Эта формация детально изучена нами на примере Восточного Забайкалья, в рудных полях молибденовых месторождений которого и за их пределами широко распространены субвулканические гранитоиды, представленные весьма многообразно. Они слагают более или менее крупные гранодиорит-порфировые массивы, часто располагающиеся в районе развития эффузивных месторождений. Иногда наблюдаются небольшие тела, сформировавшиеся в приповерхностных условиях и сложенные породами эффузивного облика. В тесной пространственной и временной связи с массивами субвулканических гранитоидов находятся эксплозивные брекчии.
Кроме того, конкретные представители формации субвулканических гранитоидов изучались нами во всех рудных полях медно-молибденовых месторождений южного складчатого обрамления Сибирской платформы и частично Средней Азии.
Исследования Забайкалья последних лет показали, что массивы субвулканических гранитоидов и сопровождающие их многочисленные дайковые образования приурочены к зонам мезозойской активизации древних складчатых структур. Геологическое развитие древних структур в мезозое было очень сложным и своеобразным: в это время происходило формирование наложенных прогибов, выполненных терригенными и вулканогенными отложениями различного возраста. Прогибы, образование которых сопровождалось проявлением магматизма, развивались на разнородном фундаменте в пределах как байкальской, так и каледонской складчатых областей. В настоящее время сохранились только отдельные фрагменты вулканогенных наложенных прогибов, затрудняющие восстановление первоначальных размеров и положения этих структур. Прогибы ограничены крупными региональными разломами, причем разломы представляют активизированные в мезозое древние нарушения, по которым отложения контактируют с фундаментом.
Вопросам расчленения мезозойских (преимущественно юрских) гранитом приведены в монографиях Н. И. Тихомирова и др., Ю.В. Kaзицына и др., Н.С. Вартановой и др.. Изученные нами комплексы и отдельные магматические тела более всего соответствуют нерчинско-заводскому комплексу в понимании Н.И. Тихомирова, хотя в некоторых случаях вопросы возраста и генезиса пород, тектонического положения массивов остаются дискуссионными.
В геотектонических позициях массивов дается много общих черт, и поэтому мы остановимся на характеристике наиболее интересных районов. Одним из них является район Бугдаинского месторождения. Штоки гранит-порфиров расположены в зонах сочленения выступа палеозойского фундамента с юрским прогибом. Выступ фундамента сложен палеозойской песчано-сланцевой толщей, которая, в свою очередь, прорывается палеозойскими же гранитоидами. Непосредственно сам прогиб выполнен прибрежно-континентальными отложениями нижней и средней юры, мощность которых достигает 2—3 км. В зоне сочленения палеозойские породы фундамента и нижнеюрские отложения прогиба прорваны массивами диоритов, гранодиоритов. По данным Н.Д. Тихонова и других исследователей, на размытой поверхности этих массивов и на нижнеюрских отложениях несогласно залегает толща верхнеюрских эффузивов (андезитовые порфиры, кварцевые порфиры, туфы порфиров). С толщей верхнеюрских эффузивов пространственно и генетически связаны дайки и некки, секущие все штоки диоритов и гранодиоритов. Мощность верхнеюрских эффузивов 500 м. Дайки и некки по составу не одинаковы и размещены в различных участках рудного поля, в связи с чем разобщенными в пространстве оказываются и поля развития соответствующих им по составу эффузивов. В основном в районе преобладают дайки, сложенные андезитовыми порфиритами, причем дайкам андезитовых порфиритов сопутствуют эффузивные толщи преимущественно плагиоклазовых андезитовых порфиритов. По предположению Н.Д. Тихонова, пространственная связь, полное тождество структурных особенностей пород в покровах и дайках, наличие в них одинаковых элементов-примесей свидетельствуют о том, что дайки андезитовых порфиритов выполняют подводящие каналы вулканических аппаратов трещинного типа, которые сформировали толщу андезитовых эффузивных порфиритов. Некки сложены эффузивными кварцевыми порфирами, переходящими на глубине 250—300 м от поверхности в гранит-порфиры. С некками пространственно связаны покровы кварцевых порфиров.
Непосредственно в пади Бугдая палеозойские граниты прорваны двумя крутопадающими телами экструзивных порфиров, выполняющих жерло вулканического аппарата. Западнее и южнее вулканического жерла сохранились остатки эффузивных кварцевых порфиров и их туфов с горизонтами туфобрекчий (2—3 м по мощности) в основании. На контакте с вмещающими породами (гранитами палеозоя) кварцевые порфиры основного жерла сопровождаются эруптивными брекчиями, которые представлены фельзит-порфирами с обломками оплавленных гранитов и кварцевых порфиров.
К северу и северо-востоку от Бугдаинского месторождения в Шахтаминском районе, в зоне сочленения палеозойского фундамента и юрского прогиба вскрываются интрузивные образования мезозойского магматического этапа, которые расчленяются на два разновозрастных комплекса. К первому — шахтаминскому — относятся несколько сравнительно небольших массивов и крупный Шахтаминский плутон. Массивы характеризуются многофазовым строением и сложены в основном биотит-роговообманковыми гранитами, гранодиоритами, граносиенитами, а также монцонитами и габбро. Возраст комплекса послесреднеюрский. Гранитоиды Шахтаминского массива являются вмещающими породами месторождения. Ко второму — поздневерхнеюрскому — относятся штоки и дайки разнообразных порфировых пород: граноднорит-порфиров, диоритовых порфиритов, гранит-порфиров, лампрофиров, которые образуют пояс шириной 5—7 км, пересекающий Шахтаминский массив в субширотном поясе, повышенной трещиноватости и тектоническими нарушениями, отражающими древние разломы фундамента. С этапом внедрения и становления субвулканических интрузий связывается проявление эксплозивных брекчий и основного жильного и прожилково-вкрапленного молибденового оруденения.
Многочисленные штоки сопровождающие их дайковые тела развиты в Амананско-Бушулейской, Давендинской зонах региональных разломов и оперяющих их более мелких нарушений. Штоки располагаются в виде цепочки, прослеживающейся на десятки километров. Цепь эта прерывиста, и отдельные ее звенья кулисно заходят друг за друга.
Так, в пределах Амананско-Бушулейского регионального разлома северо-западного простирания в зоне сочленения с тектоническими нарушениями субширотного направления расположено Жирекенское медно-молибденовое месторождение. Этот тектонический узел является местом проявления различных магматических комплексов. Непосредственно в строении рудного поля участвуют породы нижнемезозойского (амананского) интрузивного и верхнемезозойского (жирекенского) вулкано-плутонического комплексов. Наиболее распространены породы амананского комплекса — средне-, крупнозернистые биотит-роговооб-манковые граниты, гранодиориты. Они слагают крупный Бушулейский массив. Жирекенский вулкано-плутонический комплекс пользуется несколько ограниченным распространением. Его ранние фазы представлены дайками диабазовых, диоритовых порфиритов, кварцевых порфиров, кварцевых диоритовых порфиритов, являющихся корнями размытых эффузивов. Интрузивная деятельность Жирекенского комплекса выразилась в образовании штоков субвулканических гранодиорит-, гранит-порфиров, мелкозернистых гранитов. Дайковая фация представлена многочисленными телами гранодиорит-порфиров, диоритовых порфиритов. С субвулканическими гранитоидами тесно ассоциируют тела эксплозивных брекчий.
Широкое развитие верхнеюрских субвулканических гранитоидов и дайковых образований наблюдается в Северо-Восточном Забайкалье, в рудных полях Давендинского, Костромихинского, Ключевского месторождений и за их пределами. Выделенный и детально исследованный Ю.В. Казицыным и др. амуджиканокий подкомплекс объединяет многочисленные интрузивно-экструзивные тела, для которых устанавливается связь с эффузивами. В этот же подкомплекс входят выделенные М.Б. Бородаевской малые интрузии. В северной части Давендинского рудного узла (по кл. Медвежьему) наблюдается молибденовое оруденение в верхнеюрских эффузивах.
Интрузивные и экструзивные тела имеют обычно небольшие размеры (от первых до 10 км2). Форма тел при детальном изучении всегда оказывается сложной, с многочисленными пальцеобразными ответвлениями — апофизами (рис. 1, 2). Часто форма определяется тектоническими нарушениями разнообразного направления; в результате образуются тела полигональной формы (с преимущественным развитием 2—3 направлений континентов). Для штоков характерно зональное строение, выраженное в силу их небольшого размера довольно слабо, но все же иногда можно наблюдать постепенную смену средних, по составу пород у контакта более кислыми — в центральных частях массива.
Среди различных субвулканических образований особо выделяются сложно построенные дайки. Своеобразие геологического строения, петрографического состава и последовательности смены зон, отражающих в миниатюре общий ход магматического процесса, позволили выделить описание сложных даек в самостоятельный раздел.
Для большинства исследованных районов может быть намечена следующая последовательность становления формации субвулканических гранитоидов: 1-я фаза — дайки диоритовых порфиритов, лампрофиров, микродиоритов; 2-я фаза — штоки диоритовых порфиритов, гранодиорит-порфиров, дайки гранит-порфиров, мелкозернистых гранитов, кварцевых диоритовых порфиритов; 3-я фаза — штоки гранит-порфиров, граносиенит-порфиров, дайки диоритовых порфиритов; 4-я фаза — многочисленные дайки гранодиорит-порфиров, диоритовых порфиритов, дайки основного состава.
Необходимо отметить, что схема дается в самом общем виде. В некоторых районах при образовании массивов выпадают отдельные фазы, а иногда изменяется последовательность их становления, но все же общая закономерность формирования от пород основного и среднего состава к кислым имеет место.
Петрографический состав пород формации не отличается большим разнообразием. В основном они представлены гранодиорит-, гранит-и граносиенит-порфирами, диоритовыми порфиритами. Дайковая фация более разнообразна. Это преимущественно породы среднего (диоритовые порфириты) и кислого состава с подчиненным количеством пород основного состава (спессартиты, микрогаббро, керсантиты, диабазовые порфириты).
Гранодиорит-порфиры обладают серой, светло-серой окраской и хорошо выраженной порфировой структурой. Порфировые выделения представлены таблитчатыми кристаллами плагиоклаза, калиевого полевого шпата, шестоватыми кристаллами роговой обманки, листочками темно-бурого биотита, небольшими оплавленными зернами кварца. Количество вкрапленников составляет в среднем 35—40%, доходя иногда до 55—60% объема породы.
Основная масса (базис) лотриоморфнозернистую, реже микропойкилитовую структуры; состоит из кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза, в крайне незначительном количестве присутствуют мелкие кристаллы роговой обманки, чешуйки биотита. Размеры зерен минералов основной массы невелики и колеблются от 0,004х0,004; 0,007х0,007 до 0,02х0,03 см для кварца и 0,007х0,009 до 0,02х0,015 см для плагиоклаза и калиевого полевого шпата.
Вкрапленники плагиоклаза (до 30—35% от общего количества вкрапленников). — альбит-олигоклаза № 10—15 и олигоклаза № 25—28 достигают размеров 0,5—1,2 см; сдвойникованы по альбитовому закону. Изредка встречаются слабо выраженные зонарные плагиоклазы, причем центральные части таких кристаллов имеют более основной состав, чем ядро, что подтверждается полной серицитизацней, а внешние, более кислые, остаются обычно свежими. В основной массе минерал наблюдается в виде мелких призм; по составу отвечает альбит-олигоклазу. Вкрапленники калиевого полевого шпата (до 10—15%) представлены единичными крупными (до 0,9х1,7 см) кристаллами нерешетчатого ортоклаза; 2V=55—64°. Обладают идиоморфными, реже слабо оплавленными очертаниями. Калишпат обычно содержит беспорядочно ориентированные включения плагиоклаза, биотита, кварца; иногда включения располагаются по спайности или двойниковому шву. Кварц во вкрапленниках (40—50%) наблюдается в виде кристаллов изометричной, округлой и неправильной формы с бухтообразными очертаниями. Размеры их непостоянны и колеблются от 1,7x2,0 до 3,5x5,0 мм. В основной массе зерна кварца очень мелкие и всегда имеют неправильную форму. Биотит представлен небольшими табличками размером 1,8x0,9 мм; в основной массе наблюдаются более мелкие чешуйки (0,1x0,02 мм). Минерал плеохроирует от зеленовато-бурого и бурого цвета по оси Ng до соломенно-желтого по оси Np. Показатель преломления Ng = 1,635±0,002, что соответствует 41% общей железистости. Биотит незначительно хлоритизирован, содержит включения апатита, циркона. Акцессорные минералы: апатит, циркон, сфен — приурочены в основном к биотиту и плагиоклазу.
Диоритовые порфириты отличаются от гранодиорит-порфиров большим количеством темноцветных минералов, повышенной основностью плагиоклаза и почти полным отсутствием калиевого полевого
Гранит-порфиры — породы светло-серого цвета с розоватым оттенком. Хорошо выраженные порфировые выделения составляют до 40—45% от общего объема породы и представлены кварцем, плагиоклазом, калиевым полевым шпатом. На отдельных участках количество вкрапленников достигает больше половины объема, кристаллы кварца, плагиоклаза соприкасаются друг с другом, а базис лишь заполняет промежутки между кристаллами. Вкрапленники темноцветных минералов встречаются редко, составляя 1,5—2%. Макроскопически гранит-порфиры отличаются от гранодиорит-порфиров повышенным содержанием вкрапленников кварца и незначительным количеством темноцветных минералов. Основная масса тонко-, микрозернистая; по размерам зерен (0,002—0,005 см) и структуре приближается к основной массе гранодиорит-порфиров, шпата и плагиоклаза (альбит-олигоклаза № 10—12).
Вкрапленники кварца (до 35—40%) представлены крупными (0,9x1,2 см) зернами; форма их самая прихотливая — овальная, удлиненная. Границы вкрапленников с основной массой неровные, пламеневидные, иногда встречаются оплавленные. В основной массе зерна кварца также имеют неровные, часто пламеневидные очертания. Калиевый полевой шпат (20—25%) слагает крупные (1,3х1,8 см) порфировые выделения. Кристаллы имеют незначительно удлиненный таблитчатый габитус, реже наблюдаются зерна неправильной формы с резорбированными краями; часто содержит многочисленные беспорядочно ориентированные включения плагиоклаза и кварца. В основной массе калиевый полевой шпат встречается в виде мелких зерен неправильной формы. Вкрапленники плагиоклаза (20—25%) имеют размеры до 0,7х1,3 см и представлены полисинтетически сдвойникованными кристаллами альбит-олигоклаза № 10—14 и олигоклаза № 18—20. В основной массе плагиоклавита дается в виде мелких (0,08—0,1 мм) идиоморфных табличек, отвечающих по составу альбит-олигоклазу № 10—14. Минерал незначительно серицитизирован, содержит включения биотита и акцессориев. Биотит встречается в форме небольших (1,3х2,5 мм) резко плеохроирующих табличек (Ng — темно-бурый, Np — соломенно-желтый), Ng = 1,640±0,002. Общая железистость Fe:(Fe+Alg) равна 45%. Содержит мелкие включения апатита и циркона.
Для выяснения петрохимических особенностей формации субвулканических гранитоидов мы располагаем 46 анализами пород жирекенского вулкано-плутонического комплекса (табл. 2, 3) и 52 анализами пород субвулканического комплекса района Шахтаминского месторождения (табл. 4, 5). Все анализы пересчитаны по методу А.Н. Заварицкого и в виде векторов нанесены на диаграммы (рис. 3, 4). Для сравнения на диаграммы нанесены векторы средних типов пород по Р. Дэли и вариационные линии составов некоторых естественных известково-щелочных ассоциаций.
При рассмотрении положения фигуративных точек составов пород жирекенского субвулканического комплекса на плоскости ASB (см. рис. 3) обращает на себя внимание, что они группируются в плотный рой, незначительно вытянуты параллельно оси SB. По направлению векторов на плоскости ASB выделяются две группы пород: пересыщенные глиноземом (анализы удовлетворяют условию Al≥K+Na+2Ca) и нормального ряда (2Ca+Na+K≥Al≥Na+K).
Особенности химического состава наиболее кислых пород — мелкозернистых гранитов и гранит-порфиров — сводятся к следующему. Для всех пород группы характерно высокое содержание кремнезема (S = 77,3—82,2%), щелочных алюмосиликатов (а = 11,5—15,0), фемических компонентов (в = 2,5—8,1) и небольшое — полевошпатовой извести (с = 1,2—2,4). Общее количество щелочей достигает 8,5%, отношение щелочей (n = 40,0—63,9) свидетельствует о том, что в одних случаях окись калия преобладает над окисью натрия, в других — наоборот.
Своеобразием химического состава данной группы пород являются повышенные значения коэффициентов а и b. Количество щелочных алюмосиликатов (а) достигает в отдельных случаях 15,1 %, что приближает данные разности пород к щелочным гранитам по Р. Дэли. Высокое значение параметра b, отражающего содержание фемических компонентов, характеризует породы группы как переходные к гранодпорит-порфирам. Во всех породах группы лейкократовая часть преобладает над меланократовой. Даже в породах с повышенным содержанием фемических компонентов светлая часть составляет (в атомных количествах) около 60%, а отношение b:(a+c+Q) равно 8,1 :46,7. В темно-цветных минералах, в основном биотите, железо преобладает над магнием (f':m' = 48,5:13,1; 70,2:10,7); иногда встречаются породы, где это отношение приближается к единице, а содержание железа в биотите лишь незначительно превышает содержание магния (f':m' = 49,2:46,1; 37,2:29,4).
При сравнении положения векторов группы пород с положением векторов средних типов гранитов по Р. Дэли отмечаются следующие особенности: а) мелкозернистые граниты и гранит-порфиры жирекенского комплекса характеризуются большим избытком глинозема, что на диаграмме выражается в более пологом расположении векторов; б) меньшая железистость фемической части — векторы пород группы более длинные, чем векторы средних типов пород; в) начальные точки большинства векторов пород расположены дальше от оси В, чем начальные точки средних типов, что отражает большее (Количество атомов щелочных металлов в алюмосиликатах пород группы; г) некоторые разности гранитов и гранит-порфиров содержат больше кремнезема, что на диаграмме выражается положением фигуративных точек ближе к вершине S.
Группа гранодиорит-порфиров близка к предыдущей по содержанию кремнезема (S = 72,8—78,3), щелочных алюмосиликатов (а= = 13,0—15,4), полевошпатовой извести (с = 0,7—3,0); небольшие отличия заключаются лишь в повышенном количестве фемических минералов и некотором преобладании окиси натрия над окисью калия. Сравнивая химические составы пород группы с составами гранодиоритов по Р. Дэли, необходимо отметить следующее: 1) гранодиорит-порфиры жирекенского комплекса занимают положение между гранитами и гранодиоритами; 2) содержание кремнезема и щелочных металлов в них несколько больше, чем в гранодиоритах по Р. Дэли, а количество фемических компонентов занижено или приближается к средним типам гранодиоритов.
Группа диоритовых порфиритов по содержанию фемических компонентов (b = 8,4—11,0), полевошпатовой извести (с = 1,4—2,3), щелочных алюмосиликатов (а = 12,5—15,1) и отношению щелочей (n = 39,5—73,7) незначительно отличается от гранодиорит-порфиров.
На плоскости ASB фигуративные точки составов занимают промежуточное положение между гранодиоритами, кварцевыми диоритами и сиенитами (по Р. Дэли), приближаясь более всего к гранодиоритам. Некоторые разности пород по содержанию щелочных алюмосиликатов сопоставимы с граносиенитами и сиенитами; различие заключается в незначительном преобладании глинозема и меньшем содержании железистых компонентов. Отношение f':m' в диоритовых порфиритах незначительно превышает единицу, что свидетельствует о равенстве содержаний железа и магния. Помимо основной массы пород наблюдаются разновидности, в которых темноцветные минералы содержат магний в большем количестве, чем железо (f':m' = 37,5:49,0).
Сравнивая по химизму породы жирекенского субвулканического комплекса с известково-щелочными ассоциациями, необходимо отметить следующее: а) фигуративные точки химических составов пород образуют на плоскости ASB рой в верхней части диаграммы, который четко укладывается между вариационными линиями химических составов пород типов Пеле и Йеллоустонского паркa; б) на плоскости CSB рой смещается к оси SB, что отражает меньшее количество полевошпатовой извести в породах комплекса по сравнению с породами приведенных выше естественных ассоциаций.
Анализ диаграммы химических составов пород субвулканического комплекса Шахтаминского месторождения (см. рис. 4) показывает, что фигуративные точки на плоскости АSB образуют рой вытянутой эллипсовидной формы. В верхней части эллипса (в области лейкократовых пород) наблюдается сгущение начальных точек векторов; в центральной и нижней (меланократовой) частях фигуративные точки расположены реже.
Рассматривая особенности химических составов пород группы гранит-порфиров, необходимо отметить повышенное количество в них щелочных алюмосиликатов (а = 12,7—18,5) по сравнению с аналогичными породами жирекенского комплекса; несколько меньше в них кремнезема (S = 70,9—78,9), фемических компонентов (b = 3,3—7,8), полевошпатовой извести (с = 0,9—2,1). Общее количество щелочей на 1,5—2,5% выше, чем в гранит-порфирах жирекенского комплекса, а отношение щелочей (n = 37,8—62,4) остается без изменения. Анализ дополнительных характеристик свидетельствует о том, что большинство пород пересыщено глиноземом (а = 10,8—33,3) и кремнием (Q = 16,3—30,9); в фемических минералах в основном магний преобладает над железом (f':m'=36,8:52,5; 41,2:57,2).
При сравнении составов гранит-порфиров района Шахтаминского месторождения со средними типами пород по Р. Дэли, обращает на себя внимание то, что начальные точки векторов группируются в поле между щелочными гранитами и нордмаркитами, подчеркивая этим большую щелочность пород комплекса.
Группа гранодиорит-порфиров района Шахтаминского месторождения по своему химизму является переходной между гранит-порфирами и диоритовыми порфирами, и поэтому фигуративные точки составов на диаграмме широко разбросаны. По содержанию кремнезема (S = 74,9—77,3), фемических компонентов (b = 4,6—8,9), полевошпатовой извести (с = 0,6—2,0), отношению щелочей (n = 54,8—65,3) породы группы близки к гранодиорит-порфирам жирекенского субвулканического комплекса, отличаясь лишь большим содержанием щелочных алюмосиликатов (a = 14,0—17,7). По щелочности отдельные разности пород приближаются к нордмаркитам и щелочным сиенитам.
Диоритовые порфириты характеризуются значительным количеством кремнезема (S = 71,0—75,3), щелочных алюмосиликатов (а = 12,8—16,9), полевошпатовой извести (с = 1,2—2,5), несколько меньшим — темноцветных компонентов (b = 9,5—11,7) по сравнению со средними типами диоритов, по Р. Дэли. По химизму породы более всего соответствуют кварцевым диоритам; некоторые разности близки к сиенитам.
Анализ химических составов лампрофиров показывает, что из всего комплекса пород этой группе свойственно самое низкое содержание кремнезема (S = 64,5—69,3), полевошпатовой извести (с = 0,3—2,3) и значительное — фемических компонентов (b=16,2—19,1). Особенностью химизма группы является высокое содержание щелочных алюмосиликатов (а = 12,2—17,2), равное известково-щелочным сиенитам. Суммарное количество щелочей достигает 10%; отношение щелочей различно, но преимущественно натрий преобладает над калием (n = 48,7—60,3). Рассматривая дополнительные характеристики, можем отметить, что в составе цветной части (в темноцветных минералах) главную роль играют магнезиально-железистые компоненты, что следует из отношения (m'+f'):c, равного 89,3—10,7, причем магний преобладает над железом (m':f'=62,3:27,0).
Сопоставление результатов химических анализов субвулканических пород района Шахтаминского месторождения и естественных известково-щелочных ассоциаций показывает, что субвулканическим породам свойственно высокое содержание алюмосиликатов. Фигуративные точки химических составов субвулканических пород на плоскости ASB смещаются в область щелочных ассоциаций и располагаются между вариационными линиями типа Йеллоустонского парка и Этны. Исключение составляют лампрофиры: фигуративные точки химических составов отдельных их разновидностей размещаются в поле щелочных пород и приближаются к вариационной линии типа Mapoc — Хайвуд. На плоскости CSB фигуративные точки составов субвулканических пород располагаются в более широком поле, ограниченном вариационными линиями естественных ассоциаций типа Йеллоустонского парка и Криппл-Крик.
Для выявления элементов сходства и различия одноименных групп пород жирекенского вулкано-плутонического комплекса и комплекса субвулканических пород района Шахтаминского месторождения их составы сравнивались с помощью методов математической статистики. Для каждой группы пород получены: среднее арифметическое содержание (x), стандартное отклонение (S), дисперсия (S2), коэффициент асимметрии (А), показатель эксцесса (E), коэффициент вариации (Cv), критерии достоверности выборочных показателей (tA, tE)*. При статистическом анализе использовались весовые проценты содержания породообразующих окислов.
Анализ данных табл. 6 и 7 показывает, что в основном все окислы в представленных выборках распределены по нормальному закону; исключение составляет распределение окиси натрия в гранит-порфирах субвулканического комплекса района Шахтаминского месторождения, где величины |tA| (3,37) и |tE| (3,23) незначительно превышают критические значения.
Рассматривая статистические параметры распределения наиболее важных породообразующих окислов в породах обоих комплексов, необходимо отметить, что среднее содержание окиси кремния во всех выделенных группах пород жирекенского комплекса несколько выше, чем в аналогичных группах пород субвулканического комплекса района Шахтаминского месторождения. Так, в гранит-порфирах это превышение достигает 1,78%, в гранодиорит-порфирах — 1,58, в диоритовых порфиритах — 1,79%. Для всех групп пород комплексов характерны невысокие значения стандартных отклонений, дисперсий и коэффициентов вариации.
Средние содержания трехвалентного железа в породах комплексов различаются крайне незначительно; исключение составляет группа диоритовых порфиритов жирекенского комплекса, в которой среднее содержание Fe2O3 составляет 1,91, т. е. на 0,6% выше, чем в диоритовых порфиритах Шахтаминского месторождения. Высокое значение коэффициента вариации содержания Fe2O3 в диоритовых порфиритах жирекенского комплекса (Сv = 81,2) свидетельствует о большом рассеянии вариант. Породы всех групп характеризуются низкими значениями стандартных отклонений и дисперсий для Fe2O3. Близкие параметры распределения наблюдаются у двухвалентного железа.
Наиболее высокие средние содержания окиси магния отмечаются в субвулканических породах района Шахтаминского месторождения. Так, в гранит-порфирах оно равно 1,31 и увеличивается при переходе к более основным разностям пород (в диоритовых порфиритах x = 3,07, в лампрофирах 6,19). В гранит-порфирах жирекенского комплекса среднее содержание окиси магния достигает лишь 0,70, а в диоритовых порфиритах 2,08. Максимальная вариабильность в содержании окиси магния наблюдается в гранодиорит-порфирах жирекенского комплекса (Ct = 64,9), наименьшая — в лампрофирах района Шахтаминского месторождения (Сv = 9,0).
Средние содержания окиси натрия во всех группах пород жирекенского комплекса изменяются слабо: наибольшей величины они достигают в гранит-порфирах (S = 3,91 при S2 = O,52; Cr = 18,0), минимальной — в мелкозернистых гранитах (S = 3,73 при S2 = 0,19; Cv = 11,5). В породах субвулканического комплекса района Шахтаминского месторождения средние содержания окиси натрия несколько выше, а в отдельных случаях (гранит-порфиры) равны таковым в аналогичных породах жирекенского комплекса.
Средние содержания окиси калия в исследуемых группах пород близки между собой и имеют тот же характер распределения, что и средние содержания окиси натрия. Некоторое исключение составляет группа гранит-порфиров района Шахтаминского месторождения, в которой среднее содержание окиси калия равно 4,91%, а критерии достоверности выборочных данных незначительно превышают критические значения.
Для оценки различия дисперсий и средних содержаний породообразующих окислов в одноименных группах пород жирекенского вулкано-плутоиического комплекса и субвулканического комплекса района Шахтаминского месторождения были использованы критерии Стьюдента (tn) и Фишера (Fn).
Анализ полученных данных (табл. 8, 9) позволяет сделать следующие выводы.
1. Различия в отношении дисперсий содержаний породообразующих окислов (TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, AlgO, CaO, Na2O) в гранит-порфирах жирекенского субвулканического комплекса и комплекса субвулканических пород района Шахтаминского месторождения несущественны. Отношения дисперсий окиси кремния в обоих комплексах различаются с доверительной вероятностью более 95 и менее 99%.
При сравнении дисперсий содержаний породообразующих окислов в диоритовых порфиритах обоих комплексов наблюдается почти такая же зависимость, что и для гранит-порфиров: дисперсии TiO2, Al2O3, FeO, MgO, K2O различаются незначимо, a SiO2, Fe2O3, Na2O — с доверительной вероятностью более 95 и менее 99%.
2. Величины различия выборочных средних (Критерий Стьюдента) в гранит-порфирах жирекенского комплекса и комплекса субвулканических пород района Шахтаминского месторождения в большинстве случаев намного меньше критических значений при 5%-ном уровне значимости; для окиси кремния и окиси магния они превышают 99%-ный доверительный уровень.
Критерий Стьюдента для таких породообразующих окислов диоритовых порфиритов, как SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, меньше критических значений при 5%-ном доверительном уровне значимости, что свидетельствует о несущественных различиях средних содержаний сравниваемых окислов, лишь для Fe2O3 различие средних содержаний превышает 95%-ный уровень, но ниже 99%-ного.
Рассчитанные парные коэффициенты корреляции (табл. 10, 11) позволяют установить характер связей между отдельными породообразующими окислами в одноименных группах пород разных комплексов. Так, в гранит-порфирах жирекенского вулкано-плутонического комплекса устанавливается положительная корреляционная связь с 1 %-ным уровнем значимости между TiO2 — Na2O, MgO — CaO и отрицательная — с аналогичным уровнем значимости между Na2O — K2O, причем в обоих случаях степень прямой и обратной корреляции остается выше средней и сильной. Положительная корреляционная связь с 5%-ным уровнем значимости установлена для Fe2O3 — MnO, FeO — K2O и отрицательная — для SiO2 — FeO, SiO2 — CaO, TiO2 — K2O, Al2O3 — Na2O.
В гранит-порфирах субвулканического комплекса района Шахтаминского месторождения наблюдается положительная корреляция с 1%-ным уровнем значимости между SiO2 — FeO, TiO — Al2O3, TiO2 — K2O, Al2O3 — Na2O, CaO — Na2O; отрицательная с 1%-ным уровнем значимости — между SiO2 — TiO2, SiO2 — Al2O3, SiO2 — Na2O, TiO2 — FeO, FeO — Na2O. Степень прямой и обратной корреляции почти во всех случаях сильная. Положительная корреляция с 5%-ным уровнем значимости установлена для Fe2O3 — Na2O, Fe2O3 — K2O, MnO — K2O; отрицательная — для TiO2 — CaO, Fe2O3 — FeO, FeO — CaO.
В диоритовых порфиритах жирекенского вулканического комплекса устанавливается лишь обратная корреляционная связь с 1%-ным уровнем значимости между SiO2 — CaO, Fe2O3 — K2O, Na2O — K2O; степень корреляции сильная. Положительная корреляция с 5%-ным уровнем значимости определена для TiO2 — MgO, TiO2—Na2O, Fe2O3—Na2O, отрицательная — для TiO2 — K2O, Fe2O3 — FeO. В аналогичных породах субвулканического комплекса района Шахтаминского месторождения наблюдается прямая корреляция с 1%-ным уровнем значимости между TiO2 — MgO, Al2O3 — Na2O, обратная — между TiO2 — Al2O3. Степень корреляции средняя. Положительная корреляция с 5%-ным уровнем значимости определяется лишь для MnO — MgO, отрицательная — для MgO — Na2O.
Сопоставление химических анализов главных групп пород двух субвулканических комплексов свидетельствует о близости их составов.
Сравнивая составы гранитоидных пород субвулканических комплексов и вмещающих пород крупных плутонов, необходимо отметить их большое сходство (табл. 12); эта же близость подтверждается сравнением химических составов биотитов (табл. 13), что позволяет предполагать вовлечение в процесс магмообразования субвулканических комплексов гранитоидных пород Бушулейского и Шахтаминского плутонов.
Из других регионов нами кратко рассматривается магматизм Copского медно-молибденового месторождения, расположенного в пределах восточного склона Кузнецкого Алатау и Алмалыкского рудного района Восточного Узбекистана.
По вопросу о расчленении интрузивных образований Сорского района нет единого мнения.
Рудное поле месторождения сложено магматическими породами, относящимися к двум комплексам: нижнепалеозойскому гранитоидному и среднепалеозойскому субвулканическому. Первому принадлежит крупный Уйбатский массив, размещенный в замковой части антиклинального поднятия. Массив сложен диоритами, гранодиоритами, плагиогранитами, адамеллитами, граносиенитами, биотит-роговообманковыми гранитами. Породы комплекса прорывают и метаморфизуют кембрийские отложения. Галька гранитоидных пород комплекса присутствует в основании тейской свиты верхнего силура — нижнего девона.
Срсднепалеозойский вулканический комплекс представлен небольшими штокосбразными телами лейкократовых гранитов, щелочных порфиров и сопровождающими их дайками, приуроченными к зонам нарушений субмеридионального и субширотного простирания. Становление пород комплекса проходило в три этапа: лейкократовые граниты; порфиры I и порфиры II. Контакты порфиров с лейкократовыми гранитами обычно резкие. Однако в ряде случаев отмечаются постепенные переходы между ними через мелкозернистые порфировидные разности гранитов. Такие фациальные соотношения наблюдались по ряду скважин и по карьеру на глубоких горизонтах. Мелкие дайки порфиров на Северном, Южном и Лагерном участках как бы «висят» в гранитах, не имея корней, а наиболее крупный шток порфиров I в центре месторождения с глубиной расщепляется и на 500—550 м от поверхности выклинивается, «растворяясь» в гранитах. Ниже этого уровня порфиры вообще не встречены.
С этапами становления комплекса тесно связано эксплозивное брекчирование, наиболее четко зафиксированное при формировании штока порфиров I. Химические составы порфиров близки к составу лейкократовых гранитов: для них характерно высокое содержание кремнезема (S = 75—82), щелочей (до 8,5%), пересыщение глиноземом и низкое содержание темноцветных минералов (b = 1,0—4,5).
Алмалыкский рудный район расположен на северных склонах Кураминского хребта и входит в состав Кураминской подзоны Чактало-Кураминской структурно-формационной зоны. В геологическом строении района принимают участие три структурно-литологических этажа: нижнепалеозойский (О—D), среднепалеозойский (D2—Р) и мезокайнозойский. Первый структурный этаж подразделяется на два яруса: сланцы (О—S) и прорывающие их биотитовые граниты, аляскиты; эффузивы и субвулканические образования (D1). В составе второго этажа выделяются три яруса: известняки (D2 — Р), доломиты (D2—C1), андезитовые порфириты, сиенито-диориты; андезиты, андезито-дациты акчинской и надакской свит, а также сиенит-порфиры, сиенито-диоритовые порфириты (C2—C3); андезито-дацитовые порфириты и умеренно кислые порфировые интрузии (P1—P2). Третий структурный этаж представлен осадками мела и палеогена. Интрузивные образования Алмалыкского рудного района относятся к трем комплексам — неокаледонскому, герцинскому и позднегерцинскому, каждый из которых объединяет полный магматический цикл.
Особенностью геологического строения района является развитие многочисленных штоков и даек гранодиорит и гранит-порфиров, которые контролируются тектоническими нарушениями близширотного и северо-западного простирания. Возраст штоков и даек определяется как C3—P1. В пределах рудного поля дайки гранодиорит-порфиров прорывают крупный массив сиенито-диоритов. Широкое распространение порфировых пород привело к тому, что из одного района породы, близкие по составу и возрасту, относились к различным комплексам. Изучение петрографического состава, структурных, текстурных и петрохимических особенностей пород приводят к выводу, что правильнее рассматривать эти разрозненные комплексы как фазы единого субвулканического комплекса. К этому же комплексу относятся сложно построенные дайки и тела эксплозивных брекчий. Медно-молибденовое оруденение локализуется в породах верхнего и нижнего структурных этажей и имеет тесную пространственную и временную связь с дайками, штоками гранодиорит-порфиров алмалыкского типа.
- Общая характеристика медно-молибденовой рудной формации
- Древние (ископаемые нелитифицированные) комплексные россыпи
- Россыпи золота и касситерита
- Россыпи алмазов
- Россыпи (комплексные) тяжелых минералов с удельным весом 4,2-5,3 в песках
- Типы прибрежных россыпей, их значение и распространение
- Особенности строения современных прибрежно-морских осадочных слоев
- Динамика абразионно-аккумулятивных процессов в береговой зоне
- Гидродинамический режим прибрежной зоны
- Морфологические элементы береговой зоны