Каракольская уран-редкометалльная магмо- рудно-метасоматическая система Горного Алтая

А. И. Гусев

Раздел 3 ГЕОЛОГИЯ

Section 3 GEOLOGY

УДК 553.3/4:553.2:550.4

КАРАКОЛЬСКАЯ УРАН-РЕДКОМЕТАЛЛЬНАЯ МАГМО-РУДНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКАЯ СИСТЕМА ГОРНОГО АЛТАЯ

А.И. Гусев

Алтайский государственный гуманитарно-педагогический университет им. В.М. Шукшина, Бийск

E-mail: [email protected]

Приведены новые данные о строении и составе магматических, рудных образований и околорудных метасоматических изменений комплексного Каракольского месторождения Горного Алтая. Одноименный шток гранитоидов имеет зональное строение и сложен двуслюдяными гранитами с преобладанием биотита, двуслюдяными лейкогранитами с преобладанием мусковита, мусковитовыми лейкогранитами, мелкозернистыми двуслюдяными лейкогранит-порфирами и дайками аплитов, аляскитов. Породы штока являются результатом смешения различных по составу расплавов: известково-щелочного низко-алюминиевого и высоко-алюминиевого адакитового с различной степенью частичного плавления гранатового амфиболита. В породах проявлен тетрадный эффект фракционирования РЗЭ М-типа. Концентрации бериллия в породах повышаются с увеличением величины тетрадного эффекта фракционирования РЗЭ М-типа, что обусловлено переносом металла комплексными соединениями фтора в маг-матогенных флюидах. Приведенные данные позволяют выделить шток в самостоятельный каракольский гранит-лейкогранитовый комплекс ранне-триасового возраста. Оруденение представлено кварцево-грейзеновым типом с бериллом, молибденитом, халькопиритом, пиритом, висмутином. По изотопам серы, углерода и кислорода установлены мантийный и коровый источники оруденения. Обнаружена тантал-ниобиевая минерализация. Поздний тип оруденения представлен жилами карбонатов с торбернитом, метаторбернитом и отенитом.

Ключевые слова: граниты, лейкограниты, аплиты, шток, дайки, тетрадный эффект фракционирования РЗЭ М-типа, жилы, грейзены, изотопы серы, углерода, кислорода, бериллий, молибден, медь, висмут, тантал, ниобий, уран.

DOI: 10.24411/2410-1192-2019-15303

Дата поступления 9.01.2019

В Горном Алтае имеется ряд перспективных месторождений различных металлов, которые изучались еще в середине прошлого века. К числу таких месторождений относится комплексное уран-редкометалльное Каракольское месторождение. Необычность состава руд месторождения и давность его изучения послужили причиной для ревизионных работ на нем с целью использо-

вания современных лабораторных исследований руд и магматических образований. Автором в 2015-2018 гг. на месторождении проведены полевые работы и лабораторные исследования маг-матитов и руд, результаты которого и стали предметом данного сообщения.

Актуальность проведенных исследований не вызывает сомнений, так как Каракольское месторождение входит в

перечень месторождений, учтенных Государственным балансом России по бериллию (из числа 11 объектов по России) [1], а также потому, что оно -единственное месторождение на Алтае, в рудах которого присутствуют одновременно урановое и редкометалльное оруденение.

Целью исследования стало проведение полевых ревизионных работ, специализированного металлогенического исследования и анализа современными прецезионными лабораторными методами магматических пород, руд, минералов и околорудных изменений Кара-кольского месторождения. Известно, что бериллиевое и молибденовое грей-зеновое оруденение связано с гранито-идным магматизмом [1-3], который обладает специфическими особенностями.

Магматизм местрождения

Интрузивно-связанные рудные месторождения грейзенового типа представляют собой динамически связанные магматические тела, рудные образования и околорудные метасоматические изменения. К такому типу относится и Каракольское месторождение. Кара-кольское месторождение находится на

водоразделе рек Усть-Куча, Колбалы и Солоновки. Оно было открыто и впервые изучено В.А. Кузнецовым (1941). Впоследствии оно изучалось А.И. Александровым (1947), В.А. Золотаревым, Я.А. Косалсом, В.И. Сотниковым,

Е.И. Никитиной (1971). Приурочено месторождение к одноименному интрузивному массиву площадью около 36 км . В его составе определены гранит-порфиры лейкогранит-порфиры биотитовые, мелкозернистые двуслюдяные лейкогранит-порфиры и жилы аплитов и редко аляскитов.

Массив имеет зональное строение. Известно, что характер зональности интрузивов интерпретируется как результат химической дифференциации и скорости поступления последовательных фаз из глубинного магматического очага. В случае быстрого поступления фаз и отдельных пульсаций предыдущие ингредиенты не успевают закристаллизоваться, и более поздние фазы их легко прорывают и располагаются в центре плутонов с формированием нормальной зональности по [4]. Такому сценарию отвечает формирование интрузивных фаз Каракольского штока (рис. 1).

Рис. 1. Схематическая геологическая карта Каракольского месторождения

(составлена автором с учетом данных ГРП):

1 - песчаники, алевролиты и аргиллиты горно-алтайской серии;

2 - роговики; гранитоиды Каракольского штока; 3 - двуслюдяные граниты с преобладанием биотита 2-й фазы; 3 фаза: 4 - двуслюдяные лейкограниты с преобладанием мусковита;

5 - мусковитовые лейкограниты; 6 - мелкозернистые двуслюдяные лейкогранит-порфиры;

7 - дайки аплитов и аляскитов; 8 - кварцево-грейзеновые жилы.

Гранит-порфиры главной фазы имеют порфировидный облик, они серые с розоватым оттенком. Структура породы порфировая, основной ткани породы -гипидиоморфно-зернистая. Порфировые вкрапленники представлены плагиоклазом, реже калиевым полевым шпатом. Основная ткань породы сложена кварцем, плагиоклазом 2-й генерации, калиевым полевым шпатом, биотитом, мусковитом, редко роговой обманкой, эпидотом. Плагиоклаз вкрапленников зонален, образует призматические выделения размерами от 0,3 *0,9 до 0,5 х1,5 см. В ядре определяется андезин № 42-46, а по периферии - альбит № 8-9 в виде светлой каемки до 0,05 мм шириной. Плагиоклаз 2-й генерации короткопризматический или таблитчатый относится к олигоклаз-андезину № 27-32. Амфибол определен как обыкновенная роговая обманка, которая часто замещается эпидотом и хлоритом.

Из акцессориев в гранит-порфирах присутствуют: магнетит (50-400 г/т),

сфен (20-500), циркон (20-400), апатит (14-360 г/т). В единичных знаках отмечены ильменит, монацит, ортит, флюорит, турмалин, самородные висмут и свинец. Резкое преобладание магнетита над ильменитом позволяет относить гранитоиды массива к магнетитовому (окисленному) типу по [5].

Мелкозернистые лейкогранитпорфиры розовато-серые и светло-серые двуслюдяные массивные, местами неравномернозернистые породы. Состав: калиевый полевой шпат - 25-40 %, кварц - 30-36, альбит-олигоклаз - 30-33, роговая обманка - 2-3, биотит - 1-3, мусковит - 1-3 %. Редко присутствуют микрографические сростки кварца и ка-лишпата размером до 2 мм. Изредка в калиевом полевом шпате проявлена «микроклиновая решетка». Биотит по химическому составу относится к ряду истонит-сидерофиллит. Акцессорные минералы - апатит, магнетит, ортит, циркон, редко сфен, монацит, турмалин, пирит, халькопирит, молибденит.

Наиболее тесная пространственная связь грейзенового оруденения отмечается именно с этими двуслюдяными мелкозернистыми лейкогранит-порфирами.

Жилы аплитов маломощные (3-8 см) и непротяженные (10-18 м). Аплиты светло-серые породы иногда с желтоватым оттенком. Структура аплитовая, местами гипидиоморфно-зернистая. Состав: микроклин - 28-41 %, кварц - 3338, альбит - 31-35, мусковит - 1-2 %. Акцессории: циркон, апатит, турмалин, халькопирит, пирит. Характерно скопление жил аплитов в районе Караколь-ского месторождения и в гранитоидах главной фазы.

Возраст гранитов Каракольского массива U-Pb методом по циркону составляет 244±2 млн лет. Это отвечает ранннему триасу. Ранее Каракольский массив относили к белокурихинскому комплексу (Р2-Т1). Данные химического состава пород приведены в таблице 1.

В целом, все породные типы Каракольского массива относятся к известково-щелочной серии с почти равными концентрациями Na2O и K2O. От ранних фаз к поздним происходит снижение суммы РЗЭ от 182,2 до 51,25 г/т. Варьирование соотношений (La/Yb)N колеблется от 0,37 до 24,6. Наиболее низкие соотношения свойственны двуслюдяным мелкозернистым лейкогранитпорфирам. Для даек аплитов характерно проявление ТЭФ РЗЭ М-типа (1,11-1,21) и значительная негативная аномалия по европию (0,08-0,098).

На диаграммах положение фигуративных точек составов пород однозначно указывает на пералюминиевый тип, незначительно варьирующее соотношение магния, железа вблизи раздела железистой и магнезиальной серий (рис. 2).

В координатах нормированных отношений к хондриту (La/Yb)N и YbN составы породных типов резко отличаются в основном за счет вариации концентраций Yb (рис. 3).

Таблица 1

Химический состав гранитоидов Каракольского массива (оксиды - мас %, элементы - г/т)

Компоненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Si02 71,31 73 72,7 72,5 73,6 74,2 73,7 74,8 75,8 76,2

ТЮ2 0,24 0,25 0,17 0,19 0,11 0,09 0,12 0,093 0,042 0,03

А2О3 14,49 14,1 14,6 14,53 14,7 14,6 14,4 13,7 13,7 13,64

Fe2O3 0,9 0,68 0,15 0,21 0,27 0,25 0,41 0,75 0,22 0,3

FeO 1,42 1,02 1,31 1,26 0,73 0,8 0,73 0,12 0,36 0,35

MnO 0,1 0,073 0,072 0,06 0,045 0,04 0,06 0,077 0,22 0,1

MgO 0,62 0,51 0,46 0,45 0,23 0,25 0,32 0,22 <0,1 0,12

CaO 1,35 1,31 1,36 1,34 0,96 0,92 1,15 1,1 0,71 0,68

Na2O 4,04 3,02 3,57 3,8 3,8 3,76 3,77 3,72 4,48 4,42

K2O 3,94 4,71 4,07 4,1 4,07 4,12 3,85 4,13 3,54 3,62

Р2O5 0,24 0,2 0,24 0,28 0,26 0,27 0,25 0,22 0,095 0,08

Be 6,4 5,76 12,11 10,6 8,25 9,4 9,83 4,72 4,98 4,76

Sc 5,34 5,66 4,57 4,1 2,3 2,1 2,72 2,47 4,3 4,2

V 22,3 24 17,8 18,3 7,65 6,3 7,45 7,68 2,75 2,8

Cr 45,7 44,8 36,1 38,2 35,3 32,5 22,6 26,3 27,4 26,5

Co 4,2 3,52 2,99 3,03 1,09 0,97 1,39 1,09 <0,5 1,3

Ni 4,87 4,65 3,49 3,21 1,5 1,1 1,65 1,56 <1,0 1,2

Ga 20,5 19,8 17 18,4 19 18,6 17,9 20,6 21,6 23,1

Rb 304 297 294 303 309 312 249 396 374 382

Sr 95,7 87,9 93 87,5 80,3 78,4 105 85,3 2,44 5,3

Y 26,4 25,1 12,6 12,4 6,95 7,1 5,49 7,04 18 16,8

Zr 132 122 82,6 81,5 61 64,5 64,2 48,8 34,7 36,3

Nb 24,3 23,2 18,2 19,3 22 23,7 16,3 25,3 30,6 29,5

Cs 25,1 24,9 19,9 20,5 33,4 34,1 35,1 26,7 16,1 15,3

Ba 225 232 299 302 240 255 340 80,5 5,55 6,3

La 31,3 28,5 18,5 20,4 12,4 13,2 14,5 9,69 3,98 4,6

Ce 65,2 62,9 37,4 37,3 25,7 25,3 29,4 20,1 10,4 8,2

Pr 7,5 7,09 4,35 4,28 2,99 3,01 3,36 2,46 1,61 1,63

Nd 28,3 26 15,3 16,3 10,6 10,4 11,7 8,17 5,58 5,6

Sm 5,7 5,49 3,49 3,5 2,43 2,41 2,77 1,79 2,02 2,4

Eu 0,57 0,66 0,59 0,45 0,43 0,42 0,63 0,28 0,052 0,07

Gd 5,1 4,65 3,33 3,45 2,01 2,12 2,27 1,63 1,76 1,85

Tb 0,7 0,66 0,46 0,52 0,35 0,39 0,34 0,26 0,39 0,42

Dy 4,2 4,02 2,51 2,61 1,41 1,47 1,06 1,51 2,54 2,6

Ho 0,83 0,8 0,43 0,52 0,26 0,3 0,16 0,33 0,48 0,52

Er 2,54 2,59 1,04 1,13 0,62 0,7 0,39 0,85 1,49 1,55

Tm 0,42 0,39 0,14 0,32 0,089 0,1 0,039 0,14 0,4 0,47

Yb 2,94 2,87 1 1,6 0,62 0,84 0,39 1,08 3,6 4,0

Lu 0,51 0,44 0,12 0,34 0,085 0,1 0,054 0,18 0,56 0,54

Hf 3,94 3,83 2,79 2,93 2,08 2,6 2,1 1,92 3,17 3,3

Ta 3,55 3,42 3,73 3,62 4,81 4,91 3,98 6,38 4,35 4,4

W 2,76 2,8 2,65 2,72 3,83 3,95 2,77 5,16 3,51 3,7

Mo 4,98 4,44 2,74 2,95 3,71 3,84 2,18 1,99 1,91 2,3

Th 21,6 22 8,78 9,2 6,07 6,5 5,99 6,62 5,24 5,8

U 4,52 4,31 12 11,4 8,74 8,62 5,21 22,5 4,08 4,3

Cu 34,7 30,7 18,7 19,3 109 115 111 24,3 3,71 9,8

Pb 25,8 32,6 35,8 36,2 31,1 32,5 4,1 19,4 16,6 15,7

Zn 55,1 52,4 45,3 43,7 50,5 51,6 54,7 50,7 9,89 12,4

Sb 1,5 1,33 0,41 0,7 0,82 0,93 0,33 0,23 0,14 0,32

Sn 3,65 3,35 5,11 5,3 3,47 3,51 3,66 1,89 2,37 2,5

Li 162 153 259 267 218 223 229 162 60,8 55,7

Ag 0,073 0,066 0,093 0,084 0,12 0,1 0,12 0,053 0,052 0,04

Bi 0,52 0,46 0,85 0,74 1,01 0,83 0,41 0,26 0,2 0,27

£REE 182,2 172,2 101,3 105,1 66,94 67,86 72,55 57,51 52,86 51,25

(La/Yb)N 7,05 6,56 12,2 8,4 13,2 10,4 24,6 5,93 0,73 0,37

Eu/Eu* 0,32 0,39 0,08 0,098 0,58 0,56 0,76 0,5 0,53 0,39

TEU 0,98 1,01 1,21 1,11 1,07 1,04 1,08 1,02 1,03 0,97

Sr/Y 3,6 3,5 7,4 7,0 11,5 11,04 19,1 12,' 1 0,' 13 0,31

Примечание. Анализы выполнены методами эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой ICP-MS и ISP-AES на спектрометре «ОРTIMA-4300 в Лабораториях ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) и ИМГРЭ (Москва). Нормализация относительно хондрита проведена по [6]. ТЕ13 - тетрадный эффект фракционирования РЗЭ (среднее между первой и третьей тетрадами) по В. Ирбер [7]; Eu*= (SmN+GdN)/2. 1-2 - гранит-порфиры главной фазы; 2-3 - жилы аплитов; 5-8 - лейкогранитпорфиры биотитовые; 9-10 - мелкозернистые двуслюдяные лейкогранит-порфиры.

a/a

б/b

iНе можете найти то, что вам нужно? Попробуйте сервис подбора литературы.

Q

+ 2,0

О

CN

ГО

~g 1,0

Q

<

: Met'alumi ■ nous / * Peraluminous 1

PeraJkaJ+n'S 1 1

0,5

1,0

1,5

1,0

Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)

01^2z±3 04

+

со _ _

О 0,6-

(N

Ф

0

Ll_

2,0

. Ferroan

.

■ Magnesian

. „ .

60

65 70 75

SiO2 (w.%)

80

Рис. 2. Диаграммы Al2O3/(Na2O +K2O) - Al2O3 /(CaO+Na2O+K2O) (а) по [8] и Fe2O3 /(Fe203 +MgO) - SiO2 (б) по [9] для пород Каракольского массива:

1 - гранит-порфиры главной фазы; 2 - жилы аплитов; 3 - лейкогранит-порфиры двуслюдяные;

4 - двуслюдяные гранит-порфиры.

YbN

0 1+2^^ 3 О 4

Рис. 3. Диаграмма (La/Yb)N-YbN по [4, 9-11] для гранитоидов Каракольского массива

Adakitic high-Al TTD - адакиты высоко-Al тоналит-трондьемит-дацитовые; Normal andesite and low-Al TTD - нормальные андезиты и низко-Al тоналит-трондьемит-дацитовые. MORB - океанические базальты из офиолитового блока пояса Мина-Лью по [9]; eclogite - эклогиты; 25 % garnet amphibolites -25 % гранатового амфиболита; 10 % garnet amphibolites - 10 % гранатового амфиболита.

Условные обозначения см. на рисунке 2.

Гранит-порфиры главной фазы и дайки аплитов попадают в область нормальных андезитов и низко алюминиевой тоналит-трондъемит-дацитовой серии пород, а биотитовые лейкограниты и мелкозернистые двуслюдяные лейкограниты - в область адакитовой высоко алюминиевой тоналит-трондъемит-да-цитовой серии с разной степенью плавления гранатового амфиболита: первые - тяготеют к тренду плавления 25 % гранатового амфиболита, а вторые - 10 % гранатового амфиболита. Адакито-вую близость лейкограниты обнаружи-

вают и по низким концентрациям иттрия (менее 18 %) и иттербия (ниже 1,8 %), негативной европиевой аномалией (табл. 1). На спайдер-диаграмме наблюдается обогащение лейкогранитов крупно-ионными литофильными элементами (LILE) - Cs, Rb, Th, U и депле-тирование высоко-зарядными элементами (HFSE) - Nb, Ta, Ti (рис. 4), что также определяет их сходство с адаки-тами [10]. Отмечены повышенные отношения Sr/Y в лейкогранитах, варьирующие от 11,04 до 19,1, что сближает их с высоко-Sr/Y породами [12].

В некоторых породных типах массива проявлен тетрадный эффект фракционирования (ТЭФ) РЗЭ М-типа, указывающий на значительную роль и активность фтора в магматогенных флюидах. На диаграмме, отражающей соотношение молибдена и величин ТЭФ РЗЭ М-типа, отчетливо видна обратная зависимость анализируемых ингредиентов: с увеличением значений ТЭФ РЗЭ М-типа происходит уменьшение концентраций Mo в породах (рис. 5).

Иная картина наблюдается для соотношений концентраций бериллия и ТЕ13 в породах Каракольского штока (рис. 6). Увеличение концентраций бериллия происходит с увеличением величины ТЕФ РЗЭ М-типа. Это указывает на то, что перенос Be в пневматолит-гидротермальных флюидах осуществлялся с участием фтор-комплексов, т.к. проявление ТЕФ РЗЭ М-типа обусловлено активностью фтора во флюидах.

о 1 -I- 2 А 3 ♦ 4

Рис. 4. Нормализованная по примитивной мантии по [13] спайдер диаграмма для химических элементов интрузивных пород Каракольского массива

Условные обозначения см. на рисунке 2.

Рис. 5. Диаграмма Mo-TE13 для магматических пород Каракольского штока.

Среднее содержание молибдена в хондритах - по [14].

Содержания молибдена в изверженных породах - по [15].

1 - граниты главной фазы, 2 - жилы аплитов, 3 - двуслюдяные лейкогранит-порфиры 3-й фазы,

4 - двуслюдяные гранит-порфиры 2-й фазы.

О 1 4= 2

^ 3 04

0,7 0,8 0,9 1,0 1,1

1,2

1,3 1,4

1,5

TE13

Рис. 6. Диаграмма Be-TE13 для магматических пород Каракольского штока

Среднее содержание бериллия в хондритах - по [14].

Содержания бериллия в изверженных породах - по [15].

Условные обозначения см. на рисунке 5.

Оруденение Каракольского месторождения

Каракольское месторождение представлено серией крутопадающих субширотных: кварцевых жил протяженностью от 0,3 до 1,5 км. Мощность жил варьирует от 10 см до 3 м. Наблюдается тесная пространственная связь рудных жил с двуслюдяными лейкогранитами с преобладанием мусковита, мусковито-выми лейкогранитами и мелкозернистыми двуслюдяные лейкогранитами, являющимися заключительными фазами становления Какаракольского штока. Реже кварцевые жилы встречаются в породах экзоконтакта. Рудные минералы в виде рассеянной вкрапленности среди серого и светло-серого крупнозернистого друзовидного кварца молибденита, висмутина, пирита, халькопирита, берилла, акцессорных шеелита и других редких минералов тяготеют преимущественно к жилам эндоконтактовой зоны и сопровождающим их грей-зенам. В самих грейзенах отмечаются также апатит, ортит, ксенотим, ферри-колумбит и редкий арсенопирит.

Кварцевые жилы сопровождаются зонами грейзенизации, наиболее отчетливо проявленными при локализации жил среди слабо измененных биотито-вых гранитов. При этом внешняя метасоматическая зона в минералогическом (да и в геохимическом) отношении близка участкам интенсивно мусковити-зированных гранитов. Ширина грейзе-низации варьирует от 0,5 до 6 м. Как околожильные грейзеновые образования, так и двуслюдяные гранит-порфиры несут редкую вкрапленность рудных минералов: пирита, молибденита, шеелита, редко - халькопирита.

Наиболее высокие содержания берилла присущи кварцевым жилам северо-западного простирания, которые приурочены к трещинам скола и сопровождаются процессом грейзенизации гранитов. Жилы сближены до интервала в 2-4 м, расположены кулисообразно, местами лестничные. Берилл развит в виде скоплений неправильной формы, друз и отдельных кристаллов. Различимы две генерации берилла. Ранняя образует крупные выделения с размерами

кристаллов от 0,5 до 5 см голубоватозеленоватой окраски. Формы его выделений коротко-призматические и таблитчатые. Первая генерация берилла корродируется халькопиритом, пиритом. Вторая генерация представлена прозрачными светло-голубоватыми кристалликами правильной удлиненнопризматической формы размерами от 0,5 до 15 мм. Иногда кристаллики берилла второй генерации слабо уплощены по {0001}. В комплексных рудах с бериллом ассоциируют молибденит, халькопирит, шеелит, висмутин, ковел-лин, торбернит, метаторбернит, отенит, флюорит, турмалин [16]. Впервые в комплексных рудах выявлены редко встречающиеся петалит, ферриколум-бит и танталит. Распределение бериллия, молибдена и висмута в таких рудах неравномерное.

Текстурно-структурные исследования в стенках штолен позволили установить, что урановое оруденение в виде прожилков кварца, кальцита, сидерита с торбернитом, метаторбернитом и оте-нитом в виде редкой вкрапленности наложены на грейзены и кварцевые жилы с бериллом, халькопиритом и молибденитом, т.е. оно образовалось позднее основной редкометалльной ассоциации. Местами с урановым оруденением

ассоциируют хлорит и флюорит. Околорудные изменения представлены низко-температурными ассоциациями карбонатов (кальцита, сидерита, анкерита), хлорита и серицита.

Среднее содержание рудных компонентов составляет в комплексных рудах: Be - 0,5 %, Mo - 0,3, Bi - 0,12 %. Суммарные запасы и прогнозные ресурсы (С1+С2+Р1) Be - несколько тысяч тонн, при этом берилла рудоразборного (С1+С2) - 1942 т, Mo - 543,6, Bi - 141,2, U - 34,2 т. В сульфидных рудах с пиритом и халькопиритом содержатся Ag -от 35 до 100 г/т и Au (0,4-1,8 г/т).

Местами встречаются линзы слюди-тов среди грейзенов мощностью от 10 до 90 см и протяженностью до 3-16 м. В мусковитовых слюдитах с клевеланди-том была впервые обнаружена мелкая вкрапленность ферриколумбита размерами 0,02-0,15 мм в ассоциации с шеелитом. По штуфным пробам содержания Nb в слюдитах варьируют от 0,1 до 0,3 %, тантала - от 0,1 до 0,15%. Для определения некоторых физико-химических параметров проведены термо-баро-герохимические исследования минералов руд и жильных образований Каракольского месторождения, которые сведены в таблице 2.

Таблица 2

Термо-баро-геохимические и изотопные данные исследований минералов

Каракольского месторождения

Минерал n Т °С Соленость, масс.%-экв. 534S,%o 513C,%o PDB 518О,%о SMOW

Мусковит из грейзенов 3 340-350 23-25 - - -

Мусковит из слюдитов 4 350-375 24,4-25,5 - - -

Кварц из грейзенов 5 350-380 27,8-28,7 - - -

Пирит из грейзенов с бе-риллиевым оруденением 2 — — (-1,3)-(-1,6) — —

Халькопирит из грейзенов с молибденовым оруденением 2 — — (+3,5)-(+5,1) — —

Молибденит из грейзенов 3 - - (+2,3)-(+3,6) - -

Сидерит из грейзенов с урановым оруденением 3 220-230 11-13 - (-6,4)-(-6,8) 15,3-16,2

Кальцит из прожилков с урановым оруденением 3 160-175 6,8-7,3 — (—1,3)-(—1,8) 19,3-20,1

Примечание: изотопный состав серы, кислорода и углерода определен на масс-спектрометре МИ 1201В в Институте геологии и минералогии СО РАН (Новосибирск).

Температуры гомогенизации первичных газово-жидких включений в мусковитах и кварце грейзенов варьируют от 340 до 380°С, указывая на типичную температуру грейзенового процесса. Соленость растворов, формировавших грейзеновые ассоциации была очень высокой, приближаясь к условиям их насыщения (23-28,7 масс. %-эквивален-та NaCl).

Для уранового оруденения, сопровождавшегося прожилками карбонатов, температуры гомогенизации первичных газово-жидких включений были значительно ниже (160-230°С) и со значительно более низкой соленостью растворов (6,8-13 масс. %-экв. NaCl).

Особенности генезиса оруденения выявляются при анализе данных стабильных изотопов: серы, углерода и кислорода в различных минералах месторождения.

Величины 534S варьируют от -1,3 до +5,1. Низкие значения свойственны пириту из грейзенов, а повышенные -халькопириту и молибдениту. Эти значения обычно интерпретируются магматическим источником серы [17].

Значения 513С и 518О в сидеритах и кальцитах жильных образований уранового оруденения свидетельствуют о смешанном их характере - ювенильнокоровом (рис. 7).

В то же время значения изотопных меток углерода раннего сидерита близок к составу «концентрированной» изотопно «тяжелой» (513С=-7,3 %о) по [19] фазы мантийного углерода. Это также подтверждает предположение о возможном источнике и трансмагматических флюидов в коровом рудогенезе Каракольского месторождения.

В связи с тесной ассоциацией проявления ферриколумбита и мусковита нами проанализирован состав элементов-примесей слюды из грейзенов, представленный в таблице 3.

Концентрации некоторых элементов-примесей в мусковите из грейзенов (Nb, Ta, Ga и Cs) в отдельных пробах превышают ферсмы мусковита по [20]. Следует отметить проявление ТЭФ РЗЭ W-типа в мусковите грейзенов (менее 0,9), указывающее на то, что при кристаллизации мусковита значительную роль во флюидах играли такие летучие компоненты как CO2 и H2O, обеспечивающие проявление W-типа тетрадного эффекта фракционирования редкоземельных элементов. На диаграмме соотношений Ta/Nb-Ta cоставы мусковита тяготеют к полю танталовых месторождений, гранитов и пегматитов (рис. 8), что указывает на перспективы обнаружения танталового оруденения в районе проявления Каракольского штока.

o' со 5

60 0

-5

-10

-15

■

<о Морской

iНе можете найти то, что вам нужно? Попробуйте сервис подбора литературы.

известняк

Си

о

, “Магматический” кальцит • ■ ■ 1

0 5 10 15 20 25 30

01

02

518°,%о

13 18

Рис. 7. Диаграмма соотношений 5 С-5 О для карбонатов Каракольского месторождения

Цветные поля для «магматического» кальцита и морского известняка на диаграмме выделены по данным [17-18]. Минералы Каракольского месторождения: 1 - сидерит, 2 - кальцит.

Содержания элементов-примесей в мусковите грейзенов Каракольского месторождения, г/т

Таблица 3

Компоненты 1 2 3 4 5 6

V 66 57,9 58,9 66 62 59,7

Cr 9,7 9,61 10,1 9,8 9,7 8,6

Ga 93,8 88,1 95,7 189,1 203,2 205,6

Ge 1,24 1,29 1,87 1,29 1,49 1,54

Rb 1250 1320 1540 1258 1327 1336

Sr 9,25 5,7 5,1 9,22 5,5 6,4

Nb 200 192 214 208 212 221

Cs 154 190 194 148 176 183

Ba 167 102 187 156 132 146

Pb 24,7 16,9 15,7 22,9 23,9 24,6

Th 4,65 1,43 2,6 4,9 2,1 3,3

La 8,37 2,53 3,08 8,5 2,88 7,9

Ce 17,3 4,06 5,12 18,1 4,5 17,1

Pr 2,13 0,57 0,67 2,2 0,65 2,1

Nd 7,76 2,1 2,5 7,9 2,8 7,4

Sm 1,85 0,45 0,67 1,94 0,53 1,91

Eu 0,37 0,1 0,12 0,41 0,17 0,4

Gd 1,65 0,33 0,89 1,78 0,41 1,84

Tb 0,26 0,049 0,11 0,33 0,06 0,32

Dy 1,17 0,2 0,7 1,22 0,25 1,31

Ho 0,21 0,053 0,76 0,23 0,06 0,24

Er 0,61 0,14 0,45 0,7 0,21 0,68

Tm 0,086 0,019 0,14 0,092 0,02 0,11

Yb 0,6 0,13 0,55 0,66 0,22 0,62

Lu 0,099 0,025 0,087 0,11 0,03 0,12

Y 6,97 1,59 1,78 7,8 1,86 8,2

Zr 1,1 21,5 20,6 4,8 22,7 5,1

Sc 14,6 12,7 12,3 14,8 12,3 15,1

Hf 1,41 0,37 0,7 1,5 0,45 1,7

Ta 89,9 85,9 88,7 88,5 86,2 91,4

Tl 21,3 18,6 17,4 31,9 32,7 33,2

Mo 73,8 99,5 104 67,8 98,4 73,4

Sb 0,4 0,5 0,3 0,44 0,52 0,5

Sn 13,5 15,7 16,9 15,5 15,9 16,2

Be 15,6 13,2 14,8 11,8 13,7 12,6

W 26,5 49,4 45,8 22,8 45,7 34,2

U 13,5 7,3 8,4 14,2 7,4 15,8

Li 835 786 679 843 782 854

Ag 0,3 0,6 0,6 0,4 0,63 0,5

Bi 10,1 9,5 8,5 10,5 9,8 11,8

Ta/Nb 0,45 0,45 0,41 0,42 0,41 0,43

£REE 49,44 12,35 17,63 51,97 14,65 50,25

(La/Yb)N 9,2 12,74 3,7 8,51 8,62 8,42

Eu/Eu* 0,64 0,78 0,48 0,67 1,09 0,65

TEi 3 1,05 0,87 0,88 1,09 0,85 1,08

Примечание. Анализы выполнены методами эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой ICP-MS и ISP-AES на спектрометре «ОРTIMA-4300 в Лабораториях ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) и ИМГРЭ (Москва). Нормализация относительно хондрита проведена по [6]. ТЕ13 - тетрадный эффект фракционирования РЗЭ (среднее между первой и третьей тетрадами)- по В. Ирбер [7]; Eu*= (SmN+GdN)/2.

Концентрации элементов-примесей рудных минералов месторождения представлен в таблице 4. Примечателен тот факт, что в минералах руд проявлен как М-тип ТЭФ РЗЭ, так W-тип, что

указывает на менявшийся режим насыщения и активности разных летучих компонентов во флюидах: F, CO2, H2O, HS- и др.

Рис. 8. Диаграмма содержаний Та и отношений Ta/Nb по [21] для мусковитов грейзенов Каракольского месторождения

Резервуары Земли: Chondrites - среднее содержание в хондритах по [22]: Ta deposits, granites, pegmatites - поле Ta месторождений, гранитов, пегматитов; Upper crust - среднее содержание в верхней континентальной коре - по [23]; Nb deposits, carbonatites - значения в Nb месторождениях и карбонатитах. 1 - мусковиты грейзенов Каракольского месторождения.

Обсуждение полученных результатов

Как отмечено выше, породы Каракольского массива несут в себе признаки различных глубинных магматических источников, и можно сделать вывод о процессах смешения различных родоначальных магм в глубинном очаге при формировании последовательных фаз Каракольского штока. Вероятно, это сыграло значительную роль и в металлогении рудогенерирующего магматического очага. Следует указать, что в переходной зоне от Бийско-Барнауль-ской впадины к складчатому сооружению Горного Алтая ранее отмечалось в ранне-мезозойском этапе совмещение шошонитовых и высоко-калиевых ада-китовых гранитоидов в одних и тех же массивах в составе Айского ареала [24], совмещение двух типов источников расплавов: шошонитового и адакито-подобного при формировании массивов в Точильном ареале [25]. Совмещение шошонитового и адакитоподобного расплавов отмечено и в других регионах зарубежья [26-27].

Приведенные материалы показывают значительные отличия пород штока от гранитов белокурихинского комплекса и возможно следует выделять самостоятельный каракольский гранитлейкогранитовый комплекс ранне-триасового возраста.

Очевидно смешение различных магматических источников в глубинном магматическом очаге с последующей дифференциацией и привело к формированию комплексного оруденения месторождения, в рудах которого промышленное значение имеют бериллий, молибден, висмут, уран, а также тантал и ниобий. Основное кварцево-грейзе-новое молибден-бериллиевое оруденение формировалось на первом этапе. С ним ассоциирует тантал-ниобиевая минерализация. Установлено, что урановое оруденение формировалось позже молибден-бериллиевого и приурочено к жильному типу, наложенному на квар-цево-грейзеновый тип.

Разнообразие типов оруденения связано с меняющимся флюидным режимом на этапе пневматолито-гидротер-

мального и позднего гидротермального этапов и различной активностью таких летучих компонентов, как F, CO2, H2O, HS- и др. Менявшийся режим флюидов и летучих компонентов в растворах, обусловлен процессами смешения раз-

личных по составу магм в глубинном магматическом очаге. Последний эволюционировал сравнительно быстро, о чем свидетельствует прямая зональность в строении Каракольского штока.

Таблица 4

Состав минералов Каракольского месторождения (TiO2 и MnO в %, остальные элементы, г/т)

Компоненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

TiO2 0,018 0,0043 0,026 0,027 0,0035 0,011 0,011 - - -

MnO 0,01 0,011 0,55 0,036 0,014 0,025 014 - - -

Be 4,26 8,99 30600 33100 2,82 21,5 2,67 33,1 9,6 12,8

V 2,5 2,5 17,6 14,0 2,61 4,02 4,32 3,55 32,1 30,5

Cr 1,0 7,82 11,4 11,8 9,6 4,5 9,97 4,2 9,7 3,8

Ga 1,08 1,36 12,7 14,6 1,089 3,4 2,09 11,7 6,6 12,4

Ge 1,07 3,17 0,46 0,49 0,18 0,15 0,14 3,9 2,8 5,7

Rb 2 2 37,3 53,4 15,8 63 32,1 45,2 8,9 9,6

Sr 1 1,54 17,6 7,36 1 1 4,2 22,1 58 6,3

Y 0,19 0,19 2,63 1,46 2,36 0,74 1,91 1,55 43,4 55,7

Zr 9,44 12,5 15,4 15,8 0,5 8,25 19,1 5,1 19,3 56,9

Nb 0,5 0,5 2,24 5,33 2,25 4,03 7,56 4,8 45,1 -

Mo 15,1 8,44 24,4 9,6 202100 124200 95500 40,4 45,8 22,6

Cs 0,1 0,26 518 793 1,31 4,33 2,27 122,5 18,4 15,3

Ba 4,58 9,43 130 31,2 5,63 11,4 26,8 28,3 30,6 5,8

La 0,18 0,15 4,05 4,96 0,85 0,33 1,3 0,47 7,9 4,2

Ce 0,76 0,47 14,1 8,47 0,01 0,45 4,48 0,89 17,0 16,2

Pr 0,033 0,031 0,87 0,77 0,98 0,68 0,87 0,094 3,8 3,8

Nd 0,2 0,13 3,46 2,53 1,85 0,83 1,69 0,33 9,5 11,1

Sm 0,026 0,031 0,64 0,43 0,24 0,099 0,36 0,24 7,0 4,8

Eu 0,005 0,005 0,18 0,087 0,31 0,22 0,24 0,015 0,33 0,006

Gd 0,032 0,025 0,67 0,31 0,22 0,092 0,21 0,077 8,3 5,8

Tb 0,008 0,01 0,12 0,049 0,038 0,019 0,044 0,024 0,7 2,6

Dy 0,051 0,035 0,61 0,29 0,24 0,095 0,23 0,099 3,5 16,1

Ho 0,0079 0,0063 0,13 0,039 0,054 0,027 0,052 0,03 0,9 4,7

Er 0,019 0,01 0,28 0,13 0,14 0,07 0,18 0,034 3,7 16,2

iНе можете найти то, что вам нужно? Попробуйте сервис подбора литературы.

Tm 0,005 0,005 0,043 0,02 0,028 0,011 0,023 0,0095 0,4 2,3

Yb 0,022 0,022 0,31 0,14 0,13 0,062 0,13 0,069 4,9 14,6

Lu 0,005 0,005 0,065 0,021 0,024 0,0089 0,035 0,15 0,5 0,08

Hf 0,029 0,095 0,28 0,27 0,047 0,033 0,05 0,07 3,5 5,9

Ta 0,1 0,1 0,83 2,23 0,45 0,69 0,68 9,35 19,4 -

W 0,71 0,5 21,9 52,8 23,0 24,7 20,8 61,7 - 16,6

Th 0,1 0,1 0,99 2,38 0,1 0,15 0,22 0,19 11,1 5,9

U 6,73 3,73 1,13 3,15 762 80 4480 0,23 8,2 4,6

Li - - - - - - - 27456 1,3 5,8

Sc - - - - - - - 0,44 2,7 42,1

Sn - - - - - - - 1,8 4,8 1328

Ag - - - - - - - 0,4 0,3 0,5

Bi - - - - - - - 2,5 3,1 4,7

£REE 1,54 1,13 28,16 19,71 7,47 3,73 11,75 4,0 111,8 158,2

(La/Yb)N 5,18 4,36 8,63 23,5 4,28 3,5 6,56 4.51 1,06 0,19

Eu/Eu* 0,54 0,54 0,84 0,7 4,08 6,9 2,48 0,27 0,13 0,003

TE1,3 1,32 1,42 1,16 1,09 0,54 1,2 1,47 1,06 0,97 1,49

Примечание. 1-2- халькопирит; 3 - берилл 1 генерации; 4- берилл 2 генерации; 5 -6- молибденит 2 в кварцевых жилах; 7 молибденит 1 генерации в грейзенах; 8 - петалит; 9- шеелит; 10- ферриколумбит. Прочерк - анализы не проводились.

Заключение

Каракольское месторождение имеет тесную связь с эволюцией глубинного магматического очага, сформировавшего одноименный шток, менявшиеся состав флюидов и летучих компонентов, состав околорудных изменений. Кара-кольский шток сформировался в результате смешения нормальных андезитов низко алюминиевой тоналит-трондъе-мит-дацитовой серии пород и адакито-вой высоко алюминиевой тоналит-трондъемит-дацитовой серии с разной степенью плавления гранатового амфиболита. Последующая дифференциация сложного расплава глубинного очага и

дальнейшее отделение магматических дифференциатов и флюидных потоков привели к формированию комплексного оруденения. По изотопии стабильных изотопов серы, углерода и кислорода выявлены признаки мантийных и коровых ингредиентов, участвовавших в генерации руд месторождения. Значительные отличия пород от таковых бе-локурихинского комплекса позволяют отнести шток к самостоятельному кара-кольскому комплексу. Промышленное значение на месторождении имеют бериллий, уран, молибден, висмут. Попутно могут извлекаться тантал, ниобий и возможно галлий и цезий.

Список литературы

1. Куприянова И.И., Шпанов Е.П., Ануфриева С.И. Бериллиевые руды России: минерально-сырьевая база, технологические и экологические проблемы // Минеральное сырье. Сер. геолого-эконом. № 18. - М.: Изд-во ВИМС, 2005. - 68 с.

2. Коваленко В.И., Руб М.Г., Осипов М.А. и др. Рудоносность магматических ассоциаций. - М.: Недра, 1988. - 231 с.

3. Станкеев Е.А. Генетическая минералогия. - М.: Недра, 1986. - 272 с.

4. Vigneresse J.L. The role of discjninuous magma inputs in felsic magma and ore generation // Ore geology Reviews. - 2007. - V. 30. - P. 181-216.

5. Ishihara S. The granitoid series and mineralization // Econ. Geology. - 1981. - 75-th Anniversary Volume. - P.458-484.

6. Anders E., Greevesse N. Abundences of the elements: meteoric and solar // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1989. - V. 53. - P. 197-214.

7. Irber W. The lanthanide tetrad effect and its correlation with K/Rb, Eu/Eu*, Sr/Eu, Y/Ho, and Zr/Hf of evolving peraluminous granite suites // Geochim Cosmochim Acta. -1999. - V. 63. - № 3/4. - P. 489-508.

8. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geological Soc. America Bulletin. - 1989. - V. 101. - P. 635-643.

9. Villaseca C., Barbero L., Herreros V. A reexamination of the typology of peraluminous granite types in intracontinental orogenic belts // Trans. of Royal Soc. of Edinburg Earth Science. - 1998. - V. 89. - P. 113-119.

10. Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere // Nature. - 1990. - V. 347. - P. 662-665.

11. Drummond M.S., Defant M.J. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons // J. Geophys. Res. - 1990. -V. 95. - P. 21503-21521.

12. Ren L., Liang H., Bao Z., Zhang J., Li K., Huang W. Genesis of the high Sr/Y rocks in Qinling orogenic belt, central China // Lithos. - 2018. - V. 314-315. - P. 337-349.

13. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processed. In: Magmatism in the oceanic basins // Geol. Soc of London Special Publication. - 1989. - № 42. - P. 313-345.

14. Wasson J.T., Kallemeyn G.W. Composition of chondrites // Phil. Trans. R. Soc. Lond. - 1988. - V. 201. - Р. 535-544.

15. Виноградов А.П. Средние содержания химических элементов в главных типах изверженных пород земной коры // Геохимия. - 1962. - № 7. - С. 555-572.

16. Гусев А.И., Козлова Т.Н. Бериллиевое оруденение Алтая // Природные ресурсы Горного Алтая: геология, геофизика, экология, минеральные, водные и лесные ресурсы Алтая. - 2009. - № 1. - С. 21-35.

17. Ohmoto H., Rye R.O. Isotopes of sulfur and carbon // Geochemistry of hydrothermal ore deposits. - N.Y.: Wiley Interscience, 1979. - P. 509-567.

18. Porter T.M. Hydrothermal Iron Oxide Copper Gold and Related Deposits: A Global Perspective. - PGC Publishing Adelaide, 2000. - 350 p.

19. Г алимов Э.М. Г еохимия стабильных изотопов углерода. - М.: Недра, 1968. - 222 с.

20. Иванов В.В., Белевитин В.В., Борисенко Л.Ф. и др. Средние содержания элементов-примесей в минералах. - М.: Недра, 1973. - 208 с.

21. Stepanov A., Mavrogenes J.A., Meffre S., Davidson P. The key role of mica during igneous concentration of tantalum // Contrib Mineral Petrol. - 2014. - V. 167. - P. 1009.

22. Jochum K., Stolz A., McOrist G. Niobium and tantalum in the carbonaceous chondrites: constraints on the solar system and primitive mantle niobium/tantalum, zirconi-um/niobium and niobium/uranium ratios // Meteorit Planet Sci. - 2000. - V. 35. - P. 229-235.

23. Barth M.G., Mc Donough W.F., Rudnick R.L. Tracking the budget of Nb and Ta in the continental crust // Chem Geol. - 2000. - V. 165. - P. 197-213.

24. Гусев А.И. Петрогенезис совмещенных шошонитовых и высоко-К адакитовых гранитоидов раннего мезозоя Горного Алтая // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). - Иркутск, Институт земной коры СО РАН, 2016. - С. 58-60.

25. Гусев А.И., Гусев Н.И., Табакаева Е.М. Абсолютный возраст, петрология, геохимия и рудоносность Точильного штока Горного Алтая // Изв. Томского политехнического университета, 2017. - Т. 328. - № 3. - С. 14-26.

26. Jeong-Im O., Sung H. C., Keewook Y. Origin of adakite-like plutons in southern Korea // Lithos. - 2016. - V. 262. - P. 620-635.

27. Deng J., Yang X., Li S., Gu H., Mastoi A.S., Sun W. Partial melting of subducted paleo-Pacific plate during the early Cretaceous: Constraint from adakitic rocks in the Shaxi porphyry Cu-Au deposit, Lower Yangtze River Belt // Lithos. - 2016. - V. 262. - Р. 651-667.

References

1. Kupriyanova I.I., Shpanov Ye.P., Anufriyeva S.I. Berilliyevye rudy Rossii: mineralno-syryevaya baza, tekhnologicheskiye i ekologicheskiye problemy // Mineralnoye syrye. Ser. geologo-ekonom. № 18. - M.: Izd-vo VIMS, 2005. - 68 s.

2. Kovalenko V.I., Rub M.G., Osipov M.A. i dr. Rudonosnost magmaticheskikh assotsiat-sy. - M.: Nedra, 1988. - 231 s.

3. Stankeyev Ye.A. Geneticheskaya mineralogiya. - M.: Nedra, 1986. - 272 s.