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

к о ви т а . Мусковит и серицит

в

гранит - порфирах

составляют 20—

26% от всей

массы слюдистых

минералов .

Серицит

образует

тонкочешуйчатые

выделения

в

плагиоклазе;

мусковит — псевдоморфозы

по

биотиту.

Подобно

биотиту он

выполняет промежутки м е ж д у

м и н е р а л а м и поздней

генерации. По­

к а з а т е л ь светопреломления

мусковита

из

о б р а з ц а

355а

Nm =

= 1,590 dz 0,002.

Хлорит мелкочешуйчатый,

плеохроирует в слабо-зеленых

тонах.

Циркон

присутствует во всех

ш л и ф а х

обычно

в тесных

сраста­

ниях с биотитом. Он представлен правильными

призматическими

кристаллами,

длина

которых

достигает

0,1—0,2

мм

и

относится

к ширине как 5:1.

Флюорит

образует в породе

мелкие

(от сотых долей до 0,1 мм)

ксеноморфные

бесцветные

зерна.

Апатит присутствует обычно в таких ж е количествах,

как и цир­

кон. П р е д с т а в л е н либо вытянутыми призматическими

кристаллами,

либо неправильной формы зернами .

Рудный минерал встречается часто и обычно в срастании с био­

титом. Р а з м е р

зерен его — сотые доли

миллиметра .

Взаимоотношения породообразующих минералов гранит-порфи­

ров у к а з ы в а ю т

на следующий

порядок

их кристаллизации:

наибо­

лее ранними

являются

кварц,

п л а г и о к л а з

и калиевый

полевой шпат

вкрапленников;

позднее

кристаллизовались

минералы

основной

массы — кварц,

плагиоклаз,

калиевый

полевой

шпат

и

биотит

Вторичные процессы выразились

в пелитизации калиевого поле­

вого шпата,

серицитизации плагиоклаза,

хлоритизации и мускови-

тизации биотита.

Кварцевые

порфиры. Это серые

с розовым

или ж е л т ы м оттен­

ком породы.

В серой плотной основной

массе

невооруженным гла­

вкрапленники

темно-серого,

почти черного

к в а р ц а .

Количество

вкрапленников составляет 25—30% от всей массы

породы,

преобла­

д а ю щ и м

является кварц .

К в а р ц е в ы е

порфиры состоят из кварца,

санидина,

п л а г и о к л а з а

и

биотита.

Количественные

соотношения

минералов

приведены

в табл . 2 (образец

148). Акцессорные минералы — циркон,

апатит

и

рудный

минерал .

Вторичные минералы

представлены

серицитом

и хлоритом .

Структура кварцевых

порфиров

порфировая

с

микро-

фельзитовой основной массой, в которой очень часто

н а б л ю д а ю т с я

участки

микропойкилитовой

структуры.

Р а з м е р вкрапленников

колеблется

от 0,2 до 2 мм. З е р н а основной

массы

измеряются

соты­

ми д о л я м и

миллиметра и менее.

Коэффициент

порфировидности

п р и б л и ж а е т с я

к 100.

К в а р ц является наиболее распространенным минералом вкрап ­

ленников.

Вкрапленники к в а р ц а представлены

либо

идиоморфны -

ми

к р и с т а л л а м и , часто

с гексагональным сечением, либо

оплавлен ­

ными овальными или изометричными зернами,

к о р р о д и р о в а н н ы м и

основной

массой. Вкрапленники к в а р ц а

о б л а д а ю т

очень

слабым

облачным

погасанием .

Калиевый полевой ш п а т образует таблитчатые слегка пелити-

зированные кристаллы . Оптические исследования

п о к а з а л и моно­

клинную сингонию калиевого полевого ш п а т а ;

угол

оптических

осей его

отрицательный

и

колеблется от 24 до 52°.

П р и в е д е н н ы е

д а н н ы е позволяют считать

калиевый

полевой

ш п а т

санидином . До ­

статочно

правильные ограничения вкрапленников санидина,

наблю ­

д а е м ы е

под

микроскопом,

не д а ю т

оснований

полагать, что рост

кристаллов

п р о д о л ж а л с я

и в

более

поздние

стадии. О д н а к о изред­

ка

вокруг

зерен

п л а г и о к л а з а наблюдается

к а й м а калиевого

полево­

го

шпата,

метасоматически

з а м е щ а ю щ е г о

п л а г и о к л а з .

П л а г и о к л а з

во

в к р а п л е н н и к а х

встречается

р е ж е

к в а р ц а и са­

нидина.

Он образует таблитчатые кристаллы,

сдвойникованные по

альбитовому

закону.

Состав

п л а г и о к л а з а

альбит — о л и г о к л а з

№ 7—15. Степень упорядоченности 0,2—0,4.

Угол

оптических осей

положительный

и колеблется

от 78 до 82°.

Биотит

встречается

в

кварцевых

порфирах в виде

вытянутых

узких чешуек.

Плеохроирует

в темно-бурых тонах

по Ng

и

светло-

бурых по Np. Ч а с т о

содержит включения циркона и апатита

с плео-

хроичными д в о р и к а м и вокруг них.

В основной

массе

развит

тонкочешуйчатый

зеленый

хлорит.

Серицит

з а м е щ а е т

п л а г и о к л а з

и в небольшом

количестве

встреча­

ется в основной

массе.

Ц и р к о н

и апатит

в виде

мелких

идиоморфных

зерен

н а б л ю д а ­

ются главным образом

в биотите.

Рудный

минерал широко развит

в основной

массе. Иногда

он дает неправильные близкие к

изомет-

ричным зерна, имеющие около 0,1 мм в диаметре .

Ж и л ь н ы е

п о р о д ы .

Они представлены

аплитами

и

к в а р ц е ­

выми п о р ф и р а м и . Последние

о б н а р у ж е н ы

в керне

буровой

с к в а ж и ­

ны

в Хапчерангинском

рудном

поле.

Условия

з а л е г а н и я

их и мор ­

фологию

выяснить

невозможно . Это светло-серые

плотные

породы

с аплитовой

или порфировой

структурой.

П о составу и

особенно­

стям породообразующих

минералов

они не отличаются

от

гранит-

порфиров

Хапчерангинского штока .

О л о в о н о с н ы е

э ф ф у з и в ы .

К в а р ц е в ы е

порфиры

р. Быр -

цы — плотные,

иногда

слабо

ф л ю и д а л ь н ы е

светло-серые

породы.

ного к в а р ц а , составляющие

15—20%

массы породы. Они состоят из

к в а р ц а ,

санидина и биотита.

Количественный минералогический

подсчет

приведен в табл . 2

(образец

65). Акцессорные

минералы

редки и представлены очень мелкими

к р и с т а л л а м и циркона, апати ­

та и рудного минерала .

И з

вторичных минералов

установлен

серицит.

С т р у к т у ра

породы

порфировая с

микрофельзитовой

слабо

ф л ю и д а л ь н о й структурой основной массы, в которой изредка

встре­

чаются участки

сферолитовой. Р а з м е р

вкрапленников

колеблется

от 0,2 до 1,5

мм .

Х а р а к т е р н ы е

черты

породообразующих минералов,

отмеченные

в описании

кварцевых

порфиров Харатуйского некка,

аналогичны

П о

особенностям

структуры и состава

породы

и последователь ­

ности

выделения минералов

кварцевые

порфиры р. Б ы р ц ы ничем

не отличаются от кварцевых

порфиров

Харатуйского некка.

В ы в о д ы

Изучение

оловоносных магматических

образований,

сформиро ­

вавшихся в условиях различных глубин,

показало, что они отлича ­

ются по структуре,

минеральному составу, структурно-оптическим

свойствам и составу

породообразующих

минералов .

Структуры

гранитоидов.

Изменение

структур

пород

наиболее

идов.

Это в ы р а ж а е т с я в

постепенном

увеличении

коэффициента

порфировидности (/(порф)

от

гранитов средних глубин ф о р м и р о в а ­

ния (Л"порФ=8—10,

реже

выше) к гипабиссальным

(Л'ПорФ =

20—25„

р е ж е

до

10), д а л е е

к приповерхностным

гранитоидам

(/<порф= 30—

•—40)

и затем к

э ф ф у з и в а м

(/< ПОРФ = 100).

В порфировых

породах

гипабиссальных

и

приповерхностных интрузивов

в основной массе

часто

встречаются

участки с микропегматитовой структурой.

Состав

пород.

Подсчеты

минерального

состава

оловоносных

тельное

с о д е р ж а н и е

(0,3%)

роговой обманки .

Особенности

породообразующих

минералов.

П р и петрографиче ­

ском

изучении оловоносных

гранитов

исследовались

структурно -

оптические

свойства,

состав

и степень

упорядоченности

породооб­

р а з у ю щ и х

минералов .

Установлено,

что наилучшие

зависимости

м е ж д у

глубиной формирования

пород

и изученными

свойствами

п о к а з ы в а ю т

минералы

переменного

состава:

полевые

шпаты и

биотит.

К а л и е в ы й полевой шпат во всех оловоносных породах

представ ­

лен

либо

моноклинной

разновидностью,

либо

разновидностью

с небольшой

степенью

триклинности

( т а б л . 1 2 ) .

Установлены две

генерации

калиевого

полевого

шпата .

Существенно

различаются

5 Зак. 81

65

ченности

калиевого

полевого шпата

снижается . Это ѵ ж е промежу ­

точный

триклинный ортоклаз,

в приповерхностных породах

упорядоченность еще ниже (высокий и промежуточный

триклинный

ортоклаз

и низкий

с а н и д и н ) , а в э ф ф у з и в а х наименее

упорядочен ­

ние

степени

упорядоченности

о т р а ж а е т

изменение

физико-химиче­

ских

условий

становления интрузивов, ка к полагает А. С. М а р ф у -

нин

[60], с л у ж и т

у к а з а н и е м

на различие в скорости

о х л а ж д е н и я

пород.

К а л и е в ы й

полевой ш п а т второй генерации

во всех

оловоносных

гранитоидах

близко по структурно-оптическим

свойствам

и являет ­

ся более упорядоченной

разновидностью, чем ранний. В

большей

части оловоносных

гранитов

этот

к а л и е в ы й полевой

ш п а т образо ­

вался в автометасоматическую стадию ф о р м и р о в а н и я

пород.

В составе

к а л и е в ы х

полевых

шпатов

обеих

генераций с умень­

шением глубины ф о р м и р о в а н и я

пород

н а б л ю д а е т с я

постепенное

увеличение альбитовой ф а з ы

(табл . 13).

Т а б л и ц а

13

Состав калиевых полевых

шпатов из гранитов

разных глубин

Интрузивы

Состав калиевого

полевого

шпата

ОгЯ1АЬ., — Ог

7 4 АЬ2 в

Or4 8 Abj, — OrCoAb3s

Or: .,Ab2 1

Плагиоклаз.

В зависимости от глубины ф о р м и р о в а н и я

интрузи­

вов

изменяется состав и степень

упорядоченности

в

п л а г и о к л а з а х

(табл . 14).

Т а б л и ц а

14

Состав и степень упорядоченности плагиоклаза из гранитов

разных

глубин

Интрузивы

Состав

Степени

упорядоченности

№ 10—27

1,0-0,8

№

5—25

0,8-0,4

№

5—18

0,5-0,25

№

7-15

0,25

основной

массы. П о з ж е минералов

основной

массы

ф о р м и р о в а л а с ь

микропойкилитовая

к а й м а калиевого

полевого

шпата,

о б р а с т а ю ­

щ а я

вкрапленники

раннего калиевого полевого шпата.

Поздний

калиевый

полевой шпат неравномернозернистых

гранитов

по

вре­

мени

и х а р а к т е р у

о б р а з о в а н и я в

породах

соответствует

к а л и е в о м у

полевому

шпату

упомянутой

микропойкилитовой к а й м ы

в

гранит-

порфирах .

И

тот

и другой

с ф о р м и р о в а л и с ь

у ж е

после

полной

кри­

с т а л л и з а ц и и

всех п о р о д о о б р а з у ю щ и х минералов в значительной

мере при метасоматическом их з а м е щ е н и и .

Следовательно,

м о ж н о

полагать,

что

ф о р м и р о в а н и е оловоносных гранитов

з а в е р ш и л о с ь

автоматическим

процессом — к а л и е в ы м

метасоматозом .

В интрузивах р а з н ы х глубин становления этот процесс

протекал

по-разному. Так, в

среднеглубинных

гранитах

имел

место

вынос

к а л и я

за

пределы

интрузивов

с о б р а з о в а н и е м

мощных

пегматито­

вых ж и л . В гипабиссальных

и особенно

приповерхностных

интрузи­

вах

к а л и е в ы й

м е т а с о м а т о з охватил

г л а в н ы м

образом

сами

гранито­

иды,

где

в ы р а з и л с я

в о б р а з о в а н и и

метасоматической

микропойки ­

литовой к а й м ы

вокруг ранних

вкрапленников . Это

явление

развито

здесь

широко

и н а б л ю д а е т с я

не

только в гранит - порфирах,

но и

в оловоносных

к в а р ц е в ы х п о р ф и р а х .

Вторичные

процессы — пелитизация

калиевого

полевого

шпата,

серицитизация

п л а г и о к л а з а ,

мусковитизация

и

х л о р и т и з а ц и я

био­

тита — н а б л ю д а ю т с я

в гранитоидах разных глубин; степень

интен­

сивности

вторичных

процессов

в них м а л о

различается .

АКЦЕССОРНЫЕ

МИНЕРАЛЫ

И с с л е д о в а н и я акцессорных минералов в оловоносных

гранитах

впервые

приведены

в р а б о т а х

Н . И. Тихомирова

[92]

и И в . Ф. Гри­

горьева

[ 2 5 ] .

П о з ж е изучением

акцессориев

гранитов

в

р а з н ы х

оловорудных

районах з а н и м а л и с ь

Е. И. Д о л о м а н о в а ,

М. И. Рохлин,

М. Г. Р у б

и д р .

А н а л и з и сопоставление данных, приведенных этими

исследова­

телями, показывает,

что, о б л а д а я

определенным

сходством

в

соста­

ве акцессориев, оловоносные граниты р а з н ы х регионов

и

различно ­

го

в о з р а с т а

несколько отличаются . Эти отличия

в ы р а ж а ю т с я

присутствием

некоторых

акцессорных

минералов,

х а р а к т е р н ы х

л и ш ь

д л я

гранитов

данного

региона или

возраста .

В р я д е

публикаций [58, 89, 98,

99],

посвященных

распределению

акцессориев

в

гранитоидах,

показано,

что

состав

и

количество

акцессорных

минералов в различных

частях

интрузивов

и в

серии

к о м а г м а т и ч н ы х интрузивно - эффузивных образований

не

остаются

постоянными. В исследованиях акцессориев оловоносных

гранитов

этот

вопрос не о б с у ж д а л с я .

П о п ы т а е м с я

выявить

не только

акцес-

сорно - минеральную

специализацию

оловоносных

пород

З а б а й ­

к а л ь я , но т а к ж е

особенности

состава

акцессориев

и

их

с о д е р ж а н и я

в интрузивах,

с ф о р м и р о в а в ш и х с я

в

условиях

различных

глубин.

П р е д с т а в и т е л ь н о с ть

м а т е р и а л а

по оловоносным

гранитам З а ­

б а й к а л ь я определяется

результатами

а н а л и з а 28 проб,

характери ­

зующих все типы

интрузивов.

О б р а б о т к а

шлихов,

минералогиче­

ское определение с количественным подсчетом минералов

произво­

дились

сотрудниками шлиховой

л а б о р а т о р и и В С Е Г Е И .

Р е з у л ь т а т ы

количественного изучения

т я ж е л ы х

ф р а к ц и й оловоносных

гранитов

р а з н ы х

групп интрузивов

приведены

в табл .

16.

И з

табл . 16 видно,

что акцессории

оловоносных

пород

условно

м о ж н о

разделить

на д в е большие группы. В первую

группу целесо­

кон,

апатит,

ильменит и пирит.

Некоторые

из этих минералов при­

сутствуют

в

близких

количествах в

разных

группах

интрузивов

(циркон,

касситерит

и а п а т и т ) ,

д л я

других

колебания в содержа ­

ниях

достаточно

велики

(ильменит,

пирит,

монацит

и

ф л ю о р и т ) .

М и н е р а л ы

второй

группы

присутствуют

в

интрузивах

л и ш ь одного

или

двух

типов,

при

этом

с о д е р ж а н и я

их

либо близки

(гематит,

анатаз,

рутил, сфен,

лейкоксен, ортит, турмалин, ксенотим, воль­

ф р а м и т

и у р а н и н и т ) ,

либо

резко

различаются

(магнетит,

арсенопи-

Значение этих двух

групп минералов

неравноценно.

М и н е р а л ы первой группы являются определяющими д л я олово­

носных

гранитов

и

у к а з ы в а ю т

на

акцессорно - минеральную

специ­

а л и з а ц и ю

гранитов,

а минералы

второй

группы

могут

служить

дополнительными признаками, х а р а к т е р и з у ю щ и м и типы

интру­

зивов.

Д л я

определения

специализации

оловоносных

гранитов

пред­

ставляется

в а ж н ы м

сравнить

состав

типичных

акцессориев

неоло­

воносных

мезозойских

гранитоидов

З а б а й к а л ь я

с

составом

типич­

ных акцессориев оловоносных гранитов. С этой

целью

в табл . 17

обобщен большой

фактический

м а т е р и а л

по акцессорным минера­

л а м мезозойских

гранитоидов

З а б а й к а л ь я ,

д л я

которых

выделены,

так ж е

к а к

д л я оловоносных гранитов, постоянные,

часто

встречаю­

щиеся

и редкие акцессории.

Сравнение постоянных и часто

встре­

акцессориев,

типичных д л я оловоносных

гранитов,

показывает, что

совместное

присутствие трех

минералов — монацита, флюорита и

касситерита — среди постоянных и часто

встречающихся

акцессо­

риев х а р а к т е р н о только д л я

оловоносных

гранитов .

Так,

нерчуган-

ризуются

обилием

флюорита,

но не с о д е р ж а т касситерита,

а мона­

цит встречается

в

них

очень

редко.

В

гранитоидах кыринского

комплекса

встречается

касситерит,

но

флюорит и

монацит

к р а й н е

редки.

Р е з у л ь т а т ы

а н а л и з а

большого

числа

т я ж е л ы х

фракций

из не­

оловоносных

мезозойских гранитоидов

и

оловоносных

гранитов

З а б а й к а л ь я

показали,

что только совместное присутствие среди

акцессорных

минералов

монацита,

флюорита

и касситерита

в каче-