Pecularites of granite sistems including rare-metal pegmatites

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Геолого-структурная позиция локализации пегматитоносных гранитовых ареалов с редкометалльными (Li, Cs, Ta, Be, Sn) пегматитами подробно охарактеризована А. И. Гинзбургом и сотрудниками (1979) и сводится к тому, что эти ареалы приурочены к линейным, в том числе шовным поясам (многие десятки километров длиной, 10—30 км шириной), между относительно стабильными геоблоками континентальной литосферы. Такие пояса с фанерозойскими пегматитами представляют собой складчато-сдвиговые, с надвигами, полосы метаморфизованных в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фации (до уровня амфиболитовой фации андалузит-силлиманитового типа) вулканогенно-осадочных толщ, насыщенные зонами смятия (в том числе иногда и гипербазитовым меланжем). Для докембрийских редкометалльных пегматитов характерно расположение в трогах фундамента древних платформ, в том числе в зеленокаменных поясах. Иными словами, можно утверждать, что крупные поля редкометалльных пегматитов формируются в обстановках постколлизионных сдвигово-раздвиговых деформаций и рифтогенеза континентальной литосферы (Загорский и др., 2014; Hanson, 2016).

Нет сомнения, что коль скоро пегматиты гранитные, их надо увязывать с материнскими гранитами, проблема которых продолжает оставаться актуальной. Чаще всего материнскими для редкометалльных пегматитов считаются граниты, возле или внутри массивов которых установлены пегматитовые тела (Гинзбург и др., 1979; Гранитные пегматиты, 1997; Кузнецова и др., 2018; Bradley et al., 2016; Galliski et al., 2019). Именно так, в частности, читаем еще в публикациях К. А. Власова. Однако, в его же работах (Власов, 1952; 1961) на документациях среди пород, предшествующих появлению графического пегматита, показана порода, названная «равномерно-мелкозернистым пегматитом гранитной структуры». В этих же работах в хвостовую часть модели, включающей несомненно пегматитовые породы, добавлено звено, представляющее собой «особенный пегматит», а на самом деле гранит (тело которого протягивается на глубину), дифференцирующийся в верхней части в пегматит (Власов, 1952, фиг. 1 и 2, с. 42 и 49). Анализ этих и других материалов (Бескин, Марин, 2017) не может не привести к заключению, что истинными материнскими гранитами для рассмотренных в работах К. А. Власова пегматитов являются именно такие равномерно-мелкозернистые лейкограниты, образующие самостоятельные подводящие дайки и штоки, и нередко, кроме того, являющиеся самыми внешними (более внешними, чем графический пегматит) зонами пегматитовых тел.

Нередко обсуждается проблема: следует ли считать «пегматитами» некоторые, хотя и грубо- и даже гигантокристаллические кварц-полевошпатовые породы, присутствующие в пегматитовых узлах, не отвечающие в своем строении классической пегматитовой зональности. Если признаков зональности нет, и мы имеем дело только с грубокристаллическим агрегатом, то такое образование лучше называть «пегматоид» или «пегматоидный гранит» (если виден переход несомненного гранита в такой пегматоид). В этом случае не должно смущать и то, что в таких пегматоидах могут присутствовать редкометалльные минералы, ведь, в связи с обнаружением редкометалльных гранитов (Бескин и др., 1999) многократно фиксировались выходы их пегматоидных разновидностей. Итак, пегматоидными называются те тела, которые в основном сложены не пегматитовыми, а гранитовыми (крупно-, средне- и мелкозернистыми) кварц-полевошпатовыми породами, но содержат заметное количество грубокристаллических или блоковых кварцевых, полевошпатовых и кварц-полевошпатовых агрегатов. Участие в них индивидов или агрегатов редкометалльных минералов, например сподумена или петалита, не влечет («автоматически», как это ныне принято) к переводу любых этих образований в разряд пегматитовых пород или тел.

О ДВУХ ПОКОЛЕНИЯХ РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫХ ПЕГМАТИТОВ И ИХ МАТЕРИНСКИХ ГРАНИТАХ

Пегматитовые редкометалльные рудные узлы в пределах поясов представляют собой скопления гранит-лейкогранитовых масс (не обязательно выходящих на поверхность и не обязательно субсинхронных с пегматитами), в том числе фиксируемые локальными минимумами силы тяжести, размерами в поперечнике до первых десятков километров (Объемное.., 1981; Лишневский, 1991; Принципы.., 2007). Гранито- и пегматитогенез в упомянутых поясах протекает в неспокойной тектонической обстановке, так что удлиненные гранитные массивы нередко представлены совокупностью соединяющихся-разъединяющихся даек, штоков, залежей (Бескин, Марин, 2017), часто сорванных и перемещенных («стресс-гранитоиды» — Владимиров и др., 1996). В разных частях гранитовых тел могут возникать гнейсоподобные текстуры, сопровождаемые многократной перекристаллизацией с появлением порфиробластов породообразующих минералов.

В качестве примера рассмотрим ситуацию на хорошо изученном Завитинском пегматитовом ареале Восточного Забайкалья. Контур Завитинского пегматитового ареала, как это видно на рис. 1, соответствует субширотно расположенному локальному минимуму силы тяжести (СТ), имеющему в плане размеры 25 × 16 км, который отражает скопление мезозойских гранитовых масс, в том числе скрытых на глубине (Объемное.., 1981; Лишневский, 1991). Как и соседние на запад и на восток, соответственно Седловский и Кангинский локальные минимумы СТ, также являющиеся пегматитовыми ареалами, Завитинский приурочен к субширотному линейному салическому геоблоку (зональный минимум СТ), протягивающемуся южнее Монголо-Охотского шва (рис. 1). В целом он соответствует грабен-синклинали, выполненной мезозойскими терригенными и вулкано-терригенными толщами на фоне более древних пород.

 

Рис. 1. Положение Завитинского пегматитового ареала в структуре глубинного строения земной коры Ингода-Шилкинской части Забайкалья. Выкопировка из карты Э. Н. Лишневского (1991, с. 56). Генерализация С. М. Бескина.

1 — ось Монголо-Охотского глубинного разлома; 2 — Становой эпикратонный пояс; 3—5 — Монголо-Забайкальская складчатая область: 3 — геоблоки салического типа (зональные минимумы силы тяжести), 4 — геоблоки мафического типа (зональные максимумы силы тяжести), 5 — локальные минимумы СТ, соответствующие скоплениям мезозойских гранитных масс, в т. ч. скрытых на глубине; они же — контуры пегматитовых ареалов: СД — Седловский, УО — Усть-Ононский (Завитинский), КГ — Кангинский.

 

По наблюдениям за секущими контактами, физиографическим, петрографическим, геохимическим признакам (Загорский, Кузнецова, 1990; Бескин, Банцекин, 1991; Принципы…, 2007; Загорский и др., 2014), последовательность возникновения мезозойских гранитоидов в Завитинском ареале выстраивается в виде четырех многофазных интрузивных комплексов:

1. Древний комплекс — несколько фаз неравнозернистых биотитовых и роговообманково-биотитовых, часто порфировидных тоналитов, гранодиоритов и плагиоадамеллитов. Характерно присутствие в них ксенолитов песчано-сланцевых пород. Радиологический возраст адамеллитов — 169 млн лет.

2. Ранний гранитовый комплекс — включает в себя начальные фазы среднезернистых порфировидных биотитовых гранитов, выходы которых порой трудно отделить от пород древнего комплекса, и последующие фазы неравнозернистых, иногда слабопорфировидных двуслюдяных гранитов, включая поздние фазы мелкозернистых двуслюдяных гранитов. Физиография средне-крупнозернистых гранитов отвечает типу «А» (Принципы.., 2007, с. 32). Возраст мелкозернистых двуслюдяных гранитов — 147.5 млн лет.

3. Поздний гранитовый комплекс — включает в себя, во-первых, начальные фазы среднезернистых равнозернистых двуслюдяных лейкогранитов, отвечающих по физиографии типу «Б» (Принципы…, 2007, с. 33) и образующих малые выходы восточнее участка Стрелка (рис. 2). Во-вторых, это заключительные фазы — мелкозернистые равнозернистые мусковитовые лейкограниты (и аплиты), отличающиеся от мелкозернистых гранитов предыдущего комплекса более темными оттенками кварца и обликом его зерен, похожих на ихтиоглипты. Детали состава этих (и более ранних) гранитов отражены в работе (Загорский, Кузнецова, 1990, с. 8—11). Радиологический возраст мусковитовых лейкогранитов — 140 млн лет. От мелкозернистых лейкогранитов неотрывны многочисленные пегматоидные разновидности и редкометаллоносные (Ве) пегматиты, в том числе двуполевошпатовые. Радиологический возраст последних — 139.6 млн лет.

 

Рис. 2. Схема геологического строения Завитинского пегматитового ареала. По (Загорский, Кузнецова, 1990). Генерализация С. М. Бескина.

1 — юрские терригенные и вулканогенные толщи; 2 — триасовые и пермо-триасовые метатерригенные толщи; 3 — девонские терригенные толщи; 4 — протерозой-нижнепалеозойские метаморфиты, пронизанные палеозойскими гранитоидами; 5 — локальный минимум силы тяжести, контур которого соответствует скоплениям мезозойских гранитов и пегматитов Завитинского ареала; 6—9 — приблизительные контуры главных мезозойских гранитных массивов и дайковых полей: 6 — главное поле сподуменовых гранитов, сподуменовых пегматоидных гранитов, натро-литиевых пегматитов, 7 — среднезернистые двуслюдяные и мусковитовые лейкограниты позднего интрузивного комплекса мезозоя, 8 — мелкозернистые двуслюдяные и мусковитовые лейкограниты и их пегматиты позднего комплекса, перемежающиеся с прорываемыми ими двуслюдяными и биотитовыми гранитами раннего комплекса, 9 — среднезернистые порфировидные двуслюдяные граниты раннего комплекса (а), в том числе и еще более ранние меланократовые разновидности, часто с гранодиоритами древнего комплекса (б); 10 — обозначения участков скопления пегматитов и пегматоидов (Гл — Главный, М — Молоковский, С — Стрелкинский, У — Утёсный, Л — Луковогорский, Гр — Горбуновский, К — Каменский).

 

4. Юный комплекс — включает в себя образования, которые принято обобщенно называть «натровые и натро-литиевые пегматиты». На участке Молоково зафиксировано прорывание мелкозернистых гранитов и аплитов предыдущего комплекса подобными пегматитами (Загорский, Кузнецова, 1990, с. 11). Дайки юного комплекса распространены почти по всему Завитинскому ареалу (рис. 3, 4), но наиболее развиты на Главном участке и к западу от него. В основе большинства даек юного комплекса лежит кварц-альбитовая или кварц-сподумен-альбитовая порода, отвечающая по физиографии гранитам типа «В» (Принципы…, 2007, с. 34), нередко осложненная пегматоидными кварц-полевошпатовыми и (или) сподуменовыми агрегатами. Радиологический возраст таких пород — 129.6 млн лет.

 

Рис. 3. Схема размещения разновидностей гранитов и пегматитов на Главном участке и сопредельных площадях Завитинского месторождения. Составили С. М. Бескин и В. А. Банцекин с использованием материалов ГРП.

1—2 — интрузивный комплекс редкометалльных микроклин-альбитовых гранитов: 1 — дайки альбитовых гранитов, в том числе пегматоидных (а), включая насыщенных сподуменом (б), 2 — нерасчлененные «слоистые залежи» из мелкозернистых двуслюдяных гранитов, альбитовых аплитов, разных пегматитов; 3—4 — нерасчлененные интрузивные комплексы лейко- и мезократовых гранитов: 3 — дайки, жилы и неправильной формы тела существенно микроклиновых пегматитов, 4 — нерасчлененные «слоистые залежи» из мелко- и среднезернистых двуслюдяных слабо порфировидных гранитов, лейкогранитов и существенно микроклиновых пегматитов; 5 — главные тектонические нарушения; 6 — элементы залегания гранитных и пегматитовых тел.

 

Рис. 4. Геологический разрез Завитинского пегматитового ареала от восточного фланга Главного участка через участок Молоковский к Каменскому участку.

1 — дайки сподуменовых гранитов («альбит-сподуменовые пегматиты») юного интрузивного комплекса (принципиальная картина); 2 — силлы мелкозернистых мусковитовых лейкогранитов позднего интрузивного комплекса с пегматоидными и пегматитовыми образованиями в висячих боках (картина сложнее: масса маломощных апофиз и соединений); 3 — вмещающие песчано-сланцевые породы, а также и граниты раннего комплекса мезозоя.

 

Из сказанного ясно, что в Завитинском ареале присутствуют два возрастных поколения гранитных пегматитов, достаточно различного состава и друг в друга не переходящие, что подтверждает давнее (в книге 1940 г.) заключение А. Е. Ферсмана (1960, с. 608) о том, что на Завитой есть две ассоциации пегматитов. Первое поколение пегматитов неотрывно от мелкозернистых двуслюдяных и мусковитовых лейкогранитов позднего интрузивного комплекса. Эти пегматиты и пегматоиды залегают и в гранитах раннего комплекса («проникающая пегматитизация»), а также во вмещающих сланцах. Пегматоиды и пегматиты первого поколения имеют плагиоклаз-кварц-калишпатовый и кварц-альбит-калишпатовый составы, часто им присуща правильная пегматитовая зональность (графическая, блоковая кварц-микроклиновая или кварц-микроклин-альбитовая и ядерная кварцевая зоны). Для многих тел характерно присутствие значительных количеств пригодных для рудоразборки берилла и крупнопластинчатого мусковита. В монографии (Загорский, Кузнецова, 1990) пегматоиды и пегматиты первого поколения выступают как типы «I — гранит-пегматиты» и «II — двуполевошпатовые пегматиты». Фактический материал позволяет предположить генезис раннего поколения пегматитов и пегматоидов как дифференциацию расплавов-растворов на месте внедрения лейкогранитов (или в процессе внедрения на подходе к современному уровню наблюдения), при этом позднемагматические процессы, перекристаллизация, кристаллобластез и метасоматоз шли примерно субсинхронно, и зачастую разделить их невозможно. Одновременно шло проникновение пегматитового материала во вмещающие граниты раннего интрузивного комплекса и в сланцы.

Формирование натро-литиевых пегматитов Завитинского ареала (второе поколение пегматитов) происходило в особенно напряженной тектонической обстановке, которая обусловила многоимпульсное внедрение дифференцировавшихся на глубине редкометалльных расплавов по типу «дайка в дайке». Это документируется в следующей последовательности (Бескин, Банцекин, 1991).

1. Внедрение расплава и образование почти бессподуменовых мелко- и тонкозернистых аплитовых пород существенно кварц-альбитового состава («белый аплит», БА).

2. Взламывание полузастывших даек БА, внедрение литиеносных расплавов и формирование в тех же трещинных полостях сподуменовых (до 10 % и более) мелко- и тонкозернистых аплитовых пород («серый аплит», СА). Форма сподуменовых кристаллов разнообразна, вплоть до войлоковидной (Загорский, Кузнецова, 1990).

3. Новое взламывание даек БАи СА, внедрение высоколитиевого и (из-за расслоения) почти безлитиевого расплава и формирование главной рудной породы — так называемых «альбит-сподуменовых пегматитов». Как на Завитой, так и на других подобных полях, по существу это изначально микроклин-сподумен-кварц-альбитовый среднезернистый овоидофировый («горошковидные» зерна кварца) гранит (рис. 5), который в результате субсинхронной перекристаллизации во многих местах приобрел облик крупно- и грубозернистого гранитовидного (по облику кварц-полевошпатовой матрицы) или гранитовидно-мелкоблокового пегматоида с ориентированными по нормали к зальбандам кристаллами микроклина и сподумена.

 

Рис. 5. Типизированная физиография (макрооблик) редкометалльных гранитов В разных месторождений сподуменовых гранитов (кроме Этыки, штуф Ta-руды, откуда помещен для сравнения).

Черное — кварц, белое — полевые шпаты, сподумен изображен особо.

 

Перечисленные разновидности сподуменовых пород нередко обрамлены (или подстилаются) овоидофировым почти бессподуменовым среднезернистым или крупнозернистым альбитовым гранитом, который принято тоже называть пегматитом. Подобные же бессподуменовые агрегаты (судя по результатам бурения) слагают глубинные части даек, которые выше становятся сподуменовыми рудами (эти существенно альбитовые агрегаты отличаются от сходных альбитовых пород ассоциации «I + II» присутствием не только берилла, но касситерита, колумбита, иногда и сподумена, а также проявлениями грейзенизации — Загорский, Кузнецова, 1990). Иными словами, образования, которые принято называть «альбит-сподуменовые пегматиты», на самом деле являются пегматоидными и непегматоидными сподуменовыми гранитами (Бескин, Шмакин, 1980; Бескин, Марин, 1998), в целом отвечающими физиографии типа В (Принципы…, 2007, с. 34).

Переходя к геологическим соотношениям перечисленных агрегатов, повторим, что СА прорывает БА, часто срезая в нем первичную расслоенность. Оба встречаются в пегматоидных сподуменовых гранитах («альбит-сподуменовых пегматитах») в виде разноразмерных и разноформенных ксенолитных глыб и пластин совместно или в отрыве друг от друга (именно их наблюдал А. Е. Ферсман, отмечая «неправильно-ксенолитные текстуры»), а также и в самостоятельных дайках. О том, что пегматоидные сподуменовые граниты рвут БА + СА, свидетельствуют резкие границы, подрезание полосчатости в БА + СА, большие участки эруптивных брекчий с массой угловатых обломков БА или СА, плавающих в цементе пород «3». В ряде случаев можно наблюдать, как «доски» сподумена, присутствующие в изобилии в гранитной или гранитовидной породе, не прерываясь переходят в ксенолитные пластины БА или СА. Это значит, что «доски» сподумена являются поздними — пегматоидными — образованиями и обязаны своим возникновением собирательной перекристаллизации. Иными словами, намечается этап «3-а», в какой-то мере совпадающий с этапом «4».

4. В результате дифференциации расплавов «3» в некоторых местах дайковых систем происходило (в том числе и при субсинхронном метасоматозе и пегматоидном кристаллобластезе по БАи СА) формирование грубо- и гигантокристаллических зональных пегматитовых тел. Они, как правило, без графической зоны, но с блоковыми кварц-микроклиновой (ближе к лежачему боку), кварц-клевеландитовой, со смещенным вверх кварцевым ядром, с крупнокристаллическим кварц-мусковитовым комплексом и особо крупными кристаллами сподумена, петалита, амблигонита, берилла. В таких пегматитовых телах «4» обычны кварц-мусковитовые и лепидолитовые грейзеновые агрегаты, а также миаролы, иногда с кристаллами мориона, топаза, воробьевита, полихромного турмалина, прозрачных берилла и сподумена.

Зональные пегматитовые тела на Завитой, особенно на глубоких горизонтах, немногочисленны, имеют чаще малые размеры. Приурочены они к головам даек «1 + 2 + 3» , в том числе к их раздувам. Например, жила Полиминеральная — наиболее крупная, 140 × 1—4 м, практически без сподумена, но с петалитом; или жилы Псевдокунцитовая и Лампрофировая с гигантскими «досками» сподумена. Подобные пегматитовые тела могут быть приуроченными и к поперечным трещинам внутри даек, например жила Петалитовая, с крупными кристаллами сподумена.

Обобщенное геологическое картирование добычного карьера в легенде «1», «2», «3», «4» (С. М. Бескин, В. А. Банцекин, 1986—1987 гг., с учетом материалов бурения) свидетельствует о том, что на глубине аплитовидные образования БА и СА имеют гораздо большее развитие, чем на верхних горизонтах. Сподуменовые граниты, пегматоидные сподуменовые граниты («альбит-сподуменовые пегматиты») и истинные натро-литиевые пегматитовые тела в большей мере развиты на средних и, особенно, на верхних горизонтах.

Ввиду того, что в подавляющем большинстве случаев сподуменсодержащие дайки переполнены плитообразными и иной формы ксенолитными обломками БА и СА, наблюдается незакономерное многополосчатое или эруптивно-брекчиевидное строение литиеносных рудных тел, но это не имеет отношения ни к пегматитовой зональности, ни к представлению о дифференциации тел по схеме «альбитовый аплит — пегматит». В опорных обнажениях эруптивные контакты в последовательности БА — СА — сподуменовый гранит («альбит-сподуменовый пегматит») несомненны.

Таким образом, учитывая стадийность «1—4», надо признать длительность формирования литиеворудных даек, так что первичные их интрузии (БА, СА, альбитовый овоидофировый сподуменовый гранит) претерпели многократную переработку, в том числе до преобразования БА (и СА?) в бескварцевые альбититовые сахаровидные массы. В ряде мест можно наблюдать исходные породы, не оставляющие сомнения в том, что подавляющая масса даек сложена не пегматитами, а редкометалльными (сподуменовыми) гранитами (Бескин, Шмакин, 1980). Немаловажно и то, что наиболее богатые литиевые руды на Главном участке (наиболее богатые сподуменом) приурочены к лежачему боку «свиты» сподуменовых даек (Загорский, Кузнецова, 1990), что, конечно, противоречит пегматитовой зональности.

В целом фактический материал конкретных наблюдений не позволяет выстроить единую генетическую линию от безлитиевых пегматитов первого поколения (поздний интрузивный комплекс), развитых, например, на участках Стрелка, Утёсный, к литиеносным пегматоидам и пегматитам второго поколения (юный интрузивный комплекс), развитым в основном на Главном участке, а также к западу; и на Горбуновском участке. Геохимические данные в работе (Загорский, Кузнецова, 1990, с. 40—78) не противоречат, а скорее, подтверждают это.

ОБСУЖДЕНИЕ

Для пегматитоносных гранитовых систем, проанализированных на примерах не только Завитинского, но и Гольцового, Вишняковского, Коктогайского и других редкометалльных пегматитовых ареалов, характерно отсутствие среди ранних членов интрузивных серий сиенитоидов и появление в них высокоизвестковистых пород — тоналитов, плагиоадамеллитов и т. п. Это гранитоидные серии пониженной щелочности, отличные от серий повышенной щелочности с редкометалльно-редкоземельными, часто амазонитовыми пегматитами (Гордиенко, 1996; Бескин, Марин, 2017). В этих пегматитоносных узлах, кроме ранних высокоизвестковистых гранитоидов, как правило, картируется серия из многофазных гранитовых комплексов (Принципы.., 2007; Бескин, Марин, 2017): А — неравнозернистые биотитовые, роговообманково-биотитовые, двуслюдяные ранние граниты; Б — равнозернистые двуслюдяные и мусковитовые поздние лейкограниты с финальными дайками мелкозернистых лейкогранитов (с гранатом и турмалином) и пегматитов; В — микроклин-альбитовые и альбитовые, часто пегматоидные, юные редкометалльные граниты с пегматоидами и пегматитами. В международных классификациях подобные интрузивные серии обозначаются как I-S граниты. В отличие от гранитов А и Б, представленными весьма большими объемами, граниты В — это малые интрузии и, чаще, дайки, общие объемы которых несопоставимо малы по сравнению с (А + Б).

При детальном картировании в большинстве редкометалльных пегматитовых полей удается распознать два поколения гранитных пегматитов. Во-первых, это бериллоносные, нередко с тантало-ниобатами, иногда и с крупными пластинами мусковита, неотрывные от жильных гранитов Б. Во-вторых, это редкометалльные (Li, Ta, Cs, Be, Sn) натровые и натро-литиевые пегматоидные граниты и пегматиты, совокупно выступающие самостоятельным, завершающим серию интрузивным комплексом В (Бескин и др., 1999). О существовании двух поколений редкометалльных пегматитов сказано еще в классической монографии А. Е. Ферсмана; согласно известной классификации Н. А. Солового микроклиновые и микроклин-альбитовые пегматиты, без минералов лития — это первое поколение, а с минералами лития — второе. Пегматитам первого поколения (умеренно редкометалльным) присуща тенденция к образованию классической пегматитовой зональности, причем полезная минерализация в них концентрируется в центральных частях тел.

Различие пегматитов комплексов Б и В, фиксируемое при геологических наблюдениях, подтверждено и многими минералого-геохимическими данными (Загорский, Кузнецова, 1990; Гордиенко, 1996; Гранитные пегматиты, 1997; Бескин и др., 1999; Černý, Ercit, 2005; Hanson, 2016; Galliski et al., 2019; и др.). В то время как структура взаимосвязи «гранит — пегматит» в ассоциации лейкогранитов Б стандартная и общеизвестная, структура ассоциации В, которую принято называть «натро-литиевые пегматиты», не тривиальна. В отношении этой ассоциации в работах К. А. Власова (1961), Н. А. Солодова (1962), А. И. Гинзбурга и др. (1979), Г. Б. Мелентьева (2016) и других исследователей неоднократно обращалось внимание на то, что по внутреннему строению натро-литиевые редкометалльные пегматиты четко распадаются на два сообщества.

Первое, называемое «комплексные редкометалльные пегматиты», представлено в каждом из пегматитовых полей единичными более или менее объемными, обычно полого залегающими, часто линзовидно-изометричными телами. Для них характерна локализация в массивных вмещающих породах — гранитах, ортоамфиболитах, диабазах и др. Они отличаются несомненной внутренней — истинно пегматитовой — зональностью. Их внешние зоны сложены гранитовидными и (или) графическими агрегатами, промежуточные — блоковыми полевошпатовыми агрегатами, внутренние зоны — блоковыми кварц-полевошпатовыми или кварцевыми — с одновременными скоплениями редкометалльных минералов. Это комплексные редкометалльные месторождения, где наряду с литием важное (часто более важное) значение имеют тантал, цезий и рубидий. Главная редкометалльная минерализация концентрируется в центральных частях таких пегматитовых тел. Она представлена крупными кристаллами танталатов, берилла, касситерита, лепидолита, поллуцита, петалита, амблигонита, особенно крупными — сподумена (в том числе кунцита). Здесь же скопления крупнокристаллического клевеландита и цветных турмалинов. Примерами таких месторождений являются Коктогай (Китай), Берник Лейк (Канада), Бикита (Зимбабве), Карибиб (Намибия), Варутреск (Швеция), Вишняковское (Россия) и др. Во многих случаях добыча полезных минералов из подобных объектов предусматривает ручную рудоразборку и (или) промывку.

Второе сообщество, называемое «альбит-сподуменовые пегматиты», представлено породами-рудами, которые обычно слагают многочисленные протяженные крутые и наклонные дайки, группирующиеся в поля длиной до 10—15 км и более, чаще приуроченные к сланцеватым вмещающим породам. Для них характерны значительные превышения длины над мощностью (более 100 крат). В их внутреннем строении (в отличие от предыдущих), несмотря на присутствие крупнокристаллических (пегматоидных) агрегатов, отсутствует пегматитовая зональность, в частности, отсутствуют графические оторочки и кварцевые ядра. Очень часто преобладающий кварц-полевошпатовый агрегат, пусть и со сподуменом, является гранитовой массой типа гранитов В (Бескин, Шмакин, 1980; Бескин и др., 1999).

Грубокристаллические полиминеральные скопления, в том числе со сподуменом (иногда и с петалитом), присутствующие в подобных дайках, не имеют в них закономерного расположения, часто приурочены к лежачим бокам даек, что, конечно же, не характерно для классического пегматитогенеза. Нередко крупные кристаллы сподумена заполняют весь объем какого-то участка дайки, группируясь параллельно друг другу перпендикулярно контактам (несомненный признак бластеза в трещинах, возникших из-за бокового сдавливания даек). В таких дайках сподумен, иногда и петалит, являются породообразующими минералами, в связи с чем средние содержания Li₂O иногда достигают 1—3 % (это существенно больше, чем содержания в комплексных редкометалльных пегматитах, где литиевые минералы выступают, хотя порой и обильными, но акцессориями).

Ко второму сообществу принадлежат такие литиевые месторождения, как Завитинское, Тастыгское, Колмозеро (Россия), Кингс-Маунтин (США), Парунское (Афганистан) и мн. др. О том, что рудными их телами, повторим, являются сподуменовые граниты, говорит и то, что при отработке подобных объектов обязательно применяется флотация.

В международных классификациях комплексные пегматиты, а иногда и только литиевые альбит-сподуменовые «пегматиты» (сподуменовые граниты) обозначаются как LCT-пегматиты (Černý, Ercit, 2005).

Авторы, на основании опыта полевых наблюдений (Бескин и др., 1979, 1998, 1999; Бескин, Шмакин, 1980) и анализа публикаций Б. А. Дьячкова, А. И. Гинзбурга, В. В. Гордиенко, В. Е. Загорского, Л. Г. Кузнецовой, Л. Н. Россовского, В. М. Макагона, Н. А. Солодова, А. В. Ткачева, считают, что поиски «материнских гранитов» для так называемых «альбит-сподуменовых пегматитов» бессмысленны, ибо это не пегматиты, а граниты, хотя и особенные. Можно утверждать, что «альбит-сподуменовые пегматиты» и есть гранитовая составляющая ассоциации «В». В основе она имеет кварц-микроклин-альбитовую массу «порфиробластовой» структуры, по Н. А. Солодову (1962), в том числе со сподуменом. По существу это сподуменовые граниты (рис. 5) алахинского типа (Кудрин и др., 1994; Анникова и др., 2016). Сделанная, казалось бы, терминологическая поправка «гранит, а не пегматит» имеет научные и прогнозные следствия. В общенаучном смысле важно то, что решается проблема материнских гранитов, снимаются возражения против пегматитового статуса «альбит-сподуменовых пегматитов», занимающих в истории магматизма самостоятельный, но не пегматитовый (Загорский и др., 2014), а сподумен-редкометалльно-гранитовый этап, завершающийся формированием своих — истинных — комплексных пегматитов.

Прогнозные следствия основаны на том, что детальные документации позволили в ряде случаев установить несомненное залегание комплексных редкометалльных пегматитов в «головах» или в висячих боках подводящих даек «альбит-сподуменовых пегматитов», т. е. на самом деле редкометалльных сподуменовых гранитов. Это показано на примере Завитинского месторождения (миниатюрные тела комплексных пегматитов — жилы Полиминеральная, Псевдокунцитовая, Петалитовая и др.). На месторождении Шукбюль (Тува) задокументирована локализация тела комплексных редкометалльных пегматитов (с поллуцитом) в верхнем раздуве смыкающихся даек пегматоидных сподуменовых гранитов (Кузнецова, Шокальский, 2011). То же самое наблюдается и на пегматитовых полях Аргентины: комплексные редкометалльные Ta-пегматитовые руды с гигантскими кристаллами сподумена (Сан-Луис-2) поверх Li-рудных даек микроклин-альбитовых гранитов с маленькими «досочками» сподумена (Сан-Луис-1) (Galliski et al., 2019, p. 432, 434, fig. 9, c).

«Внутри-сподумен-гранитовые», истинно пегматитовые тела (комплексные редкометалльные пегматиты) наглядно видны на месторождении Васин Мыльк в Вороньей Тундре на Кольском полуострове. Здесь известно поле, где наряду с преобладающими дайками (1—1.3 км, мощность до 15 м) сподуменовых гранитов («альбит-сподуменовых пегматитов»), отличающихся отсутствием зональности, в их «головах» присутствуют неотрывные от них жилы (длина не более 350 м, мощность от 3 до 14 м) комплексных редкометалльных пегматитов с четким зональным строением. Внешняя зона, субстрат которой является сподуменовой рудой (с колумбитом и бериллом), сложена тем же агрегатом, что и дайки сподуменовых гранитов, промежуточная — безрудной блоковой калишпатовой пегматитовой породой. Внутреннее ядро содержит наряду с блоками кварца крупные кристаллы сподумена, а также скопления крупных индивидов танталита, микролита, поллуцита, петалита, амблигонита, лепидолита, то есть это комплексные редкометалльные руды (Мелентьев, 2016). Охарактеризованные особенности пегматитов Вороньей Тундры не могут не привлечь внимание к тексту в книге (Гранитные пегматиты, 1997, с. 126—127). По поводу известнейшего австралийского танталового месторождения там сказано следующее: «Зональность тел необычна и вообще уникальна, поскольку литиевые зоны, которые должны кристаллизоваться последними и располагаться в центре, в пегматитовых телах поля Гринбушес находятся нередко в лежачей и висячей приконтактовых частях». Оставляя в стороне компетентность авторов этих строк, фиксируем совпадение обстановок Вороньей Тундры и Гринбушес и фактически прогнозируем скрытое литиевое месторождение, представленное подводящими дайками сподуменовых гранитов, образующими также внешние — гранитовые — зоны известных танталовых комплексных редкометалльных пегматитовых тел.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В некоторых пегматитоносных ареалах в конце формирования среднебарических стресс-гранитоидных серий, после позднего лейкогранитного комплекса в ряде случаев возникают самостоятельные комплексы сподуменсодержащих редкометалльных (с танталониобатами) микроклин-альбитовых гранитов, обычно представленных протяженными дайками, суммарный объем которых соизмерим с объемом малых интрузий (Бескин, Марин, 2017). Наиболее известными литиевыми месторождениями этого вида являются Кингс-Маунтин (США), Завитинское, Гольцовое, Колмозеро, Полмос-Тундровое и Тастыгское (Россия). Запасы лития в месторождениях данного типа достигают миллионов тонн.

Можно предполагать, что под крупными комплексными (Ta, Сs, Rb, Li, Be, Sn) пегматитовыми месторождениями, такими как Коктогай (Китай), Берник Лейк (Канада), Бикита (Зимбабве), Карибиб (Намибия), Варутреск (Швеция), Вишняковское (Россия), может залегать свита даек сподуменсодержащих редкометалльных гранитов (т. е. самостоятельное месторождение лития), которые принято называть «альбит-сподуменовыми пегматитами». Это задокументировано на крупнейшем комплексном редкометалльном, в первую очередь — танталовом, пегматитовом месторождении Гринбушес (Австралия), под которым (в структурно-геологическом смысле) обнаружено и оконтурено самостоятельное промышленное литиевое сподуменовое месторождение, ныне дающее 60 % сподуменового концентрата мира (Наумов, 2016). Подобное зафиксировано и на Вишняковском комплексном, прежде всего танталовом, пегматитовом месторождении, где отдельными скважинами подсечены подводящие дайки «мелкозернистых пегматитов с горошковидным кварцем», часто насыщенные сподуменом: кондиционные литиевые руды (Быховский, Потанин, 2009, с. 77). Но это — скрытое литиевое — месторождение пока не оконтурено.

Сказанное входит в противоречие с признанными классификациями (Власов, 1961; Солодов, 1962; и др.), согласно которым сподумен-альбитовые дайки из-за их насыщенности сподуменом (иногда и петалитом) считаются конечными дифференциатами редкометалльного пегматитогенеза. Хотя тех же авторов удивляет, что в этих дайках нет пегматитовой зональности и несомненных индикаторов такой дифференциации: нет поллуцита, цветных турмалинов, кунцита, воробьевита, лепидолита, высокотанталистых танталатов. Напротив, задокументированный в работах Н. А. Солодова (1962) и Г. Б. Мелентьева (2016) «переход» с глубиной комплексных редкометалльных пегматитов в альбит-сподуменовые служит несомненным геологическим свидетельством того, что комплексные пегматиты являются дифференциатами подводящих даек материнских для них микроклин-альбитовых или альбитовых редкометалльных гранитов (обычно со сподуменом), в том числе часто — сподуменовых гранитов, являющихся литиевыми рудами.

About the authors

Semen M. Beskin

Institute of Mineralogy, Geochemistry and Crystalochemistry of Rare Elements of the RAS

Email: yubmarin@yandex.ru

senior researcher

Russian Federation, Moscow

Yuri B. Marin

Saint-Peresburg Mining University

Author for correspondence.
Email: yubmarin@yandex.ru

Corresponding member of RAS, professor

Saint-Petersburg

References

Supplementary files