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

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.

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