1974; О структурных и петрологических условиях..., 1968; Кушев, 1972).

В отношении вертикальной зональности сведения крайне отрывочны. Наиболее убедительные данные здесь имеются в отношении ураноносных натриевых метасоматитов.

Переходя к характеристике конкретных метасоматических формаций, напомним, что среди полевошпатовых метасоматитов в разломах докембрия представляется возможным выделить три формации: калиевых метасоматитов (микроклинитов), кварц-альбит-микроклиновых (калинатровых или двуполевошпатовых) метасоматитов, натриевых метасоматитов (альбититов). По-видимому, только в отношении формации натриевых метасоматитов можно утверждать, что их формационная самостоятельность всесторонне обоснована, в отношении двух других пока остается много неясного.