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

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 .