книги из ГПНТБ / Рудакова Ж.Н. Оловоносные граниты Юго-Западного Забайкалья

точном контактах он прерывист и ширина его измеряется

единица­

ми

сотен

метров.

Это

у к а з ы в а е т

на

то,

что северный и

з а п а д н ы й

контакты

штока

пологие, а ю ж н ы й

и

восточный — крутые .

В Б а д ж и р а е в с к о м

штоке

отчетливо

в ы д е л я е т с я эндоконтакто -

в а я

ф а ц и я , представленная

г р а н и т - п о р ф и р а м и . Г р а н и т - п о р ф и р ы

нистые граниты центральных частей штока .

В крутом

ю ж н о м

кон­

такте западной части штока гранит - порфиры на с а м о м

к о н т а к т е

переходят

в фельзит - порфиры .

В а п и к а л ь н ы х

гранит - порфирах

н а б л ю д а ю т с я

мелкие

пегматоидные ш л и р ы ,

с л о ж е н н ы е

полевым

ш п а т о м и кварцем,

и

изометричные

в к р а п л е н н и к и

арсенопирита,

и м е ю щ и е 1—2

см в д и а м е т р е .

Гранит - порфиры

с о д е р ж а т

большое

количество

ороговикованных

ксенолитов

в м е щ а ю щ и х

пород,

обла ­

д а ю щ и х угловатой

формой . П л о щ а д ь

самого

крупного

из них

0,5X

Х 0 , 5

км.

В д о л ь ю ж н о г о контакта интрузива протягивается

д а й к а

фелъ-

зитов

восток-северо-восточного

простирания,

р а с с е к а ю щ а я

как

в м е щ а ю щ и е породы,

так и интрузив.

Д л и н а

ее около

3 км и мощ­

ность

от

10—15

до 500—600 м. К северу

от

массива

в зоне

экзокон -

такта

з а л е г а ю т две м а л о м о щ н ы е д а й к и

фельзитов

т а к ж е северо­

восточного

простирания .

В

центральной

части

штока

н а б л ю д а е т с я

тектоническое

нару­

шение субмеридионального н а п р а в л е н и я . Вдоль него

породы

ин­

тенсивно

к а т а к л а з и р о в а н ы ,

а

восточная

часть штока

смещена

от­

носительно

западной

к

северу.

Отсутствие

коренных

о б н а ж е н и и

(интрузив

з а к а р т и р о в а н

по осыпям и глыбовым

р а з в а л а м )

не

поз­

воляет более детализировать его строение.

В северо - западной экзоконтактовой зоне интрузива

р а с п о л о ж е ­

но Б а д ж и р а е в с к о е

оловорудное

месторождение,

а

в

эндоконтакто -

вой — рудопроявление

олова

такого ж е типа,

к а к

и

месторождение .

Б е з р у д н ы е

к в а р ц е в ы е

ж и л ы , генетически

с в я з а н н ы е

со

штоком,

сланцах, с о д е р ж а щ и х

остатки раннеюрской ф л о р ы .

Богдатский

шток

лейкократовых

гранит-порфиров.

Это

интру­

зивное

тело,

с которым

связано оловорудное

месторождение

скар -

нового

типа,

находится

в П р и а р г у н ь е

на

юго-восточном

склоне

Богдатского хребта. Шток прорывает

м р а м о р и з о в а н н ы е

известняки

с прослоями

кремнистых и глинистых

сланцев быстринской

свиты

( ^ ,), как это

видно

на

рис. 13, где

п о к а з а н а юго-восточная

часть

щими

обширные

и однообразные

куру мы.

Л и ш ь на

ю г о - з а п а д е

вблизи

контакта

с в м е щ а ю щ и м и

породами

в глыбовых

р а з в а л а х

вых гранитов. Среди

курумов

гранит - порфиров граниты

слагают

осыпи, з а н и м а ю щ и е

не более

1,5 к м 2 . В отдельных г л ы б а х

м о ж н о

р а х несколько возрастает с о д е р ж а н и е

биотита, собранного в тонкие

полосы,

п р и д а ю щ и е породе гнейсовидный облик. В

лейкократовых

гранитах

и гранит - порфирах нередко

встречаются

пегматоидные

/ — мрамориэованные

известняки;

2 —- квардево-серицитовые сланцы; 3 — гранит-пор­

фиры; 4 — биотитовые

гранит-порфиры; 5 — неравномернозернистые

граниты;

6 — греи-

зениаированные гранит-порфиры;

7 — зоны грейзенов; S — зоны

скарнов;

9 — дайки

лампрофнров

шлиры и небольшие

(около 0,5

м в длину

при мощности

10—30 см)

пегматитовые

ж и л ы .

П е г м а т о и д н ы е

ш л и р ы

п р е д с т а в л я ю т

собой

срастание

калиевого

полевого

шпата

с кварцем,

иногда

с

неболь­

шим количеством

мусковита. Во всех

н а б л ю д а в ш и х с я случаях пег­

матоидные ш л и р ы имеют постепенные

переходы

во

в м е щ а ю щ и е

граниты . В

пегматитовых

ж и л а х вдоль контакта с гранитами

иног­

да н а б л ю д а ю т с я

тонкие

зоны

мелкозернистого

аплита,

к

центру

ж и л ы постепенно переходящего

в крупно-

и грубозернистые

сраста­

ния калиевого

полевого

шпата

с серым

полупрозрачным

кварцем

и зеленовато - серым

мусковитом. Р а з м е р

зерен

калиевого

полевого

шпата в этих частях

пегматитовых

ж и л достигает 15 см, а к в а р

ц а

1—2 см. В пегматитах

очень часто

встречаются черный т у р м а л и н

и

•Л 1

В 1961

г. Л . В. Ж у к о в ы м

в з а п а д н о м

эндоконтакте

штока

от­

крыта зона редкометальных грейзенов.

М а л о м о щ н ы е

л и н з о о б р а з ­

ные тела

таких

ж е

грейзенов

установлены

и в экзоконтакте

Хапче-

рангинского

штока

на расстоянии

10—15

м от

контакта .

Сульфид -

но - касситеритовое

Хапчерангинское

месторождение

р а с п о л о ж е н о

в ю ж н о м экзоконтакте рудоносного штока .

Харатуйский

некк

кварцевых

порфиров.

Харатуйский некк

на­

ходится на левом склоне пади

Т а р б а л ь д ж е й .

Он

овален,

несколько

вытянут в широтном

направлении . П л о щ а д ь

его в современном

эро ­

зионном

срезе 600X900 м (см. рис. 14). К а н а в о й

506

вскрыт

контакт

кварцевого п о р ф и р а

с в м е щ а ю щ е й

песчаниково - сланцевой

толщей .

З а п а д н ы й

контакт

п а д а е т на

восток в

сторону кварцевого

п о р ф и р а

со

средним

углом

падения

около

60°

и

почти

перпендикулярен

к н а п л а с т о в а н и ю

в м е щ а ю щ е й

толщи .

У

контакта

н а б л ю д а е т с я

в у л к а н и ч е с к а я

брекчия,

мощность

которой

резко

меняется,

редко

достигая

2 м.

Б р е к ч и я

состоит

из

о б л о м к о в

в м е щ а ю щ и х

сланцев,

песчаников,

р е ж е

к в а р ц е в ы х

порфиров

и

сцементирована к в а р ц е ­

вым порфиром .

О б л о м к и в поперечнике

не

более

10 см,

ч а щ е

они

округлые,

но иногда

и угловатые . В м е щ а ю щ и е

песчаники

и

сланцы

в экзоконтакте несколько изменены: слабо

ороговикованы и

прони­

з а н ы м а л о м о щ н ы м и

кварц - серицитовыми

и к в а р ц е в ы м и

ж и л а м и .

Изучение керна из скв. 1, пройденной по

к в а р ц е в о м у

порфиру,

по­

казывает, что с глубиной структура породы становится

несколько

иной;

в

породе

увеличивается

р а з м е р

и количество

в к р а п л е н н и к о в

к в а р ц а

и полевых шпатов, в стекловатой

основной

массе

появляют ­

ся тонкокристаллические участки.

К в а р ц е в ы е

порфиры

и в м е щ а ю щ и е

их породы

рассечены

зонами

д р о б л е н и я субмеридионального

н а п р а в л е н и я ,

наклоненными на

восток

под углом 75—80°. Д л и н а их до

500

м.

К

зонам

д р о б л е н и я

приурочена

о л о в я н н а я

м и н е р а л и з а ц и я .

ОЛОВОНОСНЫЕ

ЭФФУЗИВЫ

Оловоносные э ф ф у з и в ы имеют

в З а б а й к а л ь е

ограниченное

рас ­

пространение .

О л о в я н н а я м и н е р а л и з а ц и я

(деревянистое

о л о в о ) ,

с

ними

с в я з а н н а я ,

практического значения

не

имет. Э ф ф у з и в ы

рас ­

с м а т р и в а ю т с я

нами

л и ш ь с одной

целью:

сопоставить

некоторые

свойства

интрузивных пород с э ф ф у з и в а м и

с тем, чтобы проследить

к а к изменяются эти свойства

в зависимости

от глубины

ф о р м и р о ­

вания

оловоносных

пород .

Кварцевые

порфиры

р. Бырцы.

Н а левом

берегу р. Б ы р ц ы

(ле­

вого притока р. К ы р ы )

з а л е г а ю т небольшие

по

п л о щ а д и

(1—2

к м 2 )

ш т о к о о б р а з н ы е выходы к в а р ц е в ы х порфиров .

Эти

породы

некото­

рыми

исследователями

р а с с м а т р и в а л и с ь

к а к

покровные

э ф ф у з и в ы .

В. М. Сергиевский,

H . Н . Ульянов

и другие

в

1935

г.

п о к а з а л и ,

что

часть

этих

проявлений

носит

интрузивный

х а р а к т е р ,

но

находится

в

тесной

генетической

связи

с

покровными

п р о я в л е н и я м и

к в а р ц е ­

вых порфиров,

отличаясь от них л и ш ь структурными

особенностя -

Геолого-структурные черты интрузивов разных глубин

Т а б л и ц а 1

Признаки глубинности

Среднеглубинные

интрузивы

Гипабиссальные

интрузивы

Приповерхностные

интрузивы

Отношение

к

тектониче­

Трещинные интрузивы, секущие по отношению к главным складчатым структурам

скому

строению

вмещающих

приурочены

к разрывным нарушениям северо-восточного простирания

'

пород

Формами

размеры

Пологопогружающиеся

круп­

Штоки, с частично

пологими

Штоки

неправильной

ные

интрузивы

размером

и крутыми

контактами раз­

формы,

лакколиты,

700—1500 км2

мером 100

км2

некки

размером в не­

сколько

квадратных

километров

Положение

контактовых

по­

Несогласные (дискордантные)

верхностей

относительно

структурных элементов

вме­

щающих

пород

Структурно-текстурные

осо­

Преобладают

слабопорфиро­

Преобладают

порфировидные

Тела сложены

гранит-

бенности

пород

вые,

равномернозернистые

граниты и гранит-порфиры,

порфирами

и

кварце­

и пегматоидные

граниты

часто миаролитовые

выми

порфирами

Эндоконтактовые

изменения

Мелкозернистые

порфировид-

Гранит-порфиры

и

фельзит-

Отчетливые

изменения

пород

ные

граниты,

реже

гранит-

порфиры

пород

не

обнаружи­

порфиры

ваются

Экзоконтактовый

метамор­

Ороговикование

осадочных

Ороговикование

осадочных

Слабое

ороговикование,

физм

пород (кварцево-биотитовые

пород

(кварцево-биотитовые

наблюдаемое на

про­

роговики

с

андалузитом,

и кварцево-серицитовые ро­

тяжении

нескольких

инъецированные

гранитным

говики).

Ширина

ореолов

метров

материалом

роговики),

ми-

измеряется

сотнями

метров

кроклинизация

изверженных

пород.

Ширина

ореолов

измеряется

несколькими

ки­

лометрами

Ксенолиты

Интенсивно

гранитизированы,

Ороговикованы,

неправильной

Слабо

ороговикованы,

обычно

изометричной

фор­

формы

остроугольные

мы

Дайки

Обильные,

иногда

нескольких

Редкие дайки гранит-порфиров

Единичные

дайки

фель-

поколений

аплиты, мелкозер­

и фельЗит-порфиров

зит-порфироз

нистые

граниты,

реже

гра­

нит-порфиры

Пегматитовые жилы

Поля мощных

пегматитовых

Редкие

маломощные

пегма­

Отсутствуют

жил

титы

Связь с эффузивами

Не имеется

Установлена

близкая

возраст­

Генетическая

ная

и

пространственная

ассоциация

с

эффузивами

Возраст вмещающих пород

Обычно палеозойский

Главным образом мезозойский Мезозойский (Т[)

частях

палеозойско - мезозойской

зоны, вдоль ее границы на

северо-

з а п а д е

с

Хилокско - Олекминской

зоной

раннепалеозойской

консо­

л и д а ц и и ,

а на юго-востоке — с з а п а д н ы м

выступом Аргунской зоны

раннепалеозойской

складчатости, который р а с п о л а г а е т с я в

преде­

л а х М Н Р

(см. рис.

1). Н а

остальной части

изученной территории

распространены

молодые,

г л а в н ы м о б р а з о м

мезозойские

породы .

Среднеглубинные интрузивы, о б н а ж е н н ы е в древних породах,

при­

урочены,

таким

о б р а з о м , к

северо - западной

и юго-восточной

пери­

биссальные

и приповерхностные

интрузивы

и

оловоносные

эффу ­

зивы тяготеют к

ее

центральной

части.

Т а к о е

р а з м е щ е н и е

оловоносных

магматических

пород

разной

глубины

о б р а з о в а н и я

в пределах

юго - западной

части

З а б а й к а л ь я

о б л а д а е т чертами

зональности

(рис.

15).

Это

региональная зональность,

и она

обус-

палеозойско - мезозойской зоны

и, в первую очередь, отличиями в их

тектоническом

режиме .

ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ

ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

П о р о д ы

с р е д н е г л у б и н н ы х и н т р у з и в о в . Среднеглу-

зернистые

граниты

встречаются

в наиболее глубоко

эродированных

участках

массивов,

но

распространены незначительно.

Слабо

порфировидные

граниты.

Это

светло-серые, слегка розо­

в а т ы е массивные

породы

с

в к р а п л е н н и к а м и

светло-розового

полевого

шпата . Х а р а к т е р н а

почти

черная окраска

к в а р ц а . Содер­

ж а н и е порфировых

выделений 40—50% на массу породы

(установ­

лено визуально в о б н а ж е н и я х ) ;

р а з м е р

их в среднем

3,5 мм при

проведены в ш л и ф а х ) .

Б ы л а предпринята

попытка

выразить ко­

личественно эти особенности структуры слабо порфировидных

гра­

нитов, д л я чего в ш л и ф а х статистически

определялись

средние

раз ­

меры вкрапленников и зерен

основной

массы. Отношение среднего

р а з м е р а вкрапленников

к среднему размеру зерен основной массы

в ы р а ж а е т коэффициент

порфировидности . Д л я

слабо

порфировид ­

ных гранитов

коэффициент

порфировидности не превышает

8—10.

Граниты

имеют гранитовую

структуру

с у ч а с т к а м и

микропег­

матитовой .

Г л а в н ы м и

п о р о д о о б р а з у ю щ и м и м и н е р а л а м и

слабо

порфировид ­

ных гранитов

я в л я ю т с я

к а л и е в ы й

полевой шпат,

кварц,

п л а г и о к л а з

и биотит. Количественные соотношения

этих минералов

приведены

коном, апатитом, флюоритом и рудным

минералом .

К а л и е в ы й

полевой

ш п а т в гранитах

двух

генераций.

Ранний

к а л и е в ы й

полевой ш п а т

образует

неправильные

зерна

диаметром

от 0,1 до

1 мм . З е р н а

его идиоморфны

по отношению

к к в а р ц у и

позднему

калиевому

полевому шпату;

обычно

сильно

пелитизиро-

ваны и несдвойникованы .

Оптические исследования

показали, что

он кристаллизуется в моноклинной сингонии или

о б л а д а е т

неболь­

шой триклинностью, степень которой не

п р е в ы ш а е т

0,2.

Угол опти­

ческих осей

отрицателен

и колеблется

от

67 до

75°* .

Пертитовые

* 2 V здесь

и всюду далее

определен

по двум

выходам

оптических

осей.