Аргиллизиты докембрия

Обратимся к вопросу возможных источников рудного вещества.

Согласно Л.С. Коржинскому (1969), генераторами термальной волны кислотности, необходимой для березитизации пород, являются только кристаллизующиеся магмы преимущественно кислого состава. На участке «Топорикан» нет интрузивных пород кислого состава (в том числе и даек) – обычных источников преобразующих растворов и таких элементов, как U и Мо. Выщелачиваемые гидротермальные растворы могли бы генерироваться интрузиями основного состава, выступающими в роли как источника теплового питания, так и источника повышенных концентраций ряда халькофильных и сидерофильных элементов. Для Улканского, Учурского прогибов в целом и для участка «Междуречный» в частности отмечается близкая пространственная связь ореолов низкотемпературных изменений и малых интрузий повышенной щелочности калиевой серии, принадлежащих гарындинскому комплексу. На возможность генерации рудоконцентрирующих растворов интрузиями основного состава с повышенной щелочностью (в том числе траппами) на Сибирской платформе указывают изданные работы (Шипулин, 1969).

Для описываемого случая предполагаются местные источники рудного вещества. Из анализа геохимических данных видно, что оруденение зоны окружены обширными ореолами привноса элементов (отмечается вынос рудных компонентов с более удаленной периферии – из окружающих кристаллических пород, обогащенных Zn, U, Mo, Ag, V и другими элементами).

По результатам термометрии ГЖВ во флюорите, температуры гомогенизации охватывают широкий интервал от +50 до +290⁰С, значительно колебалась и концентрация растворов (0-18% мас. МgСl₂ экв). Флюорит образовался непосредственно вслед за отложением рудных минералов, поэтому значение 300⁰ можно принять за нижнее значение температурного интервала рудообразования. В составе флюида присутствовал достаточно широкий набор щелочных (Na, K, Li) и щелочно-земельных (Ca, Mg) катионов (Кириллов, Бердников, 1991).

Для исследований условий аргиллизации в породах Учурского платформенного прогиба привлекались образцы с баритом проявления Адаргай. Криометрические исследования плоско-полированных пластин барита показали, что протаивание эвтэктики (Тэ) и начало плавления фазы льда происходит при температуре около -38⁰. Ближе всего эта температура соответствует Тэ системы МgСl₂+КСl₂ +Н₂О (-37.8⁰ C по Борисенко (1977). Возможно также присутствие ионов железа, что согласуется с железистым характером изучаемых метасоматитов. Температура окончания плавления кристалликов льда в первичных включениях -14 – -15⁰, в ранних вторичных -8-11⁰С, в поздних вторичных -3⁰С. Согласно Борисенко (1977), эти параметры соответствуют концентрациям водных растворов МgСl₂+NaСl₂ (очень близко к МgСl₂+КСl₂) порядка 15% для первичных, 10-12% для ранних вторичных и около 5% для поздних вторичных включений. Образования газогидратов не отмечено, что говорит об отсутствии в составе растворов заметных количеств CO₂, CH₄, N₂.

Таким образом, можно заключить, что последние стадии аргиллизитового процесса характеризовались невысокими (не более 120⁰) температурами при участии водных растворов с магниево-калиевой (возможно, с натрием и железом) катионной специализацией. Судя по хорошей растворимости компонентов растворов, их анионная специализация была, вероятнее всего, хлоридной. Рудообразующие растворы содержали также полезный компонент (Ba SO₄), отложившийся в виде барита и отсутствующий во включениях. Концентрация растворов понижалась от 15% в начале роста кристаллов барита до 3% при его изменениях после роста. Судя по тому, что только среди первичных обнаружены включения с пузырьком газа, можно предполагать также падение температуры от начала процесса рудоотложения к его заключительным стадиям.

Изотопный состав кислорода и серы барита оказались ниже значений, характерных для известняков и эвапоритов рифея (F¹⁸O–13.5%, F³⁴S – 16.1%), что говорит о вкладе глубинной составляющей в формировании метасоматических залежей (Горошко и др., 2006).
Сравнительная характеристика березитов и аргиллизитов

Березитовые метасоматиты
Анализ минералогического, петрографического и геохимического материалов дает основание говорить о связи оруденения востока АСЩ с метасоматическими породами, представляющими собой фацию, переходную от формации березитов к формации аргиллизитов. Диагностировать изменения таким образом позволяет совместное присутствие в измененных породах как типичных минералов березитов, так и широко распространенного гидросерицита, который «традиционно» считается минералом аргиллизитов. Гидрослюда представлена политипами 1Md, 1M, 2M₁ (рудопроявление Топорикан), 2М (рудопроявление Конкули) Присутствие (достаточно ограниченное) в зонах других глинистых минералов (монтмориллонита, каолинита), в верхней части разреза объясняется явлениями гипергенеза. Некоторое исключение представляют собой метасоматиты по диабазам, где глинистые минералы входят в состав промежуточной зоны колонки. Но и в этом случае, объем березитовых минералов во много раз превосходит объем аргиллизитовых, а минеральный состав внутренней и центральной частей колонки характерен для березитов с участием гидрослюды.

Для метасоматических образований, в состав которых входят, кроме перечисленных минералов березитов, как основной минерал еще и гидросерицит, Е.В. Плющевым, В.В. Шатовым (1981) предложен термин «гидрослюдистые березиты». Колонки со сходным парагенезисом минералов березитов, где серицит заменен гидрослюдой, описываются и другими авторами (Рундквист и др., 1975). Б.Л Рыбалов, Б.И Омельяненко (1989) называют березиты и гидрослюдизиты «близкими околорудными метасоматитами».

Так же как березиты и аргиллизиты, гидрослюдистые березиты сформированы статистически устойчивой минеральной ассоциацией. Для образований этой фации характерны типичные для березитов Ca-Fe-Mg карбонаты и сульфиды при преобладании пирита. Аналогичные изменения, для которых характерно существование серицита и гидросерицита и наличие полных отчетливо зонально построенных метасоматических колонок (обычных для березитов), характерны для рудных полей Топориканского и Широтного.

Е.В. Плющев с соавторами (1981) предполагает, что процесс березитизации подразделяется на 1)более раннюю стадию (кварц-светлослюдистые образования, устойчивые в кислых растворах); 2)стадию с образованием минералов, устойчивых в слабощелочных и щелочных растворах (хлорит, карбонат, калишпат-адуляр). Последний парагенезис часто имеет прожилковые, струйчатые, шнуровидные формы выделения (как на Широтной зоне). Такое постоянно фиксируемое сочетание кислотного и щелочного парагенезисов рассматривается некоторыми исследователями как сопряженность кислотной стадии и стадии осаждения (в понимании С.Д. Коржинского), и как единый петрогенетический процесс. Это сопряжение, кроме фильтрационного эффекта в ряде случаев, может быть объяснено подземным вскипанием гидротерм, отделением паровой фазы, превращающейся в кислый конденсат, и запаздывающим наложением ощелоченного остаточного гидротермального раствора.

Говоря о взаимоотношениях метасоматитов, можно утверждать, что в кристаллическом фундаменте, особенно в его нижней части, преобладают ассоциации «классических» березитов, а в вулканогенно-осадочной толще – гидрослюдистых березитов.

Для метасоматических зон характерно наличие тонкочешуйчатых слюд (гидросерицита) в тыловых частях колонки, более крупночешуйчатых слюд (серицита, иногда мелкочешуйчатого мусковита) в периферических. Эту закономерность можно объяснить тем, что в метасоматических зонах по мере затухания процесса и постепенного уменьшения температуры высокотемпературные минеральные ассоциации сменялись более низкотемпературными, с сохранением структур кристаллических решеток (слюда остается диоктаэдрической). Особенно наглядно это проявлено в замещении мусковита серицитом, серицита-гидросерицитом. Аналогичные взаимоотношения слюдистых минералов – распространенные явления (Волостных, 1972; Рехарский, 1973), которые неоднократно отмечались автором в измененных магматических породах Охотско-Чукотского вулканического пояса.

Для описываемых метасоматитов рудообразование связывается с завершающими стадиями процесса березитизации, перед появлением основной массы гидрослюд. В целом, рудоотложение происходило на границе участков березитизированных и гидрослюдизированных пород.

Графитизация (обуглероживание) – следующий характерный процесс для березитов района, тоже проявившийся дифференцированно – с локальными привносом или выносом углеродистого вещества.

Восстановление рудных элементов могло быть обусловлено участием в составе флюидов газов, обладающих этой способностью – CH₄, H₂S (Коржинский, 1980; Лавёров и др., 1983) и образующихся при разложении в условиях гидротермального метасоматоза больших объемов углеродистого вещества (в нашем случае – графита).

Углерод активно перераспределялся в процессе последующих более низкотемпературных метасоматических изменений. На возможность его к миграции указывают литературные источники. Согласно мнению В.П. Пенькова (1989), И.С. Набоко (1980), углеродистое вещество может отлагаться из гидротерм. А.Д. Щеглов (1976), В.И. Рехарский (1973) указывает, что для ряда низкотемпературных месторождений характерно присутствие твердых битумов в рудах. На низкотемпературных месторождениях урана углеродистое вещество играет роль не только его восстановителя при рудообразовании, но и парагенетического спутника первичных минералов урана (или своеобразного жильного минерала), а также агента активного разрушения ранее образовавшихся рудных скоплений (Пеньков, 1989).

Результаты детального исследования антраксолитов, керитов и графита из месторождений рудного поля Карсвелл, Западная Атабаска, подтверждают предположение о восстановлении урана при участии газовых фаз, возникших за счет графита. Образовавшиеся битумы генетически связаны с графитом, и часть из них могла возникнуть при гидрогенизации углерода, а другая при полимеризации легких углеродов на оксидах урана (Landais, Dereppe, 1985; Landais, Dereppe et all., 1993).

На Топорикане, сопровождая процесс кислотного выщелачивания, графит образует минеральные новообразования в массе гнейсов, а выше, в вулканогенно-осадочной толще, углеродистое вещество отлагалось в виде твердых битумов, непосредственно концентрирующих рудные элементы.

Масштабы перераспределения и частичного выноса углеродистого вещества в пределах Топориканской зоны была весьма значительными и охватили объем не менее 0,3 км³. Подобный же механизм «выгорания» графита описывается на месторождениях «типа несогласия» в Канаде, где перераспределение углерода связывается с широко проявленными на границе архея и протерозоя хлоритизацией, серитизацией, гидрослюдизацией (иллитизацией).

Для рудопроявления Конкули отмечается сходный характер перераспределения углерода.

Объекты зоны Широтной во многом похожи на Топорикан и сформировались, вероятно, одновременно. Спецификой зоны является: 1)контроль зоной разломов, заложившихся вдоль северной границы Улканского плутона; 2)проявленность в породах разных типов, включая интрузивные, 3)широкое развитие жильных образований, в том числе рудоносных, 4) ярко выраженная золотая специализация метасоматитов и гидротермалитов.

Объект Конкули более своеобразен. Примечательными особенностями гидротермальных процессов являются интенсивная предрудная карбонатизация и развитие хром-ванадиевых слюд. По минералогическим особенностям, руды Конкулинского объекта близки рудам уран-ванадиевых месторождений в Онежском прогибе.

Сравнение околорудный изменений с другими, приводимыми в литературе и имеющими более молодой возраст, тоже позволяет наметить множество параллелей. Так же как и в описанном в настоящей работе случае, набор аргиллизитовых минералов, участвующих в строении зон вулканогенных околорудных изменений, может варьировать от каолинита (Рехарский, 1973) до смешанно-слойных (Волостных, 1972) и гидрослюды (Гидротермальные…, 1978). Обычным является наличие гематита и флюорита (Баранов, 1962; Волостных, 1972; Каблуков и др., 1960; Смирнов и др., 1981), которые появляются в заключительные стадии процесса. По типу метасоматической зональности рудные объекты участка «Западный» сходны с проявлениями молибдена округа Мерисвейл, США. Для вулканогенных оруденелых аргиллизитов фанерозоя характерен такой же геохимический парагенезис, как и для зон первого типа на участке «Западный» (U-Mo-Ag-As) (Власов и др., 1966; Гидротермальные…, 1978).

К своим, специфическим особенностям проявления метасоматоза на участке можно отнести яркую ниобий-тантал-редкоземельную специализацию гематитизированных аргиллизитов (зоны второго типа).

Проявления Ta, Nb среди аргиллизированных и гематитизированных пород отмечаются и в северной части Южно-Учурского грабена.

По литературным источникам (Гавриленко и др., 1986), для гидротермальных образований, формировавшихся при низких и средних температурах, литофильные редкие элементы не характерны. Для большей их части при процессах березитизации и аргиллизации типичны или рассеяние и деконцентрации, или индифферентное поведение (Плющев и др., 1985). Тем не менее, в некоторых случаях отмечается некоторое увеличение (в 3-5 раз относительно фона) Y, Yb, Ce, La в низкотемпературных гидрогенных месторождениях (Кравченко и др., 1991) и Th в близповерхностных гидротермальных системах (Ермолаев и др., 1978), связанных с их аккумуляцией в труднодиагностируемых сорбционных комплексах и с адсорбцией гидроокислами железа. Иногда с березитовыми и аргиллизитовыми метасоматитами в вулканитах кислого состава с повышенной щелочностью может быть связана иордизит-циркелитовая минерализация (Рехарский, 1973). При этом молибден, цирконий образуют рудные концентрации, халькофильные и некоторые редкие элементы, в том числе Y и Nb – повышенные.

Высокие концентрации Ta, Nb могут объясняться их перераспределением в вулканогенной толще с обогащением этими элементами зон изменений в заключительные этапы аргиллизитового процесса (при гематитизации). При этом не исключается участие механизма латеральной секреции. Отмечается, что аномальными концентрациями этих элементов отличаются слабо измененные и фельдшпатолитизированные вулканические породы (в том числе субвулканических и экструзивных фаций), и особенно среднего состава с повышенной щелочностью. Расположенная в западной части структуры вулканическая постройка, сложенная трахитовыми, трахиандезитовыми лавами и вулканокластическими породами аналогичного состава, характеризуется содержаниями ниобия в 150-200 г/т, тантала – 20-50 г/т. В трахириолитах их содержания уменьшаются, оставаясь аномальными (соответственно 100 и 10 г/т). В эффузивных породах содержание Nb, Ta больше, чем в их интрузивных аналогах (силах и субвулканических телах сиенитов), что является распространенным для этих элементов явлением (Кузменко, 1972).

Обширные линейные ореолы гематитизации, длина которых может достигать нескольких километров, должны были сформироваться в специфических условиях, характерных для низкотемпературных рудогенных систем (Шмариович и др., 1991). Обильное выпадение в осадок оксидов трехвалентного железа, карбонатов Ca и Mg В.А. Злобин (1970) объясняет снижением фугитивности двуокиси углерода и соответственно возрастанием щелочности поровых растворов зон тектонических нарушений.

Все вышесказанное позволяет считать гематитизированные аргиллиты новым нетрадиционным типом тантал-ниобиевого минерального сырья. Дополним при этом, что М.В. Кузьменко (1972) утверждает, что все месторождения этих металлов связаны с интрузивными породами, а месторождения, связанные с вулканическими образованиями, неизвестны. В нашем случае, оруденение размещается в вулканических породах, а значительный отрыв по возрасту времени образования магматических пород и руд не дает возможности связывать последние с интрузивным магматизмом.

Нельзя исключить, что на глубине зоны аргиллизации могут перейти в зоны березитизации с ниобиевым оруденением. Свидетельством тому может служить наличие в глубоких эрозионных врезах в пределах участка березитизированных пород – даек фельзитов (в минеральном парагенезисе – кварц, серицит, пирит, арсенопирит) с высокими (до 0,1-1%) содержаниями ниобия. В пределах Бириндинской ВТС встречены грейзенизированные породы (дайки кислого состава), обладающие аномальными концентрациями ниобия.

Для аргиллизитов Элгэтэйского рудного поля характерно заметное преобладание кварц-иллитовых аргиллизитов, что предполагает устойчивый в пределах всего вулканогенного поля состав изменяющих рудосопровождающих растворов.

Обращает на себя внимании сосуществование в пределах зон минералов, обычно образующихся в различных условиях кислотности-щелочности среды: каолинита (краевые части зон), гидрослюды и жильных минералов (тыловые зоны). Это может свидетельствовать о том, что зональности может быть наложенной (тропохронной), отражающей общий эффект дорудных, рудосопровождающих и послерудных изменений. По мнению Г.Т. Воллостных (1972), наложенная зональность встречается гораздо чаще, чем синхронная, при этом возникновении гидрослюд свидетельствует о повышении щелочности среды минералообразования. Последнее утверждение оспаривается И.П. Ивановым с соавторами (1969, 1974), на основании экспериментальных данных доказывающим, что серицит и гидросерицит представляют собой продукты разложения полевых шпатов при пониженных значениях pH среды.

Исследование взаимоотношений березитов и аргиллизитов докембрия в вертикальном разрезе свидетельствует, что эти метасоматиты образуют единый переходный ряд (рис. 34). Снизу вверх сменяют друг друга березиты, березиты гидрослюдистой фации и аргиллизиты. Последние прослеживаются и через осадочный платформенный чехол, широко развиваясь в красноцветных песчаниках гонамской свиты. Согласно многочисленным литературным источникам и наблюдениям автора в других регионах, такие переходы метасоматитов, образующихся обычно при кислотном выщелачивании пород, являются широко распространенным природным явлением. Смена минеральных парагенезисов происходит обычно в связи с падением температуры изменяющих растворов по латерали или вертикали.

В аргиллизитах выделяются подзоны, снизу вверх:

1) гидрослюдистая (могут встречаться также монтмориллонит, смешанно-слойные, гематит, гидроокислы железа). Эта подзона характерна для нижней части вулканогенного разреза;

2) каолинит-гидрослюдистая (могут встречаться смешанно-слойные, в измененных осадочных образованиях – адуляр, гипс, ярозит, углеродистое вещество, хром- и ванадийсодержащие гидрослюды, тонкокристаллический апатит и барит). Эти изменения типичны для верхней части вулканогенного разреза и нижней части осадочного чехла;

3) каолинитовая (может встречаться лимонит). Распространена в верхних горизонтах гонамской свиты.

Другая заметная тенденция – увеличение содержаний кварца (повышение кислотофильности) снизу вверх, что отмечают для аргиллизитов и другие авторы.

Кроме иллитизации, общими процессами, как для березитов, так и аргиллизитов, являются окварцевание и карбонатизация.

Силицификация (окварцевание может проявиться в разной степени, и иногда интенсивное окварцевание в одних частях зон может смениться выносом кварца в других.

Карбонатизация обычна для ряда описанных выше объектов (Топорикан, Конкули, Адаргай) – на Конкули непосредственно дорудной, на других – синрудной или сопровождающей оруденение. Углекислый метасоматоз такого рода широко проявляется в урановорудных и золоторудных районов складчатых поясов и щитов и характерен, по мнению Мотова А.П. (2002) для приразломного амагматического типа гидротермальных объектов.

Месторождения размещаются в сложно построенных зонах щитов, иногда осложненных субпологими разрывными нарушениями (район впадин Телон и Атабаска Канадского щита, Улканский и Учурский прогибы АСЩ). Рудоконтролирущими для позднепротерозойского оруденения являются реанимированные разломы раннепротерозойского заложения (Пакульнис, Шумилин, 2005). Рудные залежи часто локализуется в относительно пологих зонах дробления, трещиноватости и брекчирования, нередко имеющих субсогласный междуформационный и послойный характер (Вольфсон, 1978). Рудолокализующими также являются и крутопадающие разломы, выраженные мощными зонами тектонического кливажа и брекчирования (Tona et. al., 1985).

Часть оруденения на Канадском щите размещается в кристаллическом фундаменте, представленным гранитизированными гнейсами и сланцами разного состава (преимущественно гранат-биотитовыми графитсодержащими гнейсами афебия группы Волластон). Среди метапелитовой пачки выделяется горизонт «аугеных» гнейсов, обогащенных пиритом и графитом, контролирующих оруденение (Wallis et al., 1983). Аналогично, большая часть проявлений востока Алданской ГГО приурочена к Улкано-Учурскому палеорифту северо-западого простирания, выполненному графитсодержащими гнейсами (тырканская, альванарская, гивунская, геканская свиты) с содержаниями графита 1-15%, иногда до 60%.

Коры выветривания, аналогичные по составу (хлорит, гематит, иллит, каолинит) по метаморфическим породам распространены как в юго-восточной части АСЩ (район рудопроявления Топорикан), так и в урановорудном районе Атабаска. По мнению некоторых исследований (Wallis et al., 1983) коры палеовыветривания впадины Атабаска являются результатом наложения диагенетических преобразований на почвенный профиль латеритного типа. Коры выветривания востока АСЩ тоже изменены, а коры предрифейского возраста (район Учурской впадины) значительно калишпатизированы в результате наложенных процессов.

В составе рудовмещающих слоистых толщ могут присутствовать вулканиты. На Канадском щите, в составе стратифицированных толщ восточной (рудоносной) части впадины Телон присутствуют вулканиты контрастной серии (от риолитов до базальтов) позднего афебия формации дьюбонт (Fuchs et. al, 1989; Лаверов и др., 1983). Поля их выходов примерно соответствуют по площади Улканскому прогибу. На Австралийском щите (район Саут-Аллигейтер) месторождения приурочены к зоне разломов в прибортовой части прогиба, выполненного вулканогенными (преимущественно кислого состава) и осадочными образованиями. Оруденение локализуется в стратифицированной толще и фундаменте, который сложен углеродистыми сланцами (Додсон и др., 1976, Лаверов и др., 1983).

Близкие возраста получены по светлым слюдам K-Ar методом. Для месторождений Атабаски они составляют 1255-1148 (Percival et. al, 1993) и 1390 (Philipe et. al, 1993) млн. лет; Rb/Sr методом для впадин Атабаска и Телон - 1358-1306 млн. лет (Pagel et al., 1993; Funch et al., 1989). Для Канадского щита предполагается две основные фазы позднепротерозойской отраженной активизации – 1350 и 1050 млн. лет, связанные с магматическими событиями – магматизмом, диастрофизмом гренвильского времени, которые наиболее широко проявились в Гренвильской зоне (Пакульнис, Шумилин, 2005).

По оруденелым породам АСЩ получены сходные возраста: по гидрослюдам рудопроявления Топорикан 1554-1540 млн. лет и 1210-1161 млн. лет (K/Ar и Rb/Sr методы, лаборатория ВСЕГЕИ).

Петрографический состав и минералогические особенности околорудных метасоматитов. Из слабо проявленных региональных изменений в пределах впадины Атабаска, также как и Учурского прогиба, развивается аргиллизиция и отмечается образование диагенетического фторапатита (Jefferson et. al., 2005).

Основными новообразованными минералами на Канадских месторождениях МТН (Раббит-Лейк, Мидуэй-Лейк, Ки-Лейк и др.) являются гидросерицит, кварц, карбонаты (сидерит, кальцит), хлорит магнезиальный и железистый, сульфиды и битумы (Hasegava et.al., 1990; Baudemont et.al., 1993; Wallis, et.al., 1983; Marlat et.al, 1991; Reyx et.al, 1993; Пакульнис, Шумилин, 2005 и др.). Значительно развиты карбонатизация и гематитизация, а также графитизация (Hoeve, 1978; Казанский, 1988; Лаверов и др., 1983). Отмечается следующая основная особенность изменений: в метаморфических породах интенсивно проявляются хлоритизация и гидрослюдизация, в перекрывающей слоистой толще – окварцевание (непосредственно вблизи рудных тел) и гидрослюдизация. Аналогичные особенности характерны для Топориканского рудопроявления, отчасти – для месторождений зоны Широтной.

Из светлослюдистых широко встречается тонкочешуйчатый гидромусковит (Paquet et. al, 1993), он же гидросерицит или иллит, иногда фуксит. Светлые слюды характеризуются политипами от 1 Md до 1M и 2M (2M₁ или 2M₂) (Percival et. al, 1993). На австралийских месторождениях района Пайн-Крик светлые слюды образовались в первый этап изменений, ближе к рудным телам развивалась хлоритизация. Перечисленные новообразованные минералы характерны и для проявлений востока АСЩ.

Хлорит железистый и, преимущественно, магнезиальный широко проявляется как на Канадских (Сигар-Лейк, Сью, Ки-Лейк, Доминик-Питер и др.), так и на Австралийских месторождениях МТН, развиваясь преимущественно в метаморфических породах (Пакульнис, Шумилин, 2005). Из проявлений такого типа АСЩ хлорит более всего характерен для Топориканского рудопроявления. Во всех случаях процесс сопровождался привносом магния и воды и выносом щелочей.

Иногда на зарубежных месторождениях МТН отмечаются новообразования других минералов – турмалина-дравита (Paquet, 1993), лизардита (Komninov et al., 1996), гипса, барита, ксенотима, гаязита (Wallis et al, 1983; Rimsaite, 1977), что отражает местную специализацию рудных растворов. На объектах Учурского прогиба тоже проявлены местные минералогические особенности: в осадочно-карбонатных породах отмечаются лизардит и гипс (Адаргайский и Конкулинский участок), новообразованный циркон (Топорикан).

Окварцевание (силицификация) является характерной чертой Канадских МТН. Этот процесс проявляется неравномерно; иногда силицификация в одной части месторождения сменяется зонами выноса кварца (Baudemont et. al., 1993). Из проявлений АСЩ, окварцевание интенсивнее всего проявлено на рудопроявлении Топорикан (песчаники топориканской свиты интенсивно окварцованы по всему объему).

Явления «выгорания» графита, новообразования «дезорганизованного» углеродистого вещества и глобули твердых бесструктурных битумов, встреченные на проявлениях Топорикан, Конкули, Адаргай, обычны на урановых месторождениях Атабаски и встречаются на других урановых месторождениях мира (Alexandre, Kyzer, 2005; Jefferson, Pamaekers, 2005; Landais et al., 1993 и др.). Предполагается, что урановые минералы осаждаются в результате реакции с ними, а также восстановительными флюидами (сероводород, углеводород), образующимися при разложении углерода. (Hoeve, Sibbald, 1987; Басков, 1976).

Также как на проявлениях Алданского щита, околорудные изменения на МТН на Канадском и Австралийском щитах охватывают большие объемы пород (сотни м³-первые км³).

Главным урановым минералом на всех проявлениях и месторождениях МТН, включая АСЩ, является настуран.

Петрохимия. Как для проявлений АСЩ, на Канадских МТН отмечается интенсивный вынос Na₂O, CaO при одновременном увеличении MgO и дифференциации K₂O (Bruneton, 1993).

Геохимические особенности. В терригенных толщах, оруденение развивается на фоне повышенных ванадия и фосфора. Определенного рудного геохимического парагенезиса, одинакового доля всех МТН, не отмечается. На одних в рудных концентрациях присутствуют U, Ni, Co (As, Cu, Bi, Мо, Zn) (наиболее крупные месторождения Восточной Атабаски), на других U, Au (Mo, Bi, Te, Se)(структура Карсвелл, западная Атабаска, на третьих только U (впадина Телон и месторождение Макартур), (Tona et al, 1985, Fuchs et al, 1989; Reyx et al, 1993). Тем не менее, можно заметить, что отчетливо дифференцируется и накапливается уран и элементы халькофильной и сидерофильной групп. В любом случае, накапливаются те элементы, на которые специализированы вмещающие породы фундамента и те, которые выносились в ходе диагенетических преобразований из стратифицированных пород. Профилирующими элементами являются U (0.2-36%) и Ni (около 2%)(Marlatt et all., 1991; Dahlkamp, 1978; Пакульнис, Шумилин, 2005).

Аналогичные особенности отмечаются для проявлений востока АСЩ с накоплением широкого круга элементов: U, Mo, Ag (Tопорикан), U, V, Zn (Конкули), U, Ba, Cu, Mn, Mo, Ag (Адаргай). Ni и Co накапливаются в пирите на Топорикане, Ni в герсдорфите на Конкулях.

В зарубежных работах по МТН рассматриваются три варианта их образования: 1)гидротермальный, с поступлением рудных флюидов из разломных гидротермальных систем; 2)диагенетический, с извлечением рудных компоненов из осадочных толщ в условиях ремобилизации связанной воды с образованием крупных гидротермальных систем с последующим осаждением рудных элементов в трещинах и в зоне несогласия в восстановительной обстановке (Alexandre P., Kyzer, 2005); 3)полигенное происхождение, с образованием руд из смешивающихся растворов – кислых, циркулирующих в песчаниках и реголитах и выщелачивающих металлы, и гидротермальных восстанавливающих, поступающих из разломов фундамента (Wallis et al, 1983; Ypma, Fuzikava, 1980; Hoeve et al., 1978).

Источниками рудных элементов могли быть: 1)специализированные на уран гранитоиды, пегматиты и мигматиты AR и PR с рассеянной урановой минерализацией (Fuchs et al., 1989); 2)метаморфические породы, особенно графитсодержащие с урановыми проявлениями с возрастом около 1760 млн. лет (Koeppel, 1968); 3) вулканиты кислого состава формации Дьюбонт (впадина Телон, Канадский щит) и основания формации Комболджа (Австралийский щит) (Fuchs et al., 1989; Aures, Eddington, 1975), песчаники платформенных прогибов (Пакульнис, Шумилин, 2005). Определяющим является мнение, что для месторождений Канадского щита источником растворов являлись красноцветные песчаники протерозоя, и что окислительные по железу рассолы из базальных горизонтов впадины глубоко проникали в основание впадины (Cuney, Brouand et all., 2003).

Для АСЩ, можно предполагать полигенный характер рассмотренных выше источников и растворов. Во-первых, метаморфические графитсодержащие породы и архейские гранитоиды в зоне Улкано-Учурского разлома, в пределах которой локализуется основная масса проявлений, обогащены U, V, As, Co, Cu, Ag, Mo. В отдельных случаях (Топориканское рудопроявление) отмечается вынос элементов из этих метаморфических пород в верхние горизонты с их локализацией на уровне ССН и в разломах.

Во-вторых, отмечается заметный объемный вынос ряда элементов (например, для Ba 130 г/т, U более 1г/т) из горизонтов песчаников Учурской впадины (объем измененных пород – десятки и возможно, до первых сотен км³). Расчет показывает, что из каждых 10км³ вынос, например, урана должен был составлять не менее 25000 тонн. В целом, поток флюидов был направлен от периферических частей прогибов к центральным. В благоприятных обстановках (вблизи участков фундамента, обогащенных графитом, в нарушенных зонах, зонах ССН и структурных «ловушках» – например, в Адаргайской мульде или брахисинклинали) выщелоченные элементы накапливались с образованием рудных концентраций.

О том, что гидротермальные бассейны существовали на разных горизонтах (но преимущественно, нижних) Учурской впадины и Амуликанского грабена, свидетельствуют геологические исследования. Гидротермальное преобразование песчаников с потерей их первичных красных окрасок наблюдается на площадях, охватывающих сотни квадратных километров. Нижней его границей служило ССН, но иногда (в нарушенных зонах) отмечается проникновение участков выщелачивания в нижележащие метаморфические породы. Непосредственно вблизи ССН в породах фундамента и в базальных горизонтах терригенных толщ, отмечается горизонт гематитизации, куда «оттеснялись» железо и другие основания. О температуре погребённых гидротерм в определённой мере можно судить по температуре образования метасоматического барита Адаргайской площади (около 120°).

Области, сложенные проницаемыми терригенными образованиями (Учурский прогиб, часть Учуро-Майского и Амуликанского) представляли собой зоны свободного водообмена, о чем говорит объемная аргиллизация пород. Ниже погребенные поверхности выравнивания и зона ССН фиксировали положение древнего водоупора и регионального базиса эрозии. В зонах разгрузки подземных вод (зоны разломов и надвигов) проявлялись метасоматические образования и гидротермалиты (Адаргай, Конкули и др.).

Околорудные изменения Атабаски образовались при температуре выше 120°, в основном 200-240°, при участии высококонцентрированных углекислотных хлоридных растворов. Во включениях из жильного кварца из рудоносных зон отмечаются углекислый газ, углекислота, метан, этан (Jefferson, Pamaekers, 2005; Pagel et al., 1980; Pagel, 1975). В пределах АСЩ, температуры образования околорудных метасоматитов варьировали от 120 до 300°.

Миграции растворов могло способствовать синхронная магматическая активизация с внедрением дайковых комплексов (диабазов с возрастом 1310-1160 млн. лет в районе впадины Атабаска (Hoeve, Sibbald, 1987), синрудных субщелочных базальтов гарындинского комплакса в пределах Учурского и Улканского прогибов с возрастом образования около 1350 млн. лет (Кириллов, 1993).
О вероятной формационной принадлежности протерозойских светлослюдистых метасоматитов
Материалы, изложенные в предыдущих разделах (части 1 и 2 отчёта) дают основание предположить, что березиты и аргиллизиты докембрия, несмотря на некоторое подобие в минеральном составе с аналогичными породами фанерозойского возраста, по многим другим признакам заметно отличаются от последних.

Б.И. Омельяненко (1978) к статистически устойчивым признакам, которыми характеризуются метасоматические формации, относит:

1) место в истории геологического развития района;

2) наличие или отсутствие связи в связи с определенным типом магматизма;

3) особенности минерального и химического состава;

4) металлогеническую и геохимическую специализацию;

5) условия локализации и закономерности строения метасоматических тел.

Пользуясь вышеописанными признаками, рассмотрим признаки подобия и отличия докембрийских и фанерозойских светлослюдистых метасоматитов.

Обобщенные характеристики докембрийских и фанерозойских метасоматитов.