книги из ГПНТБ / Петраченко, Р. И. Вторичные кварциты, пропилиты и оруденение в мезозойских и кайнозойских эффузивах Приморья
.pdfустанавливаются предположительно. Редким реликтом может быть только кварц. Иногда сохраняются очертания замещенных минералов. Породы сформировались в процессе многостадий ного гидротермального воздействия, претерпели неоднократные тектонические подвижки, местами превращены в перетертый или дробленый минерал. Прежде чем переходить к характери стике пирофиллптсодержащих пород, надо подчеркнуть, что диагностика пирофиллита весьма трудна как в полевых усло
виях, так |
и при петрографическом |
изучении. По величине |
уг |
|
ла 2V оптически минерал отличается |
от |
мусковита, но опреде |
||
лить угол |
оптических осей можно было |
только в крупных |
кри |
сталлах, где чешуйки достигали 0,2—0,5 м. Когда имели дело с тонкочешуйчатым минералом, похожим на серицит или пирофил лит, проводился химический анализ содержания щелочей в поро де. Пирофиллптсодержащне зоны на картах и разрезах оконтуривалнсь с учетом всех полученных данных. Сопоставление ре зультатов химических анализов и петрографических наблюде ний приводит к предположению о существовании пирофиллитсерицитовых пород (щелочи содержатся в количестве, не отве чающем содержанию слюдоподобного минерала в шлифах). На этом основании выделяются каолииит-серицит-пирофиллитовые
кварциты. |
кварциты точно |
устанавливаются |
Пирофиллит-диккитовые |
||
в бортах руч. Серного и в |
150 м к северу |
от него почти на |
кромке береговых обрывов. Более определенное место они зани
мают в вертикальном разрезе главного |
тела вторичных квар |
|||
цитов на интервале 65—75 м. Состоят |
из |
кварца вторично |
||
го (70—50%), |
реликтов первичного кварца, |
пирофиллита |
(10— |
|
20%), диккита |
(5— 15%), рутила, пирита,редко турмалина |
(1— |
2%), андалузита. В них может присутствовать сера, выделяв шаяся по трещинам пли метасоматически развивающаяся в ос новной массе породы, среди зерен вторичного кварца.
Пирофиллит и днккит раздельно выполняют участки породы, иногда напоминающие псевдоморфозы по фенокристам плагиок лаза. У обоих минералов чешуйки очень тонки: у диккита — ты
сячные доли |
миллиметра, |
максимум 0,05 мм, у пирофилли |
||
та— 0,05—0,1 |
мм. В единичных шлифах |
наблюдались |
микро |
|
прожилки (0,015—0,08 мм) |
с диккитовой |
центральной |
частью |
и пирофиллитовой каймой. Химический состав пирофиллит-дик- китового кварцита приведен в табл. 4 под № 3768.
Диаспор-пирофиллит-диккитовые кварциты представляют со бой наиболее ярко и четко выраженную разновидность высоко глиноземистых пород на описываемом поле. Они занимают цент ральное положение в главном рудном теле и в более мелких те лах к югу и северу от него. Зоны диаспор-пирофиллит-диккито-
вых пород оконтуриваются |
по признаку |
появления |
диаспора |
в количестве свыше 1—2%. |
Кроме трех |
названных |
минералов |
икварца, в этих породах присутствуют андалузит, пирит, рутил.
Вчисле поздних минералов развиты сера, аурипнгмент, реаль-
31
|
|
|
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а 4 |
|
Химический состав (вес. %) |
высокоглиноземистых кварцитов |
|
|||||||
Окисел |
|
|
|
|
II |
|
|
|
Ш |
3768 |
3825 |
|
3784 |
3826 |
16 |
среди. |
3788 |
3830 |
|
|
|
||||||||
SiOo |
66,12 |
76,24 |
|
73,94 |
72,09 |
70,60 |
73,22 |
62,39 |
21,10 |
тю2 |
0,58 |
0,67 |
|
0,70 |
0,61 |
0,96 |
0,73 |
1,40 |
2,70 |
А120з |
19,09 |
16,29 |
|
18,08 |
16,13 |
15,42 |
16,48 |
22,54 |
35,37 |
Fe20 3 |
2,25 |
0,95 |
|
1,76 |
0,00 |
0,77 |
0,87 |
4,23 |
14,45 |
FeO |
0,56 |
0,39 |
|
0,11 |
0,99 |
1,83 |
0,83 |
0,56 |
0,50 |
MnO |
0,00 |
0,00 |
|
0,003 |
0,00 |
0,00 |
0,01 |
0,00 |
Сл. |
MgO |
0,74 |
1,81 |
|
0,32 |
0,00 |
0,20 |
0,58 |
0,00 |
0,13 |
CaO |
0,42 |
0,00 |
|
0,04 |
0,12 |
2,20 |
0,59 |
0,07 |
0,37 |
Na20 |
0,09 |
0,24 |
■ |
0,21 |
0,08 |
0,05 |
0,14 |
0,13 |
0,11 |
КзО |
0,10 |
0,16 |
|
0,13 |
0,11 |
0,08 |
0,14 |
0,21 |
0,11 |
p2o5 |
He onp. |
He onp. |
He onp. |
He onp. |
0,03 |
He onp. |
He onp. |
1,11 |
|
h2o - |
0,00 |
0,00 |
|
» |
0,00 |
0,28 |
» |
0,45 |
0,69 |
5обЩ |
He onp. |
He onp. |
He onp. |
He onp. |
7,28 |
He onp. |
He onp. |
6,23 |
|
П. п. n. |
10,91 |
3,47 |
|
5,25 |
10,27 |
|
4,75 |
8,04 |
17,18 |
Сумма. . |
100,86 |
100,22 |
100,54 |
100,40 |
99,70 |
100,22 |
100,02 100,05 |
||
I — пирофиллит-диккитовые; |
II — днаспор-пнрофиллнт-днккнтовые; |
III — диаспор- |
|||||||
пнрофпллнтовые породы. Обр. № 16 и 3830 — с самородной серой. |
|
|
|||||||
Анализ |
16 выполнен в лаборатории ПГУ, остальные— |
в лаборатории ДВГИ. |
гар, мельниковит. Местами породы насыщены тонкой вкраплен ностью пирита, отчего приобретают сизо-серый цвет. Чистые диаспор-пирофнллит-диккитовые породы (без серы и сульфи дов) белые, имеют различную твердость в зависимости от коли чественных соотношений главных минералов. В случаях обогаще ния пирофиллитом или диккитом приобретают жирный блеск. Реликтовые структуры почти не различаются. Под микроскопом породы имеют лепидогранобластовую структуру с порфиробла-
стами диаспора (0,2— 1,0 мм) |
на фоне |
более мелкозернистой |
|
и тонкочешуйчатой |
основной |
массы |
пирофиллнт-кварцевого |
состава. Количество |
диаспора |
колеблется от 2 до 20%, дикта |
та— от 2 до 15%• Размещение диаспора обычно неравномерное, в виде прожилков и скоплений. Пирофиллит и диккит также развиваются неравномерно, образуя подобие псевдоморфоз по крупным кристаллам. Иногда видно разъедание диаспора пиро филлитом. Диккит в некоторых шлифах как бы цементирует диаспор и пирофиллит. Вся основная существенно кварцевая масса насыщена мельчайшими (0,05 мм) кристаллами рутила
32
и более крупными (от 0,08 до 0,1 мм) — пирита. Рутил образует включения и сростки с кварцем и пирофиллитом.
В диаспор-пирофиллпт-диккнтовых кварцитах в исключитель но редких случаях отмечается бесцветный турмалин (левый бе рег руч. Серного в нижнем течении). Взаимоотношения турма лина и диаспора не ясны. В некоторых шлифах диаспор выгля дит изъеденным, замещенным пирофиллитом, а турмалин обра зует радиально-лучистые агрегаты вполне идиоморфных кри сталлов размерами до 0,5 мм. Более того, турмалин внедряется
взерна диаспора, являясь, вероятно, более поздним минералом. Среди диаспор-лирофнллпт-днккитовых кварцитов небольши
ми участками (линзами) располагаются породы диаспор-пирро- фпллит-кварцевые и диаспор-пирофиллитовые, почти лишенные кварца, но насыщенные гематитом и рутилом. Химический со став бескварцевых пород приведен в табл. 4 под №3830.
В высокоглпиоземпстых породах намечается две генерации |
||
диаспора и пирофиллита: первая в виде псевдоморфоз |
и лепи- |
|
догранобластового |
агрегата по всей массе породы, |
вторая — |
в виде маломощных |
(0,1—0,2 мм) прожилков зонального строе |
ния (в центре диаспор, по краям пирофиллит).
Цуниитовые кварциты встречены в одном из тел в северной части поля в бортах руч. Безымянного. Ими сложена осевая зо на тела. Исходные породы — биотитовые граниты или гранодиориты. Вторичная структура лепидогранобластовая, текстура ча сто таксптовая. Породы сложены кварцем первичным и вторич ным (50—60%), цушштом (5— 10%), дпккитом (10—20%), пи рофиллитом или мусковитом (5—25%), пиритом (2-—3%) и гид роокислами железа. В отдельных шлифах обнаруживается то
паз (1—4%), энаргпт (4%), сера (1—3%). |
По |
химическому |
||
анализу (К2О = 0,71%, Na20 = 0,09) |
и значениям |
угла отпнче- |
||
ских осей, колеблющимся от 5 до 55°, можно |
предполагать на |
|||
личие мусковита (7—8%) п пирофиллита. Эти |
минералы, иног |
|||
да вместе с диккптом, выполняют участки породы, |
напоминаю |
|||
щие псевдоморфозы. Размеры чешуек слюды |
0,1—0,2 мм, гли |
|||
нистого минерала — 0,01—0,005 |
мм. |
Диккит |
(подтвержденный |
|
термическим анализом, см. рис. |
27, обр. 184) |
образует, кроме |
того, четкие прожилки. Цуниит представлен правильными окта эдрическими кристаллами размерами в поперечнике 0,2—ОД максимум 1,0 мм, бесцветными, изотропными. Грани его разъе дены кварцем, а по трещинкам в них проникает лимонит. Топаз представлен бесцветными идиоморфнымн короткопризматпческпми кристаллами размерами 0,05—0,15 мм. Парит образует рассеянную вкрапленность идиоморфных кристаллов. Энаргит редко вкраплен в дпккит-кварцевый агрегат. Количества топа за, цуниита, энаргита резко колеблются даже в пределах цент ральной зоны мощностью 14 м, а в соседних зонах муековнтцпккитовых кварцитов эти минералы уже не встречаются.
Лндалузитовые кварциты встречены только в одном неболь шом выходе в 160 м к югу от устья руч. Серного. Состоят из
3 Р. И. Петриченко |
33 |
кварца (50—55%), анлалузнта (10%), серицита (25%), каоли нита (10%), рутила. Андалузит образует хорошо выраженные агрегатные псевдоморфозы по крупным кристаллам плагиокла за (см. рис. 21). По периферии псевдоморфоз развивается кай ма из слабоанизотропного глинистого минерала (каолинит?), а еще далее — серпцитовая зона. Глинистый минерал замещает андалузит.
В виде небольшой примеси мелких, обычно ксеноморфных зерен андалузит встречен в днаспор-пирофпллит-диккнтовых кварцитах в главном рудном теле.
Серное и мышьяковое оруденение. Серная минерализация — одна из интереснейших особенностей Брпнсровского поля. Это единственное изученное проявление серы в Приморье. Анало гичных типов серосодержащих пород неизвестно и в районе широ кого развития вторичных кварцитов в Хабаровском крае. Толь ко в Магаданской области открыто (но остается не изученным) одно проявление алунптовых кварцитов с серой. Между тем потребности в сере на Дальнем Востоке велики и растут с каж дым годом. Именно это обусловило большой интерес к Бринеровскому серному проявлению и потребовало детальных гео логоразведочных работ. К сожалению, залежи серы оказались непромышленными.
Серное и сопутствующее ему мышьяковое оруденение лока лизуется в пределах наиболее крупного тела вторичных кварци тов по левому берегу руч. Серного. Форма серосодержащего те ла определяется конфигурацией самих вторичных кварцитов. В плане главное сернорудное тело представляет собой вытяну тую в северо-восточном направлении линзу длиной около 300 м при сильно изменчивой ширине — от20до120 м (см. рис. 3). В по перечном разрезе форма тела приближается к треугольной. Максимальный размах серной минерализации совпадает с цент ральными зонами наиболее полно и глубоко метаморфизованных пород. Глубина распространения серы в центральных зонах достигает 90 м, но содержание ее с глубиной заметно умень шается. В целом интенсивность оруденения очень неравномерна, и контуры рудного тела сложны и прихотливы. Содержание се ры колеблется от десятых долей до 8%, хотя в образцах из сва лов пород достигало 30%- В Бринеровском проявлении выделяют ся метасоматнческий и прожилково-вкрапленный типы серного оруденения. Метасоматические руды занимают центральную
часть главного |
тела вторичных кварцитов на Серном участке |
и центральную |
зону на участке руч. Безымянного. Серные руды |
можно подразделить на богатые (более 5%) и бедные (2—5%). Это деление не отвечает промышленным требованиям и принято для данного проявления потому, что с содержанием серы связа ны различия в петрографо-минералогическом облике пород.
Богатые серные руды в свежем состоянии имеют зеленова тый или желто-зеленый цвет, средне-и мелкозернистую структу ру; они массивны, но легко разрушаются. При окислении и вы
34
ндпоморфные призматические или стреловидные кристаллы реальгара и аурпппгмента рассекают все минералы, в том чис ле серу (см. рис. 22). Более поздним по отношению к сере п аурппигмеиту выглядит мельнпковнт: пятнистыми массами он
«наползает» |
на эти минералы. Цвет мелышковита в шлифе бу |
|||
рый, землистый, строение скрытокристаллическое. |
|
|||
Породы |
с малым количеством |
серы |
(1—5%) содержат |
|
кварц (60—75%), диаспор, дпккнт |
(по 3— 10%), иприт, |
рутил, |
||
лейкоксен, |
ауриппгмеит, реальгар. |
В этих |
же породах |
обнару |
жен алунит, выполняющий пустоты в виде рыхлого, сыпучего тонкозернистого материала (подтвержден термограммой, рис. 20, обр. 500). Диаспор, пирофиллит образуют более пли менее чет ко выраженные псевдоморфозы по крупным фенокристаллам. Диаспор отчасти разъедается диккптом. Последний в шлифах обычно окрашен адсорбированными нм охрами мышьяка и же леза в зеленовато-желтый цвет. Чешуйки диккпта часто доста точно крупные, причем бывают собраны в радиально-лучистые агрегаты с длиной луча 0,003—0,004 мм. Отмечаются полусфе ры и червеобразные формы чешуек. Минерал подтверждается термическим анализом (см. рис. 27, обр. 3751).
Сера в слабооруденелых породах заполняет промежутки между зернами кварца в основной массе, образует капле- и ни тевидные выделения бледно-бурого цвета с типичным высоким двупреломленпем третьего порядка. Ауриппгмеит в бедных сер ных рудах образует не только крупные кристаллы, но и бесфор менные агрегаты мелких зерен, визуально желтые, в шлифе бу роватые. Иногда он развивается в виде каймы по крупным участкам породы (первичным псевдоморфозам) пли образует прожилки.
Прожплково-вкраплепное оруденение дает незначительные содержания серы. Она выделяется в виде желваков, линз и пло хо выраженных нитевидных прожилков вдоль трещин во вто ричных кварцитах дпаспор-ппрофпллпт-диккнтового и каолп- нит-сернцптового состава в отличие от метасоматпческой серы, развивающейся только в диаспор-пирофпллпт-диккитовых поро дах. Размеры линзочек серы составляют 0,5— 1,5 см, сера ян- тарпо-желтая, чистая. Встречается на большом интервале глу бин (от 30 до 100 м) в основной зоне главного рудного тела.
Несколько отличный минералогический состав имеют серные руды на руч. Безымянном. Содержание серы здесь небольшое, в пределах нескольких процентов. Сера развивается в зоне цу- ниит-пирофиллпт-днккитовы.х кварцитов, размещается среди диккита или пирофиллита в виде мономинеральных агрегатов. Ин тересны сочетания серы и цуниита,этих двух разнотемператур ных минералов. Крупные идиоморфные кристаллы цуниита окаймляются серой, которая, очевидно, заместила пирофиллит или днккит.
Образование серы обычно связывают с растворами, доста точно насыщенными H2S, поступающими в высокие горизонты
36
е атмосферным кислородом. Диссоциация H2S и окисление се ры, по мнению отдельных исследователей, например, А. Г. Бетехтина (1953), резко усиливаются после отделения галогенов.
Иное объяснение генезиса серы приводят Л. Г. Воронова и С. С. Сидоров (1966): «...Поверхностное образование серы па рогазовыми струями обусловлено взаимодействием H2S и S02. Процесс накопления серы в результате окисления кислородом воздуха имеет в данном случае подчиненное значение» (стр. 152). С. С. Сидоров считает возможным благоприятным фактором для образования серы в поверхностных условиях присутствие НС1, играющей каталитическую роль.
Из изложенного видно, что нет признанных, достаточно под твержденных опытными данными представлений о химизме об разования серы из современных газо-гпдротерм. Тем более сло жен этот вопрос в отношении более древних проявлений серы, в том числе мезокайнозойских сихотэ-алинских.
Взаимоотношения серы с минералами вторичных кварцитов на описываемом проявлении, следы дробления метасоматитов, прожилковые образования серы говорят о том, что она выдели лась в позднюю стадию минерализации в связи с «подновлением» и приоткрыванием тех тектонических нарушений, по которым поднимались более ранние кислые гидротермы. Характер преоб ладающих кислотных реагентов и температура растворов меня лись от высокотемпературных (300—400° С) — с преобладанием галогенидов, до низкотемпературных (100—50° С ) — с преобла данием H2S п S02. Наложение серного, а затем мышьякового ору денения на зоны наиболее глиноземистых кварцитов доказыва ет общность путей движения растворов и, в конечном итоге, парагенетическую связь вторичных кварцитов и сульфидно-серного оруденения.
Огипсоваиие вторичных кварцитов — редкое |
явление в Брп- |
||||||
неровском поле. Возникновение сульфата кальция, |
так же, |
как |
|||||
и кальцита, |
происходило в заключительные |
стадии |
преобразо |
||||
вания пород, |
возможно, за счет растворения |
кальцита и связы |
|||||
вания кальция серной кислотой. Последняя |
получилась |
при |
|||||
окислении серы атмосферным |
кислородом. |
Прожилок чистого |
|||||
гипса |
мощностью 1— 1,5 см обнаружен на |
глубине 90 м, а на |
|||||
160 м |
гипс |
насыщает ■породу |
более или |
менее |
равномерно. |
Минерал подтвержден оптическим, рентгеноструктурным, терми ческим и химическим анализами (табл. 19, 23, рис. 23, обр. 4062). На поверхности огипсоваиие наблюдается вблизи зон интенсив-. пой турмалпиизации, на поверхности молодых, хорошо выражен ных нарушений. Гипс несколько загрязнен кварцем, глинистой
массой — отсюда и |
повышение содержания Si02 и А120 2 |
(табл. 19, обр. 4215). |
Термический анализ дает стандартную |
кривую нагревания (рис. 23, обр. 4215).
З о н а л ь н о с т ь в т о р и ч н ы х к в а р ц нт о в п п р о п и л л н- тов. Наиболее развернутый, т. е. полифацнальный ряд горизон тальной зональности наблюдается в современном срезе главного
37'
сернорудного тела вторичных кварцитов в бортах руч. Серного.
Он представлен следующим набором фаций (от |
периферии к цент- |
ру ореола изменений): пропилитизированные |
и сернцнтизиро- |
ванные породы, кварциты — серицнтовые, каолннит-серицитовые, каолннит-серицит-пирофиллнтовые, диаспор-пирофнллит-днкки- товые, диаспор-пирофиллитовые малокварцевые породы. Дру гой ряд зональности проявлен в руч. Безымянном: слабо пропи литизированные породы, серицитизированные и окварцоваиные граниты, кварциты—серицнтовые, диккит-пирофиллитовые (воз можно, с мусковитом), цуниит-пирофиллнт-диккитовые (возмож но, с серицитом). В последней зоне присутствуют в небольших
количествах топаз, энаргит, пирит. В более |
мелких |
телах с не |
столь интенсивным процессом метасоматоза |
число зон гораздо |
|
меньше. Они могут быть выражены такими |
рядами: |
серицити |
зированные гранптоиды—серицнтовые кварциты—апдалузпт-се- рицитовые кварциты или серицнтовые кварциты—каолннит-се рицитовые кварциты. Своеобразные ряды зональности образу
ются в связи с обильной турмалинизацией. |
Турмалин-серицито- |
вые кварциты вклиниваются в зональность |
очень многих тел, |
а в ряде случаев они сами занимают осевое |
положение, окайм |
ляясь серицитовыми кварцитами. |
|
В размещении выделенных зон наблюдается грубая симмет рия пли концентричность по отношению к осевым поверхностям, отвечающим, очевидно, зонам тектонических нарушений. Мощ ности зон изменчивы и колеблются в больших пределах — от не
скольких до сотен метров |
(см. рис. 3, 4). |
|
разрезе за |
||
Характер, |
мощность и число зон в вертикальном |
||||
висят от его положения |
по отношению к осевым поверхностям. |
||||
Максимальная мощность |
гидротермально |
измененных |
пород — |
||
210 м — установлена в левом борту руч. |
Серного |
по |
скважи |
||
не 4а (см. рис. 4). Здесь же наблюдается самый полный |
разрез с |
||||
наибольшим |
числом фациальных разновидностей |
измененных |
пород. Он представлен следующими зонами (сверху вниз):
1)диаспор-пирофиллит-дпккитовые кварциты с локально развитыми линзами высокоглнноземистых дпаспор-ппрофнлли- товых, но бедных кварцем пород (53 м);
2)пирофиллпт-диккитовые кварциты (16 м);
3)каолинпт-серицит-пирофиллитовые кварциты;
4)каолииит-серицптовые кварциты или каолиннтсодержащие серицнтовые кварциты;
5)серицит-мусковитовые грейзеноподобные кварциты и му- сковнт-кварцевые породы;
6)хлоритизированные и серицитизированные гранодиорнты. Изменения минералогического состава пород с глубиной со
ответствуют повышению роли щелочей (табл. 5), т. е. уменьше нию кислотности растворов на более низких уровнях выщелачи вания. Вертикальная зональность в общих чертах повторяет ряд горизонтальной зональности, но есть разница в характере крае вой поверхностной и самой глубинной зоны. На поверхности
38
краевая зона вторичных кварцитов представ лена обычными серицптовыми кварцитами с тонкочешуйчатым серицитом и микрогранобластовым кварцем; на глубине вместо них мы встречаем породы с относительно крупной слюдой и первичным или крупнозернистым кварцем неясного генезиса.
Различные вариации вертикальной зональ ности наблюдаются по мере удаления от осе вой части тела вторичных кварцитов. Напри мер, в северной и западной частях главного тела разнообразнее представлены пропилиты и пропилитизнрованные породы, наблюдается переслаивание и повторение отдельных частей разреза. Так, в скважине 1 намечается разрез (сверху вниз):
1) сернцит-хлорпт-кварцевые пропилиты
смалой ролью карбонатов;
2)слабо пропилитизнрованные грано-
диориты;
3)серицит-хлорит-карбонатные пропилиты;
4)серицитовые кварциты;
Т а б л и ц а 5
Содержание щелочен (вес. %) в гидротермально из мененных породах осевой зоны (вер тикальный разрез)
Глуби |
О |
NajC |
на, |
|
|
м |
|
|
10 |
0,07 |
0,10 |
25 |
0,05 |
0,08 |
31 |
0,05 |
0,10 |
53 |
0,20 |
0,10 |
69 |
0,33 |
0,11 |
81 |
2,59 |
0.15 |
101 |
1,76 |
0,21 |
111 |
2,70 |
0,46 |
115 |
3,16 |
0,38 |
125 |
3,66 |
0,25 |
130 |
2,30 |
0 40 |
167 |
1,91 |
0,64 |
173 |
3,07 |
0,23 |
176 |
3,43 |
0,21 |
212 |
1,56 |
0,69 |
5)каолииит-серицитовые кварциты;
6)серицитовые кварциты;
7)серицитизированные, хлоритизированные и карбонатизиро-
ваниые граиодиориты.
Появление вторичных кварцитов на глубине связано с опе ряющим тектоническим нарушением, вдоль которого кислотный метасоматоз был интенсивнее, чем в вышележащих породах. Нарушение закономерной смены фации происходит и в случаях наложения последующих гидротермальных изменений на более ранние. Карбонатизация, хлорнтизация, цеолитизация наклады ваются на пирофиллит-диккитовые, серицитовые, турмалнн-сери- цнтовые кварциты; серное и мышьяковое оруденение — на вы сокоглиноземистые и другие фации.
В заключение геолого-петрографического описания Бринеровского поля подчеркнем следующее:
1.Вторичные кварциты развиты на контакте многофазной интрузии граиодиоритов с туфо-эффузивными породами анало гичного состава. Непосредственными контролирующими факто рами пространственного размещения вторичных кварцитов яв ляются тектонические нарушения. Зональности в отношении контакта интрузии не наблюдается: метаморфизм проявлен преимущественно в южной части интрузии по зонам, секущим гранитоиды и туфы. Кроме того, маломощные зоны вторичных кварцитов и грейзеноподобных пород развиты в центральной ча сти эрозионного среза интрузии.
2.Для состава измененных пород характерно интенсивное развитие диаспора, пирофиллита при резко подчиненном зна-
ченин андалузита, широкое распространение галогенсодержа щих минералов: турмалина, цуппта, топаза, ничтожно малое
развитие алунита |
в позднюю |
стадию |
метаморфизма. Серное |
|||
и мышьяковое оруденение |
наложено |
на |
вторичные |
кварциты |
||
вдоль осевых зон. |
Наряду |
с |
типичными |
фациями |
вторичных |
кварцитов развиты мусковит-кварцевые породы грепзепового облика.
Весь облик фаций вторичных кварцитов по минералогиче ским и химическим особенностям можно отнести к высокоглпноземистому галогеисодержащему ряду со слаборазвитыми про дуктами сернокислотной стадии. Формирование его связано с по ступлением растворов из глубоких частей кристаллизующегося магматического очага, производными которого явились последо вательно все фазы Берегового интрузива. Частично изменения обязаны действию остаточных растворов наиболее кислых днфференцпатов магмы—лейкократовых гранитов. С ними, как правило, связаны окварцеванне и серицитизацня с образовани ем грейзеноподобных пород. Более разнообразные метасоматпческие изменения вызваны поступлением гндротерм по трещин ным зонам после внедрения фаз граиодпорптов и гранитов. Наиболее глубокие зоны измененных пород — мусковптизпрованных и окварцованных — формировались в обстановке, близ кой к автометасоматической грейзенпзации. В связи с поступ лением растворов в более открытые полости трещин в апикаль ных частях интрузии, падением давления и температуры и раз ложением комплексных соединений (Беус, 1963) кислотность их нарастала. Максимальная кислотность проявилась в образо вании высокоглиноземистых пород, в отличие от грейзенпзации, при которой максимальное кислотное выщелачивание приводит к образованию монокварцевых пород. Дальнейшее падение тем пературы и нейтрализация растворов по мере взаимодействия их с породами привели к образованию специфического комплек са минералов вторичных кварцитов. В сернокислотную стадию выщелачивания, обязанного пульсацнониому поступлению ра створов, обогащенных сернистыми соединениями, еще больше усиливается разница между грейзеиамн и вторичными кварци тами. Таким образом, несмотря па сходство процессов па ран них стадиях, близповерхностные условия формирования в связи с неглубоко залегающими магматическими очагами определили отличие вторичных кварцитов от грейзеиов.
ЕВСТАФЬЕВСКОЕ ПОЛЕ |
|
Евстафьевское поле расположено в южной |
части Восточно |
го вулканогенного пояса Сихотэ-Алиня в зоне |
Прибрежной ан |
тиклинали (VI на рис. 1). Гидротермально измененные породы развиты на участке побережья Японского моря к югу от бухты Евстафия. На площади около 30 км? здесь выделяется несколь
ко