Файл: Рудакова Ж.Н. Оловоносные граниты Юго-Западного Забайкалья.pdf

С о с т ав раннего калиевого

полевого

ш п а т а из хапчерангинских

гранит - порфиров — О г 7 9 А Ь 2 і — определен из следующих

соотноше­

ний

щелочей:

К2О—-11,55%,

Na 2 0 — 2,90% .

Присутствие

в нем

незначительного

количества

С а О (0,20%) объясняется

включения ­

ми

резорбированного

п л а г и о к л а з а .

К в а р ц

ранней

генерации

образует

крупные

(от 0,7 до 1,5 мм)

изометричные

выделения,

о б л а д а ю щ и е

с л а б ы м

о б л а ч н ы м

погаса ­

нием. Б о л ь ш а я

часть

вкрапленников

к в а р ц а о к р у ж е н а

микропегма ­

титовой каймой

шириной

0,2—0,4 мм,

п р е д с т а в л я ю щ е й

очень

тон­

кое

срастание

к в а р ц а

с

к а л и е в ы м полевым

шпатом .

Интересной

особенностью

этих

срастаний

является

одновременное

погасание

к в а р ц а

во в к р а п л е н н и к а х

и в микропегматитовой

кайме, что

м о ж е т

быть наилучшим

о б р а з о м

объяснено р а з р а с т а н и е м

в к р а п л е н н и к о в

к в а р ц а .

Поздний к в а р ц представлен мелкими

(от 0,03 до 0.15 мм)

зерна ­

ми, форма

которых

близка

к изометричной. В участках

с

микропег­

матитовой

структурой

он

находится

в

закономерном

срастании

с к а л и е в ы м полевым

шпатом .

П л а г и о к л а з ы

ранней

и

поздней

генераций

отличаются

л и ш ь

р а з м е р а м и

зерен.

Так, дл я раннего

п л а г и о к л а з а

х а р а к т е р н ы

таб ­

литчатые выделения длиной 1—2,5 мм,

а табличка

позднего

пла­

гиоклаза достигает в длину л и ш ь 0,08—0,3

мм. Р а н н и й

п л а г и о к л а з

слабо

зонален .

Ш и р о к о

развиты

альбитовые

двойники.

Состав

п л а г и о к л а з а обеих

генераций

а л ь б и т — о л и г о к л а з

№

5—18,

степень

упорядоченности

раннего

п л а г и о к л а з а

варьирует

от 0,3 до 0,8.

Угол

оптических

осей колеблется

от + 8 4 до

+ 8 8 ° .

Биотит

представлен

т а б л и т ч а т ы м и

или мелкочешуйчатыми об­

р а з о в а н и я м и ,

размер

которых

изменяется

от 0,05 до 0,8 мм. Ч а с т о

биотит

н а р а с т а е т

на вкрапленники к в а р ц а ,

выполняет

п р о м е ж у т к и

м е ж д у м и н е р а л а м и

второй

генерации,

но оказывается

включенным

в микропойкилитовую

кайму

калиевого

полевого

шпата .

О д н а к о

биотит полностью

ка к к в а р ц

и п л а г и о к л а з :

части чешуек

биотита

о к а з ы в а ю т с я

обычно

за

пределами

зерен

калиевого

полевого

шпата .

Биотит

плеохроирует

в красновато - бурых

тонах

от интенсивно

о к р а ш е н н ы х по Ng

до золотисто - желтых по Np. В р а з р е з а х , п а р а л ­

лельных

плоскости

спайности (001),

н а б л ю д а е т с я

зональность,

х а р а к т е р и з у ю щ а я с я

постепенным

ослаблением

окраски

от центра

к р и с т а л л а

к

периферии.

Н а и б о л е е

гуетоокрашенные

разновид ­

ности

биотита

имеют и более

высокие

показатели

светопреломле ­

ния: j V m = 1,638+0,002. В бледноокрашенном

биотите

Nm

варьиру ­

ет от

1,630+0,002

до

1,619+0,001.

Биотит

содержит

включения

идиоморфных кристаллов циркона и апатита . Вокруг

зерен цирко ­

на возникают плеохроичные дворики .

Биотит хлоритизирован и мусковитизирован .

Рентгенографиче ­

ский

а н а л и з его из

о б р а з ц а

355а

(коллекция

Н. И. Тихомирова)

подтверждает,

что это механическая смесь биотита,

хлорита и мус-

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