Файл: Петраченко, Р. И. Вторичные кварциты, пропилиты и оруденение в мезозойских и кайнозойских эффузивах Приморья.pdf

но в эндоконтакте интрузии кислотное выщелачивание не

проявлено.

Выходы вторичных кварцитов линейно вытянуты (до 3 км)

всубширотном направлении (рис. 11). Зональность выражается

всимметричном расположении фаций относительно предпола­ гаемых тектонических нарушений такого же направления. Самые центральные зоны сложены крупночешуйчатой слюдой — мусковитом, хорошо раскристаллизованным кварцем и гемати­ том. Вероятно, здесь же присутствуют такие характерные ми­ нералы, как диаспор, корунд, топаз, обнаруженные в шлихах водотоков. Следующая зона сложена в основном кварцем и обычной для вторичных кварцитов мелкочешуйчатой разно­ видностью слюды — серицитом. Гематита здесь мало, большую роль играет пирит. Краевые зоны имеют кварцево-гидрослюди­ стый состав. Они представляют собой зону перехода к альбитгидрослюдистым пропилитам самых внешних зон метаморфиз­

ма, где уже видны черты первичных пород — туфов с обломка­ ми кварца, полевых шпатов. Последние представлены альбитом и частично сериц'нтизнрованы; темноцветные полностью разло­ жены, замещены гидрослюдой, отчасти бледноокрашенным хло­ ритом. Цементирующая масса превращена в тонкокристалличе­ ский агрегат кварца, альбита (?), слюдки.

К югу от описанных пород выходят алунитовые н диккитовые вторичные кварциты, разделенные полосой слабо пропилитизированных туфов. Они занимают небольшую площадь, но обнаруживают отчетливое зональное строение. Исходные поро­

В начальной стадии изменения хлоритизнруются темноцветные; по полевым шпатам и отчасти по биотиту развиваются тонко­ чешуйчатые агрегаты зеленовато-желтой слюдки; полевые шпа­ ты альбитизпруются. Состав пород начальной стадии изменения отражен в табл. 14 под № 4908, 4909. Характерно малое содер­ жание CaO, MgO при сохранившихся К20, Na20. Следующая по интенсивности стадия изменения — образование серицитовых кварцитов краевой зоны, откуда вынесены CaO, MgO, Na20, но калий остался. Визуально и микроскопически в породах обна­ руживаются черты строения исходных пород.

Центральные части тел сложены диккитовыми и алунитовыми кварцитами, с различными соотношениями алунита и диккита. Алунитовые кварциты имеют розовую или сиренево-розо­ вую окраску с белоснежными прожилками диккита. Розовый цвет обязан алуниту, необычайно крупнокристаллическому по сравнению с другими проявлениями Приморья. Спектральный и химический анализы алунитовых кварцитов не показывают никаких особенностей состава. Наряду с розовым встречается и белый тонкозернистый алунит. Окраска под микроскопом не­ заметна. Алунит образует агрегатные псевдоморфозы по таблит­ чатым кристаллам, причем форма зерен его удлиненная, приз-

Т а б л и ц а 14

Химический состав (вес. %) измененных пород Ольгинского поля

кварциты. Все анализы выполнены в лаборатории ДВГИ.

матическая, до 1,2 мм в длину (рис. 18). Показатели преломле­ ния Ne— 1,592, No =1,574. По рентгенограмме алунит идентичен

анализов: обр. № 4912, К20 — 1,84%, Na20 — 0,28%, обр. № 491.1а, К20=2,52% , Na20 — 0,40%).

Чисто диккитовые кварциты развиты локально, диккит ас­ социирует с алунитом или образует прожилки. Встречается не­ обычайно крупная разновидность диккнта с размерами шести­

анализы диккнтовых кварцитов с сильным окварцеванием при­ ведены в табл. 14.

85

Кратко генетические особенности Ольгинского поля пред­ ставляются нам следующими. Гидротермально-метасоматиче- ские процессы развивались на фоне разнообразной эффузивно­ экструзивной и интрузивной деятельности. Возможно, что Вла­ димирский массив, вулканиты и поствулканические продукты связаны с общим близповерхностным магматическим очагом. Наиболее интенсивный метасоматоз пород проявился в зоне экзоконтакта интрузии гранптоидов и очень слабо — в пределах самой интрузии. Вторичные кварциты представлены двумя ти­ пами фаций: высокотемпературными грейзеноподобными мусковитовыми кварцитами с гематитом и более низкотемпературны­ ми алунитовымн, дпккптовыми п серицитовыми. Характерна их пространственная разобщенность в противоположность более обычному совмещению алуннтовых и высокоглиноземистых

кислотность растворов не была настолько высокой, чтобы обес­ печить вынос калия из осевых зон выщелачивания. Метасома­ тоз в южной части поля происходил под влиянием растворов с преобладанием сернистых соединений, окисляющихся до сер­ ной кислоты в приповерхностных горизонтах. Изменение харак­ тера растворов в местах разгрузки связано с изменением со­ става летучих во времени и поступлением их из более глубоких частей кристаллизующегося очага.

МИЛОГРАДОВСКОЕ ПОЛЕ

Гидротермально измененные породы в бассейне р. Милоградовкп были известны давно, еще по работам 40-х годов, но де­ тальных описаний их не было, пока не появились работы Ком­ плексной тематической экспедиции ПГУ в 1963 г. (А. Н. Родио­ нов. В. В. Скопин) и Морской экспедиции ПГУ (В. М. Пав­ лов, 1966 г.). В приведенном ниже описании использованы ма­ териалы главным образом А. Н. Родионова, М. А. Островской, В. М. Павлова и в меньшей степени — наблюдения автора.

В геологическом строении поля принимают участие вулкано­ генные породы верхнего мела, представленные приморской, или кисннской, свитой сенон-датского возраста. Породы делятся на две пачки: нижнюю смешанного состава — дациты, липаритовые порфиры, туфы, туфолавы, пгннмбрнты — и верхнюю — кристаллокластические туфы и туфолавы порфиров (рис. 12). Для нижней пачки характерно постепенное раскисление пород от андезитовых дацитов через туфы смешанного состава до туфов липаритовых порфиров. Для кислых туфов верхней пач­ ки характерно наличие крмсталлотуфов, насыщенных крупными кристаллами кварца и полевых шпатов, аналогично тому, что мы наблюдали на Майском участке Евстафьевского поля. Кон-

86

Рис. 12. Геологическая карта участка «Космос» Мнлоградовского поля (по А. Н. Родионову и В. М. Павлову).

1— аллювиальные отложения; 2 — верхняя пачка кнсинской свнты; 3 — нижняя пачка кнсинской свнты; 4 — дайка кварцевых порфиров; 5 — тектонические нарушения уста* новлеиные (/) и предполагаемые (2); б — зоны дробления; 7 — пропилитнзацня (/), аргиллнтнзацня (2); 8 — сернцитнзацня и окварцеваипе; вторичные кварциты; 9 — серпцнтовые, 10 — каолннптовые, 11— монокварцнты, 12 — алуннтовые с прнмесыо ан­ далузита, диаспора и корунда; 13 — границы геологические (/), измененных пород (2).

такт верхней и нижней пачек в пределах поля тектонический, но на удалении от него — нормальный стратиграфический (ази­ мут падения северо-восток под углом 5—20°). По тектоническо­ му нарушению, как предполагает В. М. Павлов, произошло блоковое опускание пород верхней пачки на 100— 150 м. Сама поверхность сброса представлена зонами интенсивно дроблен­ ных и лнмонитнзированных пород. От тектонического контакта

фиров и, вероятно, по алевропелитовым пепловым туфам верхней части нижней пачки кнсинской свиты. Наиболее интен­ сивный метасоматоз проявился на участке «Космос». Площадь развития вторичных кварцитов 0,08 км2, а вместе с пропилитами около 2,5 км2. Массив вторичных кварцитов занимает кру­ той берег реки, поэтому можно было наблюдать разрез изменен­ ных пород высотой около 120 м и установить зональное рас­ пределение их по вертикали. Вместе с тем по обнажениям и канавам удалось наметить смену пород и в горизонтальном

87

плане. Зональность пород наиболее полно и сравнительно от­ четливо проявлена в центральной части площади вторичных кварцитов, на уровне развития алунптовых вторичных кварци­ тов (см. рис. 12). В горизонтальном ряду здесь наблюдаются: алупнтовые кварциты; каолшштовые н сернцитовые кварциты; аргиллпзированные породы (с монтмориллонитом); пропплитизированные породы с хлоритом; в вертикальном разрезе через алуннтовую зону (снизу вверх): пропилитизированные туфы, туфолавы пли окварцованные н серицнтпзпроваиные туфы липаритовых порфиров; сернцитовые кварциты; каолпннтовые кварциты; алунитовые кварциты; монокварциты; серицптизнрованпые, окварцованные, слабо пропилитизированные туфолавы липаритовых порфиров. Наиболее резкие контакты с другими зонами имеют алунитовые кварциты и монокварцпты; осталь­ ные зоны имеют постепенные переходы.

Алунитовые кварциты образуют неправильной формы тело мощностью до 20 м, вытягивающееся на 140 м по простиранию.

30%. Наиболее сложны по составу андалузпт-диаспор-алунито- вые породы, иногда с корундом. Обломки пород и полевых шпатов первичных туфов замещены алунитом, андалузитом, мусковитом, пирофиллитом и диккптом; реже встречаются порфиробласты или псевдоморфозы диаспора, корунда, андалу­ зита и кварца. Основная масса алуппт-каолинпт-кварцевая тонкозернистая, с рассеянными кристалликами рутила, гемати­ та (?), циркона. Алунит образует изометричные пли вытянутые

псевдоморфоз и рассеянных зерен алунит образует подобие

держащп.х пород. Он образует мономпнеральпые псевдоморфо­ зы по кристаллам полевых шпатов (?) и обильно развивается в цементе. Диаспор образует порфиробласты удлиненных кри­ сталлов или в виде мелких разъеденных кварцем и алунитом зерен рассеян по основной массе породы. По диаспору разви­ вается пирофиллит-глинистый или серицитовый тонкочешуйча­ тый агрегат. Андалузит представлен крупными, до 1,0 мм в длину, узкими таблитчатыми пли мелкими пластинчатыми кристаллами (подтверждается оптически). Образует скопления, иногда сохраняющие очертания крупных призматических зерен (полевых шпатов?). Андалузит политизируется, становится се­ рым и низкодвупреломляющнм — вплоть до полного замещения его изотропным неднагностируемым минералом. В зоне алуиитовых кварцитов М. А. Островской обнаружен корунд в виде тонкопризматическнх кристаллов с изъеденными алунитом гра-

88

минералов резко колеблются, иногда до ныпадеиия одного или нескольких из них.

Вторая выделяемаи разновидность алунитеодержащих пород центральной зоны — алунитовые кварциты, наиболее простые по составу, с содержаниями алунита 20—80%. Они состоят из кварца, алунита, каолинита, серицита.

Монокварциты — тонкозернистые сливные породы белого и сизо-серого цвета. Визуально различается тонкослоистая тек­ стура, вероятно, реликтовая, как результат замещения слоистых пепловых туфов. Под микроскопом структура пород однородная микро- и кринтозериистая, с редкими порфировидными выделе­ ниями первичного кварца. Кварц составляет 90—95% всего объема, остальное — каолинит, серицит, рутил. Пространствен­ но монокварциты четко выделяются в виде короткого (120 м) линзообразного тела с максимальной мощностью 35 м. С севе­ ра монокварциты ограничены тектоническим нарушением; степень изменения пород дальше резко падает. Другие контак­ ты менее резкие, монокварцевые породы постепенно переходят в серицитовые кварциты.

Каолинитовые и каолинит-серицитовые кварциты непосред­ ственно окаймляют алунитовые. Их мощность в вертикальном разрезе 5—6 м. Среди них различаются равномерно-тонкокри­ сталлические каолинит-кварцевые породы, развившиеся по алевро-пелнтовым пепловым туфам, и менее, однородные каолпннтовые и каолинит-серицитовые кварциты но псаммито-алев­ ритовым туфам. Каолинит образует мономаперальные или биминеральиые каолинит-серицитовые и каолшшт-кварцевые псевдоморфозы. Основная масса каолшшт-кварцевая. В поро­ дах изредка наблюдаются плохо выраженные прерывистые и тонкие (десятые доли миллиметра) прожилки каолинита или кварца+каол пиита.

Серицитовые кварциты — наиболее широко развитая фация. На внешнем их облике сказываются различия в составе первич­ ных пород. Плотные тонкозернистые кварциты развились по алевро-пелнтовым- туфам, рыхлые неоднородные — по псамми­ товым. В серицптовых кварцитах отмечена (В. М. Павлов, 1966 г.) рудная минерализация: вкрапленность галенита, пири­

пом имеют четкую реликтовую обломочную структуру с полными псевдоморфозами пирофиллита по всем без исключения кри­ сталлам или обломкам. Основная масса кварц-пирофиллитовая. Диаспор образует незначительную примесь. Пирофиллит — тонкочешуйчатый высокодвупреломляющий минерал, со сред­

89