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

П о з д н и й

к а л и е в ы й

полевой ш п а т

н а б л ю д а е т с я

в

неправильных

зернах

р а з м е р о м от 0,8 до 3,5 мм. Б о л ь ш а я

часть из них резко ксе-

номорфна . К р а е в ы е

участки

таких

зерен

несут

большое

количество

включений к в а р ц а , резорбированного

п л а г и о к л а з а

и р е ж е биотита.

Таблички п л а г и о к л а з а , включенные в калиевом полевом

шпате,

часто

имеют

оторочку

вторичного

альбита

с мирмекитами

к в а р ц а .

З н а ч и т е л ь н а я часть зерен

позднего

калиевого

полевого

шпата об­

л а д а е т микроклиновой

решеткой,

однако

рисунок

ее

не

всегда

достаточно

отчетлив и часто

проявлен

отдельными

пятнами

в не­

решетчатом зерне. Оптические исследования позднего

калиевого

полевого

шпата показали,

что он о б л а д а е т триклинностью,

значе­

ния

которой

не в ы ш е 0,2.

Р е з у л ь т а т ы

оптических

измерений три-

клинности

п о д т в е р ж д а ю т с я

рентгенографическими

исследования ­

ми, рентгеновская

триклинность т а к ж е

равна 0,2.

Угол

оптических

осей

отрицательный и колеблется

от

78 до 88°. П о к а з а т е л и

свето­

преломления, измеренные в иммерсии, имеют следующие

значения:

Ng=

1,523+0,001, Nm=

1,521 ± 0 , 0 0 1

и Np=

1,517+0,001.

Количественные соотношения щелочей и извести, определенные

методом

пламенной

фотометрии*

в

калиевых

полевых

ш п а т а х

обеих

генераций,

приведенные в табл . 3,

показывают,

что

состав

калиевых

полевых шпатов колеблется

от Or 8 6 A b u до О г 7 4 АЬгб-

Т а б л и ц а

3

Содержание К 2 0 , Na2 0

и СаО в калиевых

полевых

шпатах (в %)

Состав

Массив

К 3

0

Naa O

CaO

калиевого

образца

полевого

шпата

Шумиловский

534

15,5

2,5

0,14

OrS 6 Ab! 4

Зун-Ундурский

417

11,0

3,2

0,47

Or7 7

Ab

2 S

780

9,40

3,18

0,16

Or7 4

Ab

2 e

Хилкотойский

836а

8,68

3,88

Не обн.

Or7 4 Ab2 6

296

15,25

1,47

0,09

Or9 t Ab9

»

386

11,85

2,70

0,27

Or,iAb1 9

К в а р ц

образует

либо

крупные

(2,5—0,8 мм) неправильной или

тремя - четырьмя зернами,

либо

мелкие

резко ксеноморфные

зерна.

П л а г и о к л а з кристаллизуется

в двух

генерациях . Ранний

плагио­

к л а з образует в породах

крупные (0,7—3 мм) т а б л и т ч а т ы е идио-

м о р ф н ы е зерна . Н а стыках с зернами

калиевого

полевого

ш п а т а

в п л а г и о к л а з е образуются

мирмекитовые вростки

к в а р ц а , а по кон-

Химическими

а н а л и з а м и

в биотите установлено

преобладание.

Fe над M g ,

что находится

в полном соответствии

с данными свето­

преломления .

Вторичные изменения

биотита

в ы р а ж а ю т с я

в

хлоритизации .

Так, рентгенографическим анализом слюд из образцов

780 и

735

установлено,

что

они

я в л я ю т с я

механической

смесью

биотита

с тюрингитом.

Ц и р к о н присутствует

почти в к а ж д о м

шлифе,

но в

небольшом

количестве

(от

трех до

15 зерен),

обычно

в

виде

призматических

несколько

удлиненных

зерен.

Р а з м е р зерен

от 0,1

до 0,5 мм . Обыч­

ны д л я циркона

тесные срастания

его с рудным

минералом

и

био­

титом.

Рудный минерал, обычно магнетит, тесно

ассоциирует

с

биоти­

том.

Р а з м е р

зерен

его

колеблется

от сотых

долей

миллиметра до

0,1—0,2 мм.

З е р н а

имеют неправильную

форму,

часто

близкую

к изометричной.

Взаимоотношения

породообразующих

минералов

позволяют

наметить

последовательность

м и н е р а л о о б р а з о в а н и я

в

слабо

пор-

фировидных

гранитах .

П е р в ы м к р и с т а л л и з о в а л с я

п л а г и о к л а з

ран­

ней генерации.

Б л и з о к

по

времени

о б р а з о в а н и я

к

раннему

плагио­

к л а з у

и ранний

калиевый

полевой

шпат . З а т е м

выделился

кварц .

ском штоке б о л ь ш а я часть порфировидных гранитов

является

д в у с л ю д я н ы м и или мусковитовыми. В Ш у м и л о в с к о м ж е

массиве

щ а д и зонам

пневматолито - гидротермального

изменения пород.

Пегматоидные

граниты.

Они

слагают

Хилкотойский

массив .

Макроскопически

это

серовато - розовые

породы с крупными (от 2

до

6 см

в длину) выделениями розового

калиевого полевого

шпата

и

темно-серым к в а р ц е м .

П е г м а т о и д н ы е

выделения

и

скопления

калиевого

полевого

ш п а т а

распределены

крайне

неравномерно .

С т р у к т у р а породы гранитовая с участками

микропегматитовой .

Количественные

соотношения

породообразующих

минералов

приведены в табл .

2

(обр. 386 и 386а) . П е г м а т о и д н ы е

граниты, к а к

п о к а з а л о их

детальное

изучение,

очень

сходны

с порфировидными

гранитами . Упомянем л и ш ь

некоторые их отличительные

свойства.

Р а н н и й калиевый

полевой шпат в пегматоидных гранитах

о б л а д а е т

оптической триклинностью, близкой к нулю. 2 V колеблется

от —67

д о —78°. Поздний

к а л и е в ы й полевой шпат весьма часто сдвойнико-

ван по

к а р л с б а д с к о м у

закону и содержит вростки альбита,

приуро­

ченные

главным

образом

к

мурчисонитовой

отдельности. Оптиче­

с к а я триклинность

позднего

калиевого

полевого ш п а т а

варьирует

имеют тот ж е минеральный состав,

что и слабо

порфировидные

граниты. Роговообманково - биотитовые

граниты,

с л а г а ю щ и е крае­

гранитов этого интрузива тем, что с о д е р ж а т

роговую

обманку, сфен

и большее

количество биотита,

а т а к ж е плагиоклаз

в них более ос­

новной (до № 25—30). Структурно-оптические свойства калиевого

полевого

ш п а т а и биотита из

роговообманково -биотитовых грани­

тов те ж е , что и в пегматоидных

гранитах . М е ж д у порфировидными

роговообманково - биотитовыми

гранитами

и лейкократовыми пег-

женное позволяет р а с с м а т р и в а т ь

роговообманково - биотитовые

граниты ка к породы гибридные, возникшие в результате

ассимиля ­

ции

магмой

в м е щ а ю щ и х

роговообманковобиотитовых

сланцев .

Особенности гранит - порфиров, отличающие их от

порфировид -

ных

гранитов,

в ы р а ж а ю т с я

п р е ж д е

всего в структуре

пород: коэф ­

Отмечены

т а к ж е некоторые

различия в оптических

свойствах

ка ­

лиевых полевых

шпатов:

угол

оптических осей

в них колеблется

от

62 до 68°, при той ж е степени

триклинности.

Равномернозернисте

средне-

и

крупнозернистые

граниты.

Они

распространены

главным

образом

в Шумиловском и ЗунУндур -

ском

массивах .

От порфировидных

гранитов,

с л а г а ю щ и х

эти

мас ­

сивы,

они

отличаются

л и ш ь

тем,

что разница

крайних

размеров

зерен в них невелика .

Р а з м е р

зерен

колеблется в среднем от 0,5 до

1 мм . Следовательно,

величина,

х а р а к т е р и з у ю щ а я отношение

сред­

них р а з м е р о в крупных

зерен к мелким, или коэффициент

порфиро­

видности

в этих гранитах

приблизительно равен 2.

мернозернистых гранитах такие ж е , как и в порфировидных

гранитах .

Ж и л ь н ы е п о р о д ы . Ж и л ь н ы е

породы — дериваты

средне-

глубинных интрузивов, представлены

мелкозернистыми гранитами,

аплитами, гранит - порфирами и пегматитами .

Мелкозернистые порфировидные

граниты

генетически

связаны

ва они отличаются

л и ш ь меньшими

р а з м е р а м и зерен породообра­

з у ю щ и х минералов .

Все остальные

х а р а к т е р н ы е черты

гранитов

Хилкотойского массива — структура

пород,

морфологические и

оптические свойства

минералов — полностью

сохраняются

и в мел­

Мелкозернистые д в у с л ю д я н ы е и т у р м а л и н о в ы е

граниты ж и л ь ­

ной серии Зун - Ундурского массива аналогичны

мелкозернистым

гранитам краевой фации этого массива .

Аплиты широко распространены

в Зун - Ундурском штоке

и р е ж е

в Шумиловском

массиве.

Они

представлены

светло - серыми тонко­

зернистыми

массивными

породами

и состоят из калиевого полевого

шпата,

к в а р ц а ,

п л а г и о к л а з а — альбита

№

4—7,

мусковита

и био­

тита.

К а л и е в ы й

полевой

ш п а т

п р е о б л а д а е т

н а д

п л а г и о к л а з о м и

находится

в

близких

количественных

соотношениях

с к в а р ц е м .

Среди

акцессорных

минералов

п р е о б л а д а ю т

г р а н а т

и т у р м а л и н .

Гранит-порфиры.

Д а й к и гранит - порфиров

генетически

связаны

с Ш у м и л о в с к и й

массивом .

И с с л е д о в а н и я

этих пород

п о к а з а л и

их

полную

аналогию с

гранит - порфирами

а п и к а л ь н ы х

частей

ин­

трузива .

П е г м а т и т о в ы е ж и л ы . П е г м а т и т о в ы е ж и л ы с о п р о в о ж д а ю т

все среднеглубинные

массивы .

Н а и б о л е е

широко они

распростра ­

нены

в

пределах

Мензинской

рудной

зоны.

К а к

у к а з ы в а е т

сива

пегматитовые

о б р а з о в а н и я

представлены

г л а в н ы м

о б р а з о м

пегматоидными

ш л и р а м и

и р е ж е

ж и л а м и .

Р а з м е р

их

обычно

не

превышает 1,5

м в длину.

С в м е щ а ю щ и м и

г р а н и т а м и они

с в я з а н ы

постепенными

переходами .

Н а и б о л е е

мощные пегматитовые ж и л ы

р а с п о л о ж е н ы

в

экзокон -

тактовом

ореоле

интрузива — во

в м е щ а ю щ и х

метаморфических

породах .

К ним

относятся

пегматиты

оловорудных

месторождений

Н и ж н е - ,

Средне -

и

Верхне - Еловского,

Глиняного, Л у к о в о г о , к л ю ч а

Березового и

других.

В

пределах

рудных

полей пегматитовые ж и л ы

р а с п о л а г а ю т с я

роями, п а р а л л е л ь н о друг

другу.

Р а з в е д к а

и

отработка

пегматитовых

тел

п о к а з а л а ,

что

они

веро-восток. Углы падения

ж и л

варьируют

от 10—15

до

90°. Они

меняются

д а ж е

в пределах одной ж и л ы . Так,

ж и л а 4

( Н и ж н е - Е л о в -

ское

месторождение) в устье

штольни

6 имеет

угол

падения

60—

62°, а через 12

м в забое

штольни

ее падение

близко к

в е р т и к а л ь ­

ному.

Во

всех

случаях пегматиты

секут

в м е щ а ю щ и е

метаморфиче ­

ские

сланцы под острым

или

п р я м ы м

углом . Н а п р и м е р ,

пегматито ­

вые ж и л ы

Н и ж н е - Е л о в с к о г о

месторождения п а д а ю т

на

СВ

30—45°,

а в м е щ а ю щ и е их сланцы на Ю В 175°.

Мощность и

протяженность пегматитов колеблется в широких

пределах .

Н а и б о л ь ш у ю длину имеет

ж и л а 1 Н и ж н е - Е л о в с к о г о

ме­

сторождения .

Обычно

протяженность

ж и л

измеряется

немно­

гими

сотнями

метров.

Колебание

мощностей

пегматитовых

тел

ризуется п л а в н ы м уменьшением мощности от центра

к ф л а н г а м .

Так, мощность пегматитовой ж и л ы

1 ( Н и ж н е - Е л о в с к о е

месторож ­

дение) в центральной части

5—7 м,

на з а п а д н о м фланге — 0, 5 м,

а на восточном —1,5 — 2 м.

О д н а к о в

некоторых т е л а х

веретенооб-

ж и л е 1 мощность увеличивается до 15—20 м. Н е р е д к о от

пегмати­

товых

ж и л

под острыми и п р я м ы м и

у г л а м и

отходят

апофизы,

обычно

небольшой

мощности

(0,5—0,7 м ) . Выклиниваются

пегма­

титовые тела по серии с у б п а р а л л е л ь н ы х

п р о ж и л к о в (форма

конско­

го хвоста)

или у м е н ь ш а ю т с я на ф л а н г а х д о тонких

проводничков.

Строение

пегматитовых

жил. П е г м а т и т о в ы е

ж и л ы

по

структур ­

ному признаку делятся на расслоенные,

или

дифференцированные,

и нерасслоенные .

Особенно многочисленна

группа

нерасслоенных

пегматитов .

О д н а к о наличие

д и ф ф е р е н ц и р о в а н н ы х

ж и л дает воз­

можность предполагать

более

широкое

развитие их среди

отрабо ­

П о д

нерасслоенными

пегматитами

понимаются

ж и л ы ,

сложен ­

ные л и ш ь

краевой

(самой

внешней)

и следующей

за ней

боковой

зонами, по классификации Е. Н . К а м е р о н а ,

Р . Г. Д ж а н с а

и др . [41] .

З а

краевой

зоной,

имеющей

незначительную

мощность

(от 2 до

5 см) и тот ж е состав, что и боковая

зона, в этом случае не призна ­

ется

самостоятельного

значения,

и она

рассматривается

ка к

свое­

о б р а з н а я

зона

з а к а л к и

боковой

зоны.

Расслоенные

пегматиты

в своем

составе

имеют четыре

или

пять

зон: краевую,

боковую,

одну или дв е промежуточные

(следующие за боковой

и

располо ­

ж е н н ы е

б л и ж е

к

ядру)

и к в а р ц е в о е

ядро

(внутренняя часть

т е л а ) .

В расслоенных и нерасслоенных пегматитах

к р а е в а я

зона

имеет

незначительную

(2—5 см) мощность, часто прерывиста . Контакт ее

с в м е щ а ю щ и м и

породами

резкий,

а переход

в боковую

зону

посте­

пенный. Структура краевой зоны

аплитовая,

более

тонкозернистая

к внешнему

к р а ю

и грубее к внутреннему (к боковой

з о н е ) .

Существенные

минералы

краевых з о н — к в а р ц ,

мусковит,

р е ж е

п л а г и о к л а з . Акцессорные

м и н е р а л ы

апатит и

турмалин .

Б о к о в а я

зона

среднезернистой

структуры

(размер

зерен

от 2,5

до

10 с м ) ,

постепенно

переходящей

в

грубозернистую

структуру

промежуточной

зоны.

Мощность

боковых зон различна .

В с а м ы х

крупных

ж и л а х

она

колеблется

от 0,2 м на

ф л а н г а х

до

10—16 м

в центральных

частях жил . Б о к о в ы е

зоны

имеются во всех

пегма­

титовых

телах,

часто

я в л я я с ь

единственными

внутренними зонами .

В ж и л а х

со с л о ж н ы м

строением

боковые зоны

о к р у ж а ю т

внутрен­

ние зоны, при этом мощность их в висячем

и л е ж а ч е м

б о к а х

м о ж е т

быть

различной,

а состав

д л я к а ж д о й

ж и л ы

постоянен.

Боковые

зоны расслоенных и нерасслоенных пегматитов сложены

пертитизи-

рованным к а л и е в ы м полевым шпатом,

к в а р ц е м ,

мусковитом и.

альбитом . Акцессорным минералом является

т у р м а л и н .

Р а с с л о е н н ы е

пегматиты с о д е р ж а т промежуточные зоны,

з а к л ю ­

ченные м е ж д у

боковой

зоной

и ядром . М а к с и м а л ь н о е

число

проме­

жуточных зон в пегматитах Мензинской

рудной

зоны две: внешняя

и внутренняя . В зависимости

от р а с п о л о ж е н и я

промежуточных зон

по отношению к ядру ж и л ы

приобретают

симметричное или асим­

метричное строение. Пр и асимметричном

строении

одна

или обе

промежуточные

зоны с одной

стороны

о б л е к а ю т

кварцевое

ядро

(рис.

19). П р о м е ж у т о ч н ы е

зоны пегматитовых ж и л отличаются от

боковых не только

более

грубозернистой

структурой ( р а з м е р зер­

на от

10 до 30 с м ) ,

но и несколько иным

м и н е р а л ь н ы м составом.

тизированный

калиевый полевой

шпат, к в а р ц

и мусковит. В н е ш н я я

и внутренняя

промежуточные

зоны

р а з л и ч а ю т с я

по составу.

Так,

в н е ш н я я промежуточная зона

одной

из ж и л

Средне - Еловского

ме­

с т о р о ж д е н и я

сложена к а л и е в ы м

полевым шпатом,

к в а р ц е м и

мус­

ковитом. Мощность ее 1,5—2 м.

Внутренняя

п р о м е ж у т о ч н а я

зона

этой ж и л ы сложена гигантскими

к р и с т а л л а м и пертитизированного

/ — осадочно - метаморфические

породы; 2 — краевая

зона;

3 — боковая

зона;

4—внешняя

.

промежуточная

зона;

5 — внутренняя

промежуточная

зона;

6 — кварцевое

ядро;

7 — метасо-

мэтическое

тело

калиевого

полевого

шпата .

Мощность

внутренней

промежуточной

зоны около

1 м.

П р о м е ж у т о ч н ы е

зоны

имеют резкие

границы

с к в а р ц е в ы м и яд­

р а м и . Д л я

последних х а р а к т е р н а линзовидная форма, мощность

в среднем

60—70 см

(см. рис. 19). С л о ж е н ы

кварцевые

я д р а

моно­

литным молочно - белым кварцем .

Минералогия

пегматитовых

жил.

Главными м и н е р а л а м и

пегма­

титовых

ж и л я в л я ю т с я кварц, калиевый

полевой

шпат,

п л а г и о к л а з

и мусковит.

Второстепенные минералы

биотит и топаз, к

акцессор­

ным относятся турмалин, гранат, апатит и циркон. В

некоторых

пегматитах

с о д е р ж а н и е т у р м а л и н а

в боковой и краевой

зонах так

велико, что его следует отнести

к существенным

м и н е р а л а м .

К в а р ц

является главным минералом краевой и боковой зон,

существенным

минералом

промежуточных

зон

и

нацело

слагает

к в а р ц е в о е

ядро . Р а з м е р

зерен

к в а р ц а

в р а з н ы х

зонах

пегматито ­

вых ж и л неодинаков:

в краевой зоне—0,1-—0,2 мм, в боковой — от^

0,8 до 0,5 мм, в промежуточной

зоне и в кварцевом я д р е до 2—3 см*

в поперечнике.

З е р н а

к в а р ц а

изометричны

и находятся

в

тесном**

срастании

с мусковитом. К в а р ц

ядра молочно-белый и почти непро­

зрачен;

во всех

остальных

зонах он полупрозрачен

или серого цве­

та. П о д

микроскопом

в к в а р ц е

н а б л ю д а ю т с я облачное погасание

и

мелкие

газово - жидкие

включения .

н и к а ют

симплектиты — сложное

прорастание

мусковита

мелкими

неправильными

в росте aw и

к в а р ц а .

Светопреломление

мусковита­

м и ^ 1,598

± 0 , 0 0 2 ;

Nm=

1,595±0,002

и

Np =

1,552±0,002

(обра­

зец 327а) . О составе мусковита из пегматитовых

ж и л

м о ж н о

судить

по

данным

анализов

пламенной

фотометрии,

приведенным

в табл .

6.

Т а б л и ц а

6

Содержание

К, Na,

Ca и акцессорных элементов в

мусковите

из пегматитовых жил (в %)

№ образца

к2 о

Na 2 0

СаО

Rb„0

C s 2 0

L i , О

SrO

335

10,16

0,82

0,15

0,6

0,2

0,02

0,15

327а

10,60

0,76

0,12

0,26

0,03

0,06

Не обн.

Спектральным

анализом

в нем

о б н а р у ж е н ы

следующие

метал -

логенные

элементы - примеси

(в % ) : Sn (0,039),

Be

(0,0032),

Zn

(0,003),

Sr

(0,003), Си

(0,001),

Ga (0,003), элементы

группы

ж е л е ­

з а —

Fe

(1,0),

M n

(0,2),

T i

(0,03)

и

петрогенные

элементы

— M g

(0,3)

и

Ca

(0,3).

Б и о т и т иногда

встречается

в боковых

зонах

некоторых

пегмати ­

товых ж и л

(Средне - Еловское

месторождение)

в

тесном

срастании

с калиевым

полевым

шпатом

и кварцем . Обычно

ж е

он

интенсивно

мусковитизирован .

Р а з м е р

чешуек

биотита

достигает

1 —1,5

см.

С п е к т р а л ь н ы м

а н а л и з о м

в

биотите

установлены

с л е д у ю щ и е эле ­

менты

(в

% ) : Sn

(0,0031),

L i

(0,0087),

Nb (0,002),

Pb

(0,001),

Zn

(0,1), Ga

(0,006), Be (сл.), M n

(0,2),

Co

(0,001), Ti

(0,65), V

(0,006),

Zr (0,003)

и Ba

(0,065).

Топаз

и псевдоморфозы

тонкочешуйчатого

агрегата

слюды,

за ­

местившей

топаз,

встречены

в

боковой

зоне некоторых

ж и л

( Н и ж ­

не- и Средне - Еловское

м е с т о р о ж д е н и я ) .

П с е в д о м о р ф о з ы

о б р а з у ю т

крупные правильны е к р и с т а л л ы р а з м е р о м

З Х І О ,

6 x 8

см

и

мельче.

П о к а з а т е л и светопреломления

топаза:

Л ^ =

1,632+0,002;

Np

=

= 1,618+0,002

(образец

3 2 7 а ) ;

2Ѵ = 60°. Методом

пламенной

фото­

метрии

в топазе

установлены

КгО

(0,20%),

N a 2 0

(0,14%)

и L i 2 0

(0,004%).

Т у р м а л и н широко

развит

в к р а е в ы х

и боковых

зонах

пегмати ­

товых ж и л .

В к р а е в ы х

зонах

он имеет

р а з м е р ы

до 0,15—0,20 мм

по

длинной

оси,

в

боковых — некоторые

к р и с т а л л ы

достигают

15—

20 см в длину .

В к р а е в ы х

зонах

турмали н

ориентирован

перпенди­

кулярно

или

субперпендикулярно

к

плоскости

контакта

ж и л ы

с в м е щ а ю щ и м и

породами . В

боковой

зоне эта

ориентировка

выдер ­

ж и в а е т с я

л и ш ь во внешней

ее части, во внутренних

ж е

частях

боко­

вых

зон турмалин

слагает

гнезда,

часто

образует

т у р м а л и н о в ы е

солнца

и одиночные крупные

кристаллы,

ориентированные

различ-