Калишпатизированные породы. В результате калишпатизации на месторождении были образованы порфиробласты, прожилки, жилообразные тела и гнезда, которые наблюдаются среди гранитоидов как амананского, так и субвулканического комплексов.
В амаканских гранитах наблюдаются переходы от пород с единичными, но крупными (до 2—3 см) порфиробластами калишпата к породам с большим содержании последних, а затем к мономинеральным калишпатовым телам. Калиевый полевой шпат в гранитах образует ксеноморфные зерна и крупные идиоморфные кристаллы, развивающиеся по плагиоклазу и биотиту. Взаимоотношения калишпата с другими породообразующими минералами указывают на длительное время его выделения. При этом, если начало приходится на позднемагматическую стадию становления гранитов, то наиболее интенсивное образование калишпата фиксируется при наложенных процессах, когда формируются кварц-биотит-калишпатовые и калишпатовые тела и гнезда, приуроченные обычно к тектонически ослабленным зонам. Порфиробласты калиевого полевого шпата (2V от —60 до —80°) часто содержат многочисленные реликты биотита и плагиоклаза. Калиевый полевой шпат в существенно калишпатовых образованиях представлен ортоклазом с 2V от —70 до —85°. В периферийной зоне зерен последнего отмечаются очень тонкие альбитовые оторочки. Калиевые полевые шпаты, особенно из мономинеральных калишпатовых образований (табл. 64), характеризуются низким содержанием натрия, что отмечалось и В.Т. Покаловым. Содержание натрия в основном определяется присутствием пертитов в порфиробластах и тонких альбитовых оторочек вокруг калишпатов з метасоматических телах и гнездах.
В мелкозернистых гранитах субвулканического комплекса кали-шпат развивается преимущественно по плагиоклазу, образуя мелкозернистые порфиробласты. Мелкозернистым агрегатом сложены также и гнезда. Характерна ассоциация калишпата с турмалином в отличие от амананских гранитов, где обычным является биотит-калишпатовый парагенезис. В гранит-порфирах калишпат образует порфировые вкрапленники, прожилки и гнезда, содержит пертиты струйчатого строения, а также резорбированные зерна плагиоклаза.
Угол оптических осей калишпатов отмеченных образований непостоянен и зависит от интенсивности калишпатизации. Наименьшие углы характерны обычно для калишпатов начальных стадий изменения, наибольшие — для хорошо образованных кристаллов из полевошпатовых, кварц-полевошпатовых, кварц-биотит-полевошпатовых и биотит-полевошпатовых тел. Степень триклииности калиевых полевых шпатов даже в случае наложения последующих процессов, проявленных на месторождении, остается минимальной (Δр=0), и ее изменение рентгенографически не фиксируется. Минимальная степень триклинности (Δp = 0) отмечена и для калишпатов всех исследованных нами метасо-матитов Давендинского и Костромихинского месторождений, что отчетливо выделяет их среди калишпатовых образований, связанных со становлением вмещающих гранитов Pz (последний калишпат имеет Ap = 0,75—1,00). Низкой степенью триклинности (Δр = 0,0—0,1) характеризуется и калишпат из метасоматических образований Шахтаминского месторождения.
Биотит в калишпатизированных породах замещается пиритом. При этом реликты биотита обладают значительно меньшей железпстостью по сравнению с биотитом исходных пород (биотит и? неизмененных гранитов — Nm = 1,634; биотит из калишпатизированных гранитов — Nm = 1,600—1,610). В калишпатовых гнездах часто присутствует новообразованный существенно магнезиальный биотит.
При калишпатизации вынос компонентов в целом преобладал над привносом, что обусловило значительное понижение объемного веса измененных пород по сравнению с исходными (табл. 65, 66).
При формировании калишпатовых метасоматитов по биотитовым гранитам амананского комплекса заметно привносились калий, алюминий и отчасти летучие компоненты, в частности сера. При этом привнос летучих компонентов (по потерям при прокаливании) зафиксирован в основном для наиболее преобразованных разностей пород. Калишпатизированные граниты, являющиеся внешней метасоматической зоной калишпатовых метасоматитов, вообще слабо отличаются по составу от исходных пород. Преобразования здесь проявились в основном в перераспределении компонентов внутри самой породы, в некотором обогащении ее за счет компонентов, выщелоченных из внутренних метасоматических зон (таких, как железо, магний, кальций), а также в частичном выносе кремнезема. Вынос кремнезема для процесса калишпатизации вообще является характерной особенностью. Именно этим объясняется формирование в пределах медно-молибденовых месторождений с широко проявленной калишпатизацией крупных существенно кварцевых и кварц-полево-шпатовых тел. Подобные образования характерны, в частности, для Сорского месторождения, для месторождения Цаган-Субурга (МНР) и т. д. К ним же, по-видимому, можно отнести не только кварц-полево-шпатовые образования Жирекенского месторождения, но и отмечаемые иногда по скважинам крупные кварцевые тела.
Некоторый привнос магния зафиксирован при образовании биотит-калишпатовых пород. Источником магния вполне могли быть те же амананские граниты, которые испытывают калишпатизацию с выносом данного компонента (при формировании калишпатовых и кварц-калишпатовых метасоматитов).
Наряду с кремнием для калишпатизированных образований характерен вынос железа, кальция и титана. Последний элемент в ряде проб калишпатовых метасоматитов химически не был даже зафиксирован. Резкое сокращение содержания титана по сравнению с исходными породами отмечалось и для калишпатовых метасоматитов Copского месторождения.
При образовании калишпатовых метасоматитов фиксируется также заметный вынос натрия. Вместе с тем альбит среди гидротермально измененных пород Жирекенского месторождения пользуется незначительным развитием, образуя в основном пертиты в порфиробластах измененных гранитоидов и тонкие оторочки вокруг калиевых полевых шпатов в мономинеральных метасоматических образованиях. Еще более интенсивный вынос натрия отмечается при аргиллизацнн пород. Наконец, в процессе серицитизации и окварцевания гранитоидов также наблюдается вынос данного элемента. В целом, если рассматривать баланс натрия при метасоматическом преобразовании пород Жирекенского месторождения, устанавливается значительный дефицит натрия в измененных породах по сравнению с исходными. Частично натрий мог фиксироваться в магматических образованиях более поздних этапов, характеризующихся относительно повышенными содержаниями этого компонента. Значительная же часть натрия, очевидно, в связи с его недостаточной активностью при существовавших в тот период физико-химических условиях, а также хорошей растворимостью его соединений выносилась из сферы эндогенного процесса.
В гранит-порфирах калишпатизация проявлена слабее, однако и здесь в наиболее проработанных разностях фиксируется преобладание выноса над привносом (что находит отражение и в уменьшении объемного веса измененных пород). Поведение компонентов в основном аналогично рассмотренному выше. Зафиксированное в калишпатизированном гранит-порфире (обр. 501а) более высокое содержание кремнезема по сравнению с исходной породой (при пониженной роли глинозема) объясняется широким проявлением метасоматического кварца в связи со слабой дифференциацией вещества без заметного обособления кварцевой и калишпатовой частей.
Для месторождения характерно проявление продуктов калишпатизации в жеодах и жеодоподобных выделениях, где калишпат, тяготеющий к внешней части выделений, ассоциирует с кварцем, сульфидами (преимущественно пиритом и молибденитом), реже актинолитом (Ng = 1,631; Np = 1,611), карбонатами, диккитом и целестином. Указанные авторы рассматривают жеоды как «недоразвитые» жильные образования, формирующиеся в условиях замыкания среды минералообразования, и считают, что «валовой химический состав вещества выделения в какой-то мере отражает химический состав самого материнского минералообразующего раствора». Очевидно, в данном случае следует говорить о «консервации» минералообразующего раствора, претерпевшего эволюцию (состояния и состава) ка пути от источника до вмещающих полостей. Подобные жеодообразные выделения отмечаются и па Сорском месторождении.
Широким развитием калишпатизированные образования, проявляющиеся в ассоциации с другими метасоматическими фациями, характерными для Жирекена, пользуются и на других молибденовых месторождениях Восточного Забайкалья. Особенно они характерны для месторождений Ключевско-Давендинского района, месторождения Аманан-Макитского, в меньшей степени проявлены на Шахтаминском и Бугдаинском месторождениях.
Своеобразно представлены калишпатовые метасоматиты на Давендинском месторождении: с одной стороны, в виде околожильных оторочек (мощностью от нескольких сантиметров до нескольких метров), прерывисто прослеживающихся по простиранию кварц-молибденитовых жил, с другой — в виде зон в разной степени калишпатизированных пород, приуроченных к участкам повышенной трещиноватости.
Кварц-калишпатовые и калишпатовые метасоматиты проявляются и вне пространственной связи с кварцево-рудными жилами, что, наряду с морфологией их проявления среди вмещающих палеозойских порфировидных биотитовых гранитов и возрастными соотношениями с другими эндогенными образованиями, послужило основанием для отрыва их от рудного процесса. А.В. Дружининым подобные образования относились к производным поздней фазы палеозойского интрузивного комплекса. Однако имеющиеся в нашем распоряжении результаты определения абсолютного возраста (139±4 млн. лет) позволяют рассматривать их в качестве мезозойских образований, а структурное положение, минерало-геохимические особенности и соотношение с рудными телами и другими метасоматическими фациями (а также аналогия с соседними молибденовыми месторождениями) заставляют присоединиться к высказанной ранее точке зрения о гидротермальной калишпатизации, связанной с развитием рудного процесса на Давендинском месторождении. Очевидно, здесь мы имеет дело с относительно более ранним проявлением интенсивного калиевого метасоматоза и поздним развитием кварц-молибденитовых жил, наследующих в основном одни и те же структуры. Морфологически близкие «жилообразные» зоны калишпатизированных пород (с менее интенсивным преобразованием) отмечались нами в экзоконтактовых зонах кварцево-рудных жил Шaxтаминского месторождения.
Относительно возрастных соотношений между калишпатизированными и другими метасоматическими образованиями на Жирекенском и других молибденовых месторождениях Восточного Забайкалья имеется достаточно данных, свидетельствующих о более раннем проявлении калишпатизации. Вместе с тем при анализе метасоматических колонок, развитых вдоль кварц-молибденитовых жил, отмечается развитие калишпатизации (продукты которой обычно локализуются во внутренней метасоматической зоне) по кварц-гидрослюдистым (серицитизированным) образованиям внешних зон.
Очевидно, если исключить случаи возможного совмещения разновозрастных (разных этапов) метасоматитов, что особенно вероятно в пределах долгоживущих зон повышенной проницаемости, последовательность развития метасоматических фаций следует рассматривать раздельно для широких временных интервалов эндогенного процесса (например, этапов или других приравниваемых к ним временных отрезков) и для совокупности метасоматических образований, формирующихся как следствие эволюции раствора в зоне метасоматоза. Такой раздельный подход особенно необходим в случае многоэтапного эндогенного процесса, характеризующегося развитием значительных объемов гидротермально измененных пород и осложнением диффузионного метасоматоза диффузионно-инфильтрационным и инфильтрационным.
Аргиллизированные породы. Аргиллизацией захвачены все породы месторождения. Однако интенсивность проявления этого процесса в разных породах различна. Наибольшие преобразования испытывают породы субвулканического комплекса, особенно мелкозернистые граниты, для которых характерно широкое развитие внутренней зоны аргиллизированных пород. В гранит-порфирах также отмечается как внешняя, так и внутренняя зона изменения. Существенно преобразуются вкрапленники, основная же масса изменяется значительно слабее. В амананских гранитах аргиллизация проявлена менее интенсивно (преимущественно образования внешней метасоматической зоны). Наибольшие преобразования амананские граниты испытали в зонах развития эксплозивных брекчий и вблизи тел гранит-порфиров и мелкозернистых гранитов. Особенно интенсивно аргиллизацией затронуты эксплозивные брекчии, что очень маскирует их первоначальную текстуру. Геологические особенности проявления аргиллизации среди амананских гранитов убедительно свидетельствуют в пользу того, что изменение гранитов было обусловлено воздействием растворов, связанных с развитием и становлением более поздних гранитоидов субвулканического комплекса. Однако не следует отрицать возможности хотя бы слабого проявления процесса аргиллизации и в связи с образованиями амананского комплекса, так как слабо аргиллизированные амананские граниты в виде ксенолитов встречены среди неизмененных гранитоидов субвулканического комплекса.
Степень воздействия аргиллизирующих растворов на породы во многом обусловлена интенсивностью ранее проявившейся в этих породах калишпатизации. Калиевый полевой шпат, наряду с кварцем,— наиболее устойчивый минерал при аргиллизации гранитоидов, на что неоднократно указывалось в литературе и что было подтверждено экспериментально.
Наибольшие преобразования испытывает плагиоклаз, замещающийся криптозернистыми минералами с образованием псевдоморфоз, состав которых отражает зональность аргиллизированных пород. Во внешней зоне псевдоморфозы от темно- до светло-зеленого цвета, в проходящем свете с коричневато-зеленоватым оттенком. На границе с неизмененными гранитоидами новообразованные минералы распределены по зернам плагиоклаза локальными участками; с удалением от этой границы плагиоклаз замещается глинистыми минералами, вокруг которых образуется тонкая альбитовая оторочка, развивающаяся только вдоль границы плагиоклаза с калиевым полевым шпатом (рис. 66). Такие же оторочки несдвойникованного альбита возникают и при развитии криптозернистых псевдоморфоз по включениям плагиоклаза в массе калишпата (рис. 67). Аналогичный парагенезис был описан и Г.Т. Волостных.
Во внутренней зоне аргиллизированных пород по плагиоклазу образуются псевдоморфозы белого цвета, в проходящем свете — бесцветные.
Определение минерального состава аргиллизированных пород представляет сложную задачу и основано на комплексном использовании рентгеновских, химических и термометрических анализов. В результате исследований последних лет была показана эффективность применения ИK спектров поглощения минералов, с помощью которых возможна точная диагностика глинистых образований.
Рентгенометрически псевдоморфозы как белого, так и зеленого цвета по присутствию всех характерных линий были идентифицированы как каолинитовый минерал (табл. 67). После прокаливания образцов при 600°С в течение 30 мин во всех образцах и внутренней, и внешней зоны характерные линии исчезали. Некоторые исследователи отмечают в псевдоморфозах зеленого цвета постоянное присутствие шамозита — минерала, по ряду признаков близкого к минералам каолинитовой группы. Поэтому с целью более точного определения минерального состава псевдоморфоз были использованы ИK спектры поглощения исследуемых образцов, снятые в области 400—3800 см-1 на спектрометре UR-10 с плотностью исследуемого вещества 0,6 мг/см2. Использовалась методика прессования дисков из KBr.
Для спектров поглощения глинистых минералов характерна область колебания ОН, а также полоса 920 см-1. В спектрах минералов группы каолинита с ОН связаны четыре полосы поглощения: 3695, 3670, 3650 и 3620 см-1. Полоса 3695 ом-1, максимальная в спектрах каолинита. Полосы 3670 и 3650 см-1 в спектрах минералов группы каолинита проявлены слабо.
Минералы группы каолинита различаются по глубине полос поглощения 3695 и 3620 см-1. Для каолинита отношение этих полос составляет 1,2—1,5, для галлуазита 0,8—0,9, а для диккита 0,6—0,8. Характерен в спектре каолинита и диккита дублет при 915 и 940 см-1. Галлуазит в этой области обнаруживает один пик при 918 см-1.
В области колебаний ОН в случае монтмориллонита присутствуют полосы поглощения 1640, 3406 и 3635 см-1. Минералы группы хлорита в этой области имеют два глубоких пика поглощения в интервале 3380—3584 см-1. Для различных разновидностей хлоритов отмечается некоторое смещение пиков.
На ИК спектрах поглощения псевдоморфоз белого цвета хорошо проявлены полосы, соответствующие спектру каолинита (рис. 68, а, табл. 68). Отмечается присутствие дублета при 917 и 940 см-1. Отношение высоты пиков в области колебаний ОН составляет 1,2—1,6. В обр. 4 (см. рис. 68, а) по полосам поглощения 1640, 3400 и 3620 см-1 устанавливается значительное количество монтмориллонита (см. табл. 70).
ИК спектры поглощения псевдоморфоз зеленого цвета существенно отличаются от спектров «белых» псевдоморфоз. Отношение глубин пиков 3695 и 3620 см-1 составляет 0,9—1, что характерно для галлуазита (см. рис. 68, б). Обр. 3—6 представляют собой каолиниты с различной степенью окристаллизованности минерала. В обр. 6 по полосе поглощения 1400 см-1 устанавливается присутствие карбоната.
Калишпат не обнаруживает существенных изменений во внешней зоне аргиллизированных пород. На рентгенограмме сохраняются его характерные линии (табл. 69), а степень триклинности, как и в неизмененных гранитах, остается разной нулю. Исчезают пертиты, на их месте отмечается большое количество мельчайших темных включений. Во внутренней зоне аргиллизированных пород калишпат содержит многочисленные мелкие включения глинистого материала, который первоначально развивается по пертитам, а в дальнейшем по плоскостям спайности и двойникования и трещинкам. На рентгенограммах измененного калишпата (см. табл. 69) отмечаются рефлексы 7,14; 2,28; 2,24 А, принадлежащие каолинитовому минералу. На ИК спектрах поглощения измененного калишпата (рис. 69) проявлены линии каолини-тового минерала, который относится к галлуазиту (обр. 1) и каолиниту (обр. 2). В обр. 1 присутствует также монтмориллонит (полосы поглощения 1640, 3400, 3600 см-1).
Глинистые минералы образуют не только псевдоморфозы по первичным минералам, но совместно с кальцитом часто выполняют жеоды и пустотки в кварцевых жилах. ИK спектры поглощения белого глинистого материала из кварцевых жил (рис. 70) указывают на присутствие галлуазита.
С целью дальнейшего изучения минерального состава псевдоморфоз и химизма составляющих их минералов нами проводился анализ криптозернистой массы на электронном микрозонде MS-46. Ускоряющее напряжение 15 кВ. Ток зонда варьировался от 25 до 125 пА. Эталонами служили эгирин (Fe, Si), альбит (Al, Na), лейцит (Al, К), диопсид (Mg, Ca, Si), пироп (Fe, Si). В измененные отношения интенсивностей вводились поправки на поглощение по И. Филиберу и на атомный номер по Г. Шпрингеру. В связи с тесной перемежаемостью слагающих псевдоморфозы тонкозернистых минералов использовались графики, снятые при разных скоростях работы потенциометра. Результаты исследования псевдоморфоз из Жирекенского и Давендинского месторождений приведены в табл.70 и 71. Приводимые в работе графики сканирования во всех случаях отражают разные сечения.
Микрозондированием в псевдоморфозах по плагиоклазам из аргиллизированных пород Жирекенского месторождения установлены монтмориллонит, каолинит, карбонаты, кварц, реликтовые калиевый полевой шпат и плагиоклаз.
Во внешней зоне в псевдоморфозах фиксируются все указанные минералы при преимущественном развитии монтмориллонита. В подчиненном количестве наблюдаются каолинитовые минералы (из-за близости составов минералов каолинитовой группы при анализе результатов микрозондирования термин «каолиниты» применяется в качестве собирательного). Роль их повышается с приближением к внутренней метасоматической зоне, когда участки с развитием «зеленых» псевдоморфоз сохраняются в виде «островов» среди интенсивно осветленной породы. Количество же реликтового калишпата и особенно плагиоклаза в «зеленых» псевдоморфозах, наоборот, увеличивается с приближением к неизмененным гранитоидам.
Кварц встречается в виде неправильных лапчатых зерен среди тонкозернистых глинистых минералов. Как правило, он концентрируется в отдельных участках, образуя относительно крупные скопления. В самой криптозернистой массе встречается значительно реже, иногда тяготеет к периферии псевдоморфоз.
К скоплениям кварца часто приурочены и наиболее крупные выделения карбоната. В меньшем количестве карбонат встречается непосредственно среди глинистых минералов (рис. 71). Состав карбоната в первом и втором случае практически идентичен. Это — анкерит с пониженной ролью магния. Колебания в составе карбоната из разных (но в равной степени преобразованных) «зеленых» псевдоморфоз также незначительны (см. табл. 70). На графиках рис. 71 карбонат, рассеянный в массе тонкозернистых глинистых минералов, наиболее отчетливо выделяется по максимумам содержания кальция.
Наибольшие содержания железа (до 2,86% Fe2О3) и магния (до 0,50% MgO) среди глинистых минералов установлены в монтмориллоните; каолиниты ими значительно обеднены. Перемежаемость зерен монтмориллонита и каолинитов тесная. Судя по ИК спектрам, каолиновые минералы представлены преимущественно галлуазитом и слабо окристаллизованным каолинитом.
В составе «белых» псевдоморфоз по плагиоклазу микрозондированием установлены в основном каолиниты, а также карбонат, кварц и реликтовый калишпат. Глинистые минералы, представленные по данным ИK спектров преимущественно каолинитом, в качестве незначительной примеси содержат железо и еще в меньшем количестве — магний и кальций. Карбонат находится обычно в тесной перемежаемости с каолинитом. В его составе относительно карбоната «зеленых» псевдоморфоз значительно возрастает содержание кальция — до образования практически чистых кальцитов. Характерно колебание состава карбонатов. Даже в одной и той же псевдоморфозе (№ 501) наряду с чистым кальцитом встречен карбонат с содержанием 9,04% FeO. Роль магния в составе карбонатов, как правило, незначительна. Здесь, однако, выделяется карбонат псевдоморфозы из гранит-порфиров (№ 488); содержание магния в нем превосходит даже его количество в карбонате «зеленых» псевдоморфоз. Суммарное количества карбоната в «белых» псевдоморфозах сокращается.
В псевдоморфозах по калиевому полевому шпату (№ 507) при микрозондировании зафиксированы каолиниты, карбонат, кварц и реликтовый калишпат. По составу карбонат очень близок карбонату из «зеленых» псевдоморфоз по плагиоклазу. Это, возможно, объясняется тем, что материал для анализа отбирался из метасоматической зоны, в которой, кроме псевдоморфоз белого цвета, присутствовали и «зеленые» псевдоморфозы, т. е. фактически псевдоморфозы из промежуточной зоны. Последним, по-видимому, и объясняется присутствие в псевдоморфозах монтмориллонита (по данным ПК спектров). Распределение карбоната в псевдоморфозе характеризуется графиками рис. 72, на которых видно, что, наряду с мелкими зернами (карбоната, рассеянными в массе глинистых минералов, встречаются и относительно крупные его скопления (особенно на графиках Ca и Al).
Полученные данные по минеральному составу псевдоморфоз по плагиоклазу из разных метасоматических зон хорошо увязываются с особенностями их химического состава (табл. 72). «Белые» псевдоморфозы по сравнению с «зелеными» характеризуются заметным сокращением содержания кремнезема, общего железа, магния, кальция и уменьшением роли титана. Реже и в значительно меньших количествах в них устанавливаются калий и натрий; преобладает первый. Содержание же глинозема в «белых» псевдоморфозах заметно возрастает (за счет преобладающей роли в них каолинитов и сокращения количества карбоната). Снижение содержания кремнезема связано с преимущественным развитием в этих псевдоморфозах каолинитов (в них меньше кремнезема, чем в монтмориллонитах «зеленых» псевдоморфоз) и уменьшением в них количества реликтового полевого шпата. Значительное сокращение в «белых» псевдоморфозах количества карбоната при возрастании роли кальцитовой составляющей сказалось на общем содержании кальция, железа и магния и их соотношении (часть железа в пробах связана с присутствием в метасоматитах вкрапленности пирита). В псевдоморфозах белого цвета, как и в «зеленых», устанавливается избыточное количество кремнезема, связанное с наличием в них кварца.
Если рассматривать состав псевдоморфоз относительно стандартного альбит-олигоклаза (плагиоклаза гранитоидов), то, учитывая уменьшающуюся при аргиллизации плотность полевых шпатов, следует говорить о заметном привносе на ранней стадии аргиллизации железа, магния, о привносе титана, марганца (незначительном) и в некоторых случаях кальция, о выносе алюминия (с концентрацией Al во внутренней метасоматической зоне). Источником железа, магния и отчасти титана вполне мог быть биотит — один из наименее устойчивых при аргиллизации минералов. Обогащение «зеленых» псевдоморфоз титаном связано также с его высвобождением при разложении сфена (в том числе находившегося в виде включений в самом плагиоклазе). Практически полностью при образовании псевдоморфоз выносятся щелочи.
Близкие изменения в химическом составе отмечаются и при преобразовании калиевого полевого шпата. Однако здесь фиксируется заметный привнос кальция, источником которого могли служить преобразованные плагиоклазы (менее устойчивые при аргиллизации, чем калишпаты).
Эволюция породообразующих элементов при образовании псевдоморфоз по полевым шпатам (особенно для внутренней метасоматической зоны) имеет много общего с их эволюцией в процессе аргиллизации в целом (см. табл. 65, 66). В амананских гранитоидах в повышенных количествах содержатся кремнезем, глинозем, кальций и магний. Распределение большинства элементов подчиняется нормальному закону (табл. 73). Несколько отличается от нормального закона распределение кальция, что обусловлено, по-видимому, наложенной калишпатизацией. Группа элементов, представленная кальцием, магнием и двухвалентным железом, характеризуется сильной положительной связью (табл. 74). Положительная связь обнаруживается также у алюминия с кальцием, титаном и трехвалентным железом, у титана — с магнием и кальцием.
Состав аргиллизированных пород (см. табл. 65, 66) весьма существенно отличается от состава неизмененных по содержанию натрия (соответственно 0,75 и 3,89% Na2O) и летучих компонентов (соответственно 4,37 и 0,74% п. п. п.). Вынос натрия отмечается при аргиллизации как неизмененных гранитоидов, так и уже ранее калишпатизированных пород. Наиболее интенсивный вынос натрия фиксируется для тех проб гранитоидов, для которых при аргиллизации устанавливается и вынос калия, что, по-видимому, объясняется более интенсивным в данном случае гидротермальным преобразованием пород, захватившим даже наиболее устойчивые породообразующие минералы (в частности, калиевый полевой шпат).
Во внутренних метасоматических зонах отмечается понижение содержания магния, кальция и железа, а во внешней метасоматической зоне они фиксируются только отчасти. Характерен вынос кремнезема.
Процесс аргиллизации проходил при повышенной активности CO2, H2O и отчасти S. Резко снизилась активность F.
Распределение содержаний большинства элементов подчиняется нормальному закону, и только распределение натрия, магния и трехвалентного железа значительно отклоняется от него (табл. 75). Положительные корреляционные связи (табл. 76) отмечены у кальция с магнием, у двухвалентного железа с трехвалентным, у летучих соединений (п. п. п.) с железом, магнием и кальцием; связь калия с двухвалентным железом и натрия с летучими отрицательная. Подобные связи отражают эволюцию указанных пар элементов при аргиллизации гранитоидов.
Несколько иная ассоциация продуктов аргиллизации была отмечена на Давендинском месторождении, где изменению подверглись как палеозойские (?) биотитовые граниты, так и калишпатовые метасоматиты, развитые около кварц-молибденитовых жил. Преобразование последних приводило к значительному высвобождению калия из пород и повышению его активности в растворах, что нашло, в частности, отражение в образовании калийсодержащих минералов среди тонкозернистой массы псевдоморфоз по полевым шпатам и в постоянном присутствии калия в глинистых минералах.
Калийсодержащие минералы в псевдоморфозах были по данным микрозондирования (см. табл. 71) предположительно диагностированы как гидромусковит (?) и иллит (?). При этом наиболее высокие содержания калия зафиксированы в псевдоморфозах внешних метасоматических зон. О возможности присутствия в
псевдоморфозах минералов диоктаэдрического типа (иллита, гидромусковита) свидетельствуют данные PIK спектров (рис. 73) — полоса поглощения при 3620 см-1 (остальные частоты накладываются) — и электронной микроскопии (рис. 74).
В «зеленых» псевдоморфозах Давенды, как и Жирекена, отмечается присутствие монтмориллонита (характеризующегося здесь более высоким содержанием магния при пониженной роли железа), каолинитов, карбоната, кварца и реликтов полевого шпата.
Карбонат — типа железистого доломита и анкерита, т. е. по сравнению с карбонатом псевдоморфоз Жирекена (как и монтмориллонит) представлен более магнезиальной разностью. Отмечается преимущественное тяготение карбоната к амебообразным выделениям кварца. В «белых» псевдоморфозах карбонат распределен в основном среди тонкозернистой массы псевдоморфоз, перемежается с глинистыми минералами. Характер его распределения виден на графиках сканирования материала «зеленых» и «белых» псевдоморфоз из единого образца аргиллизированных гранитов (рис. 75). Карбонат из «белых» псевдоморфоз содержит больше кальция и меньше — магния, т. е. при переходе от «зеленых» псевдоморфоз к «белым» для карбоната отмечается та же эволюция состава, что и в случае Жирекена. Общее содержание карбоната в псевдоморфозах Давенды выше.
Монтмориллонит из «белых» псевдоморфоз этого же образца также характеризуется уменьшением содержания магния, меньше в нем ii железа и калия. Общее количество монтмориллонита в «белых» псевдоморфозах значительно снижается по сравнению с соседними «зелеными» псевдоморфозами.
Судя по данным ИK спектров (см. рис. 73) и электронной микроскопии (см. рис. 74), в псевдоморфозах присутствуют каолинит и галлуазит. Иx пространственные соотношения с иллитом (?) видны на графиках сканирования К, Fe, Mg (см. рис. 75). Содержания железа и магния в иллите (?) значительно выше (см. табл. 71). Количества магния, железа и калия в каолинитах псевдоморфоз белого цвета уменьшаются. В «белых» псевдоморфозах значительно возрастает роль каолинита по сравнению с галлуазитом, более характерным для «зеленых» псевдоморфоз.
Аргиллизированные образования отмечаются и на других молибденовых месторождениях Забайкалья. Они детально изучены В. Д. Пампурой, в частности, на Шахтаминском месторождении, где развиты в виде зон околожильных изменений, сопровождающих кварц-молибденитовые жилы. В.Д. Пампурой здесь выделяются две сопряженные метасоматические колонки: а) с развитием кварц-слюдистого и кварц-каолинитового замещения и б) с развитием мономинеральной зоны калишпатизации. В ряде случаев при приближении к кварц-молибденитовой жиле отмечается смена зон кварц-слюдистого замещения (мусковит, глауконит) более поздними кварц-каолинитовыми зонами. В непосредственной близости от жил иногда фиксируется замещение каолинита тонкозернистым агрегатом вторичного кварца.
Для другого молибденового месторождения Ю.В. Казицыным описана аргиллизация основных пород (по автору, послерудная), обусловившая образование следующих зон: биотитовой, гидрослюдистой, каолинит-анкеритовой. Глинистому изменению здесь предшествуют калишпатизация и серицитизация пород.
Монтмориллонитизация (тонкозернистый агрегат нонтронит — монтмориллонит и карбонат) и гидрослюдизация (иллитизация) отмечаются и во внешних зонах околожильных метасоматитов Амакан-Макитского молибденового месторождения, где они с приближением к кварц-молибденитовым жилам обычно сменяются зонами се-рицитизации и адуляризации.
Серицитизированные породы. По всей распространенности в пределах месторождения серицитизированные породы значительно уступают калишпатизированным и аргиллизированным. Отмечается преимущественное развитие серицитизации по мелкозернистым гранитам и, в меньшей степени, по гранит-порфирам и гранитам амананского комплекса. Серицитизированные породы образуют зоны, контролируемые участками повышенной проницаемости, и, как правило, залегают среди ранее гидротермально измененных пород. Обычно они приурочены к калишпатизированным гранитам, относительно редко выходя за границы областей калишпатизации. На верхних горизонтах месторождения такие зоны серицитизации прослеживаются на десятки и сотни метров при мощности обычно в 1—2 м (реже 20—30 м). С глубиной распространенность серицитизированных пород сокращается.
Серицитсодержащие породы представлены серицитизированными гранитами, серицит-кварцевыми и кварц-пирит-серицитовыми образованиями, которые, несмотря на относительно повышенную пористость (местами даже кавернозность), характеризуются обычно более высоким объемным весом по сравнению со всеми другими породами месторождения. Пирит в этих образованиях представлен или рассеянной вкрапленностью, или мономинеральными прожилками в центральных частях кварц-серицитовых зон. В участках со шлировым распределением серицитизированных пород образуются гнезда крупнокристаллического пирита. В серицитизированных гранитах, где изменению подвергается лишь плагиоклаз, пирит относительно редок.
При образовании серицитсодержащих пород происходит (табл. 77) вынос большинства компонентов, за исключением кремнезема и железа, которые, напротив, привносятся. Резко увеличивается роль трехвалентного железа (как за счет привноса, так и за счет перехода железа из двухвалентного в трехвалентное состояние). Повышается активность CO2, S, H2O. В измененных породах несколько увеличивается содержание фтора.
Окварцованные породы. Формирование окварцованных пород, кварцевых жил и прожилков на месторождении также было неодноактным. На основании их взаимоотношений с магматическими образованиями выделяются разновозрастные группы, связанные со становлением гранитов амананского комплекса, субвулканических мелкозернистых гранитов и гранит-порфиров.
В связи с амананскими гранитами фиксируются преимущественно мономинеральные кварцевые гнезда, жилы и прожилки среди калишпатизированных метасоматитов или вблизи них, несущие редкую рассеянную вкрапленность рудных минералов.
Кварцевые образования, связанные с мелкозернистыми гранитами, развиваются метасоматически по калишпату и плагиоклазу, образуя вокруг последних оторочки, а также гнезда, отдельные зерна, которые затем преобразуются в хорошо выраженные кристаллы. С мелкозернистыми гранитами связаны маломощные прожилки кварца с вкрапленностью молибденита, пирита и реже халькопирита.
Наиболее интенсивный процесс окварцевания связан с гранит-порфирами. В этот период были образованы многочисленные кварцевые жилы, прожилки и кварцевый цемент рудной брекчии. На этот же период приходится и основная рудная минерализация. В связи с неоднократным проявлением гранит-порфиров, по-видимому, неоднократно проявляется и окварцеванне.
Наконец, развитие маломощных кварцевых прожилков с халькопиритом, пиритом и иногда молибденитом отмечается и в связи с наиболее поздними дайками диоритового состава.
Для окварцованных пород характерен привнос кремнезема и летучих компонентов при выносе всех других элементов (см. табл. 77).
Карбонатизированные породы. Представлены на месторождении иногда участками карбонатных гнезд, прожилков, а иногда — участками площадной карбонатизации. Карбонатизированные породы обычно находятся в пространственной связи с другими гидротермально измененными породами, при образовании которых происходил вынос таких компонентов, как кальций, магний, железо. Намечается тяготение карбонатизированных образований к верхним горизонтам месторождения. Особенно это отчетливо проявляется при развитии магнийсодержащего карбоната — доломита.
- Физико-химические условия процесса эксплозивного брекчирования
- К минералогии эксплозивных брекчий
- Внутреннее строение и вещественный состав эксплозивных брекчий
- Геологическое положение эксплозивных брекчий в структурах медно-молибденовых месторождений
- О проявлении эксплозивных брекчей на месторождениях различных типов
- Некоторые вопросы генезиса
- Вопросы петрологии и минералогии сложных даек
- Общие особенности проявления формации субвулканических гранитоидов в рудных полях медно-молибденовых месторождений
- Общая характеристика медно-молибденовой рудной формации
- Древние (ископаемые нелитифицированные) комплексные россыпи