С проявлением лейкократовых гранитов связано образование калишпатизированных, альбитизированных, серицитизированных и окварцованных пород. Метасоматические изменения имеют площадное развитие, охватывая апикальные и экзоконтактовые части гранитных тел. При этом наиболее интенсивные проявления метасоматоза с образованием моно- и диминеральных парагенезисов отмечаются в зонах повышенной трещиноватости. В результате метасоматического преобразования гранитов формируется мета'соматическая колонка:
В размещении метасоматических образований, особенно площадного типа, намечаются элементы зональности. Вертикальная зональность проявлена во внутренней части рудного поля и характеризуется сменой следующих метасоматитов (снизу вверх): калишпатизирован-ные породы — альбитизированные породы — серицитизированные породы. По горизонтам, от центра к периферии рудного поля, фиксируется смена калишпатизированных пород (с проявлением альбитизации) мусковитизированными и далее породами с деанортитизированным плагиоклазом. Зональность в условиях локального проявления метасоматических процессов характеризуется сменой полиминеральных образований мономинеральными.
Калишпатизированные и альбитизированные разности гранитов (калишпат+альбит+кварц+слюда) наиболее распространены. Этот парагенезис в условиях вполне подвижного поведения калия и натрия является неравновесным, и минеральный состав метасоматитов зависит от изменения активности указанных компонентов. Далее под калишпатизированными гранитами понимается указанная ассоциация с преобладанием калишпата, под альбитизированными — альбита.
Калишпатизированные граниты сложены калишпатом (магматическим и более поздним метасоматичеоким), альбитом и кварцем. Магматический калишпат представлен мелкими изометричными слабо пелитизированными зернами с точечными пертитами. Моноклинный — Δр = 0, пик (131) не расширен и не расщеплен (рис. 93, Ia). Метасоматический калишпат развивается сначала по периферической части плагиоклаза, а затем постепенно проникает в глубь их, образуя антипертиты замещения. Оптическая ориентировка разрозненных антипертитов замещения одинакова и близка к оптической ориентировке плагиоклаза, что указывает на достаточно высокотемпературные условия образования. По мере усиления калишпатизации происходит укрупнение антипертитов, соотношения калишпата и плагиоклаза изменяются. Последний сохраняется в виде небольших резорбированных, одновременно угасающих участков в калишпате. Зерна калишпата прихотливых очертаний, неровные, расплывчатые, обладают неоднородным сложением, что выражается в неравномерном угасании, изменении угла оптических осей в пределах зерна от 58 до (—70)°С и загрязненности. В свою очередь, калишпат замещается поздним альбитом; Δd201 = dK—dNa калишпата колеблется от 0,15 до 0,23 кХ (обычно 0,20—0,23 кХ). Отмечаемые низкие значения «степени распада», возможно, объясняются образованием этих калишпатов в условиях надкритических температур, когда создавалась благоприятная обстановка для существования твердых растворов. Степень триклинности калишпата изменчива, но в основном не превышает 0,30—0,40 (табл. 90). Часто рефлексы (131) и (131) разделяются слабо, получается широкий пик, свидетельствующий о минимальной степени триклинности (см. рис. 93, Ia—в).
Калишпаты измененных пород, как и исходных, характеризуются (табл. 91) слабой интенсивностью термолюминесценции и светосуммой. Однако температуры начала и максимума свечения этих калишпатов значительно выше по сравнению со свечением калиевых полевых шпатов лейкократовых гранитов (рис. 94).
В зависимости от интенсивности проявления метасоматоза изменяется величина угла 2V калишпатов: начальные стадии замещения характеризуются пониженными углами оптических осей, в дальнейшем происходит повышение их значений. Наибольшие величины 2V характерны для крупных идиоморфных хорошо сформированных кристаллов калишпата из калишпатизированных гранитов, а также для калишпатов из кварц-калишпатовых и мономинеральных калишпатовых метасоматитов. Подобная зависимость значений угла 2V от интенсивности метасоматических процессов для других геологических образований отмечалась также Г.Д. Афанасьевым, М.А. Строниным, А.Н. Дистановой и др.
Среди акцессорных минералов увеличивается содержание циркона: появляется новообразованный бурый непрозрачный циркон дипирамидального облика, возникающий при разложении биотита, роговой обманки и сфена. Характерной особенностью его является метамиктность (рис. 95); спектральным анализом в нем выявлены Ce, La, Y, Yb. Возникновение новообразованного циркона сопровождается образованием наростов на раннем цирконе (рис. 96), подобных тем, которые отмечались в песчаниках, гранитоидах, грейзенах. В калишпатизированных породах наросты представлены всеми описанными в литературе типами (отростки; агрегаты кристаллов; «оболочки»; наросты, продолжающие кристалл в длину), однако наиболее развиты наросты — оболочки со значительным преобладанием объема новообразованных зон над ядрами.
Магнетит исходных пород замещается гематитом (рис. 97), к краевым участкам которого часто приурочены мелкие кристаллики ярозита призматического облика. Отдельные кристаллики ярозита встречены внутри зерен кварца. Пирит из метасоматитов, содержащих ярозит, чистый, без следов окисления. По сравнению с гипергенным ярозитом, развивающимся по пириту в зоне окисления, выявленный нами гипогенный ярозит (табл. 92, 93, рис. 98) характеризуется заметно повышенным содержанием калия, а также Si, Al, Ti. Mg. Параметры элементарной ячейки ярозита а = 14,32±0,04; с = 17,82±0,00. Спектральным анализом в минерале установлены Sr, Ba, Mo — 0,0n %; Pb, Cu, Mn, Zr, V — 0,00n%; Ga. V, Ni, Bi, Be, Ag, Yb — 0,000n%. На возможность образования ярозита в эндогенных условиях указывалось неоднократно.
Сфен при калишпатизации неустойчив, разлагается с образованием псевдоморфоз лейкоксена, фазовый состав которого, по данным ИК спектров поглощения, приведен на рис. 99.
В калишпатизированных породах содержание апатита резню сокращается, однако здесь часто появляется новообразованный апатит, представленный обычно крупными хорошо выраженными короткопризматическими кристаллами, развивающимися по измененным темноцветным минералам и плагиоклазу (рис. 100) и реже вдоль микротрещин.
Разложение кальцийсодержащих минералов при калишпатизации связано с переходом кальция во вполне подвижное состояние. Вынос кальция сопровождается разложением роговой обманки, сфена и плагиоклаза, что отчетливо выражено даже при слабом развитии калишпатизации. Интенсивность процесса будет, очевидно, во многом зависеть от соотношения скорости разложения минералов и скорости движения растворов, уносящих растворенные продукты разложения. При площадном метасоматозе, когда имеет место преимущественно поровое перемещение растворов, в начальной стадии метасоматоза возможны временное повышение активности кальция и образование апатита, который при дальнейшем развитии метасоматического процесса растворяется.
Апатиты калишпатизированных пород по сравнению с апатитами неизмененных характеризуются (табл. 94) заметным возрастанием роли фтора, что особенно отчетливо видно на примере преобразованных диоритов. Содержание натрия в апатитах при калишпатизации диоритов несколько сокращается, а при калишпатизации гранитов отмечается его повышение. Возможно, в последнем случае влияет последующая альбитизация, которая в гранитах Соры проявлена в той или иной степени повсеместно. Содержание кремния в апатитах измененных пород, за исключением отдельных апатитов калишпатизированных гранитов с относительно повышенным его количеством, сокращается. В апатите из калишпатизированных и альбитизированных лейкократовых гранитов протолочки № 589 зафиксировано наиболее высокое содержание стронция. При калишпатизации диоритов образуется апатит с несколько меньшим содержанием стронция (возможно, здесь сказывается относительная удаленность от рудоносных магматических тел). Существенным отличием апатитов Соры по сравнению с апатитом из месторождений Восточного Забайкалья и особенно Средней Азии является практическое отсутствие в них хлора. Если в апатитах из неизмененных пород иногда еще фиксируются следы хлора, то уже в апатитах гидротермально измененных образований этот элемент при данной чувствительности анализа уже не фиксируется.
На спектрах ЭПР новообразованного апатита в отличие от апатита исходных пород, характеризующегося присутствием Mn2+ в девятерном кислородном окружении, отчетливо наблюдается Ain2+, находящийся в семерном окружении. Возрастает роль дефекта D1, связанного с замещением аниона F- одновалентным ионом О-. В то же время роль второго дефекта D2, обусловленного замещением фтора валентным электроном, резко сокращается.
В калишпатизированных породах постоянно отмечаются флюорит, пирит, молибденит, халькопирит, а также сфалерит и галенит. Развитие этих минералов определяется в основном степенью проявления более поздних процессов: альбитизации, окварцевания, серицитизации и наложения рудной минерализации.
Количественные соотношения минералов в целом зависят от интенсивности метасоматоза. При наличии благоприятных условий образуются кварц-калишпатовые породы. В процессе калишпатизации (табл. 95) наблюдается значительный вынос Si, достигающий максимума в кварц-полешошпатовых метасоматитах, когда наряду с существенно калишпатовыми образованиями возникают кварцевые гнезда, линзы, жило- и штокообразные тела. Происходят также заметный вынос Ca и переход железа из двух- в трехвалентное состояние. Привносятся К, Al и в некоторых частях разреза — Na (увеличение содержания Na2O обусловлено наложением альбитизации). Повышается активность H2O, CO2, S и P2O5.
В условиях пониженной активности калия, которые создаются во внешней зоне, образуются мусковитизированные граниты. Эти образования, развитые в основном за пределами месторождения, сложены плагиоклазом, кварцем, биотитом и мусковитом. Из акцессорных минералов присутствуют циркон и апатит. В виде единичных зерен отмечаются шеелит, флюорит, пирит, халькопирит, молибденит.
Кварц-полевошпатовые метасоматиты (пегматоидной структуры) образуют гнезда и тела штокообразной формы в зонах повышенной трещиноватости. Калишпат представлен идиоморфными короткопризматическими кристаллами до 3—5 см; обычно нерешетчатый; 2V=—70—(—80)°. Интенсивно замещается альбитом. Встречаются ленточные псевдопертиты с тонким полисинтетическим двойнико-ванием плагиоклаза, при этом по оптической ориентировке реликтовый плагиоклаз и калишпат близки. На стыке зерен постоянно отмечаются двойниковые альбитовые каемки, образование которых связано с последующей альбитизацией. Альбит, замещающий калишпат, формируется с унаследованием ориентировки пертитов соседнего зерна калишпата, в то время как альбитовая каемка вокруг последнего наследует ориентировку пертитов первого калишпата. Такой тип срастания наблюдается при относительно пониженных температурах. Триклинность калишпата колеблется от 0,00 до 0,40 (см. табл. 90 и рис. 93, На), Δd201 = 0,21 кХ. Соеди всех калишпатов Соры этот калишпат характеризуется наибольшими значениями светосуммы и интенсивности термолюминесценции при наименьших значениях температур начального и максимального свечения (см. рис. 94).
При наложении локальной (околотрещинной) калишпатизации 2-го эндогенного этапа калишпат интенсивно пелитизируется, приобретая темно-красный цвет. Угол оптических осей сохраняется прежним. Триклинность повышается до 0,79 (см. рис. 93, IIб), Δd201 = 0,20 кХ. Отмечается наложенная, альбитизация. Интенсивность термолюминесценции и светосуммы значительно уменьшаются, темшературы начального и максимального свечения возрастают (намечается зависимость характеристик термолюминесценции от степени проявления поздних гидротермальных процессов). В зоне брекчиевого оруденения под воздействием флюорит-сульфидной минерализации калишпаты становятся оранжево-желтыми, еще интенсивнее пелитизированными. Содержат обильные включения флюорита и пирита; Δp = 0,72; Δd201 = 0,23 кХ.
Таким образом, в процессе метасоматоза происходит существенное преобразование калишпатов (рис. 101). Начальным стадиям изменения (соответствует калишпат, который, по А.С. Марфунину, можно отнести к высокому ортоклазу (низкие значения угла 2V, упорядоченности и триклинности). Дальнейшее развитие калишпатизации ведет к образованию промежуточного триклинного ортоклаза (повышение 2V, упорядоченности и частично триклинности). При наложении последующей минерализации, особенно флюоритовой и рудной, наблюдается увеличение триклинности калишпата до преобразования его в промежуточный микроклин.
Состав калишпатов непостоянен (табл. 96) и во многом зависит от интенсивности проявления (калишпатизации и наложения последующей минерализации. Для (калишпатов начальной стадии изменения характерны повышенные содержания натрия, кальция и кремния. В калишпатах из мономинеральных образований количество этих компонентов сокращается при увеличении содержания калия. При наложении на калишпатизированные образования калишпатизации и рудно-флюоритовой минерализации 2-го эндогенного этапа количество калия возрастает. Эти особенности состава калишпатов находят отражение в характере корреляционных связей между породообразующими элементами (табл. 97).
Из обнаруженных в калишпатах элементов-примесей (табл. 98) постоянно отмечаются V, Ba, Sr, Ga, Ti, Cu и Pb. Статистические моменты содержаний Ba, Sr и Ga обнаруживают соответствие нормальному закону распределения и характеризуются невысокими коэффициентами вариации, что позволяет высказать предположение об изоморфном вхождении их в калишпаты. Изоморфную форму вхождения можно предполагать также и для свинца. По этим соображениям медь не является изоморфной примесью калишпатов. Крайне неравномерно содержание молибдена. Очевидно, следует предполагать влияние последующих процессов, которые и привели к высоким содержаниям элемента в ряде проб. Все же в отличие от калишпатов 2-го эндогенного этапа наибольшая частота встречаемости соответствует низким содержаниям молибдена (0,0007— 0,0009%). По данным показателей ранговой корреляции элементов-примесей в калишпатах (табл. 99) выделяется несколько групп, в которых элементы обнаруживают сильные положительные связи: 1) Ni, Cr, V; 2) Ba, Sr, Y; 3) Ti, Zr, Be, Ga; 4) Mo, Ag. Значимая отрицательная связь устанавливается у цинка с барием и стронцием.
При формировании полевошпатовых тел отмечается значительный привнос К, Al и отчасти Mg и вынос Si, Ca, Ti. Кварц-полевошпатовые образования сопровождаются обычно кварцевыми телами и кварцевыми жилами с редкими крупночешуйчатыми розетками молибденита, вкрапленностью халькопирита и реликтами крупнокристаллического калишпата.
Характеристики термолюминесценции кварца из кварц-полевошпатовых метасоматитов и связанных с ними кварцевых жил очень близки и обладают наименьшими значениями среди исследованных кварцев Соры (табл. 100, рис. 102).
В тяжелой фракции протолочек кварц-полевошпатовых метасоматитов постоянно присутствуют циркон, флюорит, халькопирит, пирит, молибденит.
Альбитизированные породы представлены образованиями внешней и внутренней зон гидротермального изменения. Во внешней зоне по периферии месторождения породы сложены альбитом (деанортитизированным плагиоклазом), пелитизированным калишпатом, кварцем и биотитом. Номер плагиоклаза не превышает 5, степень упорядоченности очень низкая. Отмечаются полисинтетические альбитовые двойники.
Постоянно развивается мелкозернистый метасоматический кварц. Образование этих альбитизированных пород сопровождается привносом натрия и выносом кальция и магния. Однако химический потенциал натрия не был высоким. Замещение калишпата кварца и биотита натрийсодержащими минералами не фиксируется. Аналогичная альбитизация отмечается и на других медно-молибденовых месторождениях, в частности на Цаган-Субургинском.
Альбитизированные породы внутренних зон преимущественным развитием пользуются на средних и верхних горизонтах месторождения и локализуются обычно между калишпатизированными и серицитизированными образованиями. В отличие от калишпатовых метасоматитов для них характерно в основном площадное развитие. Только изредка встречаются небольшие единичные гнезда, сложенные альбитом, кварцем и биотитом, и маломощные альбитовые прожилки. Характерная особенность альбитизированных пород — широкое распространение неравновесной ассоциации калишпат+альбит, которая при вполне подвижном поведении калия и натрия возможна только в условиях неокончившегося процесса.
Отмеченные альбитизированные породы состоят из альбита (№3—8; степень упорядоченности 0,00—0,25), кварца (реликтового, «атаклазированного и интенсивно корродированного альбитом, а также новообразованного, развивающегося по всем минералам породы, в том числе и по альбиту), реликтового калишпата, насыщенного мельчайшими вторичными газово-жидкими включениями, и небольшого количества биотита. Последний в ассоциации с альбитом местами образует биотит-альбитовые метасоматиты — породы белого цвета со скоплениями мелкочешуйчатого биотита (рис. 103). В альбитизированных породах альбит обычно представлен идиоморфными таблитчатыми и призматическими кристаллами, замещающими калишпат и магматический плагиоклаз. В начальной стадии замещения этот минерал развивается вдоль спайности или в краевых участках зерен калишпата, образуя затем кристаллы, секущие в различных направлениях зерна калишпата (рис. 104). По альбиту развивается мелкочешуйчатая слюда и калишпат 2-го эндогенного этапа. По трещинам спайности в альбите постоянно отмечаются неправильные зерна флюорита темно-фиолетового цвета (общее содержание его в породе по протолочкам — от 36 до 114 г/т). Фиксируется растворение апатита и магнетита исходных пород.
В процессе альбитизации происходит не только дальнейшее замещение магнетита гематитом, но и общее сокращение содержания последнего минерала, который все более замещается ярозитом и пиритом. Среди измененных пород был выявлен нами вудхаузеит, представленный хорошо образованными псевдокубическими кристаллами размерами 0,1—0,05 мм, по которым иногда развивается пирит. Спектральным анализом в минерале установлены ( % ): Sr — 0,05; Ce — 0,01; La, Be, Cu — 0,003.
Отмеченная смена минеральных форм железа в различных мета-соматических фациях Сорского месторождения связана с изменением кислотности и активности кислорода в постмагматических растворах. В условиях возрастающей щелочности среды в связи с повышением активности кислорода фиксируется развитие по магнетиту гематита. При повышении кислотности растворов и понижении активности кислорода растворяются магнетит и гематит, образуются ярозит, вудхаузеит и пирит. Возрастание активности сероводорода происходит в результате повышения степени диссоциации H2S в условиях понижения температуры, а также связывания водорода в ходе реакций. Появляются ионы серы с различной степенью окисленности: S2- и SO4-. Соотношение сульфидного и сульфатного ионов зависит от соотношения их химических активностей. Появление ярозита и вудхаузеита связано, очевидно, с высокой активностью сульфатного иона вследствие высвобождения кислорода при разложении магнетита и гематита. Подобную возможность повышения активности сульфат-ионов без привноса кислорода в результате ионного взаимодействия предполагал В.С. Соболев. Вместе с тем не следует исключать и участия в образовании сульфат-ионов кислорода межзерновых растворов, которые, несомненно, играют определенную роль в минералообразовании при метасоматическом преобразовании большого объема окружающих пород. Очевидно, следует ожидать широкого развития рассмотренных сульфатных минералов при метасоматических процессах, и только хорошая их растворимость особенно в кислой среде обусловливает относительно редкую встречаемость данных сульфатов в продуктах высокотемпературного метасоматоза.
Характерная особенность альбитизированных пород — присутствие больших количеств пирита (от 1125 до 7870 г/т), представленного преимущественно агрегатами зерен и плохо выраженными кристаллами с гранями куба и менее развитыми гранями октаэдра. В единичных зернах постоянно присутствуют молибденит и халькопирит.
В процессе метасоматоза отмечается привнос К и Na (активность которых, очевидно, была постоянной), происходит дальнейшее повышение активности Fe3+ при уменьшении Fe2+. Продолжается вынос Si, Ca, отчасти Ti. В отличие от калишпатизированных гранитов наблюдается заметный вынос Al. Резко увеличивается активность S и в меньшей степени СО2 (см. табл. 95).
Серицитизированные породы распространены преимущественно в верхних частях разрезов. Как по площади распространения, так и по интенсивности проявления серицитсодержащие образования уступают другим типам гидротермального изменения, среди которых они обычно отчетливо выделяются по характерному зеленоватому оттенку. Сложены они серицитом, кварцем, карбонатом и реликтовыми альбитом и калишпатом. Серицит, карбонат и кварц замещают все ранее образованные минералы, а также выполняют трещинки в них. Из рудных минералов в значительных количествах (до 1000 г/т) отмечается пирит, представленный в основном кубическими кристаллами со штриховкой на гранях; из акцессорных присутствуют циркон и апатит.
По сравнению с альбитизированными гранитами для серицитизированных (см. табл. 95) характерен привнос целого ряда компонентов — Ca, Mg, Mn, Al. Значительно повышается активность СО2, возрастает роль двухвалентного железа. В зоне серицитизированных гранитов происходит отложение выщелоченных из других зон компонентов.
Окварцованные породы. Распространение окварцованных пород и кварцевых метасоматитов, образующих неправильные тела, гнезда, жилы и прожилки, приуроченные преимущественно к участкам интенсивного проявления калишпатизации, четко контролируется зонами трещиноватости.
Окварцованные породы проявлены в виде дайкообразных тел мощностью от нескольких сантиметров до 0,5—1 м с отходящими от них маломощными кварцевыми прожилками. В приконтактовой части среди калишпатизированных пород фиксируются «глазки» светло-серого кварца (0.1—0,7 мм). В составе окварцованных пород преобладает кварц, замещающий все ранее образованные минералы (рис. 105); присутствуют реликтовые калишпат, альбит и маргитизированный магнетит, содержание которых зависит от степени окварцевания. Постоянно отмечаются молибденит, пирит, халькопирит иногда повышенных концентраций. Широко распределен (по отдельным протолочкам до800 г/т) рутил в виде призматических кристаллов красно-бурого цвета; в единичных зернах отмечается анатаз.
Монокварцевые метасоматнты выполняют штоко- и гнездообразные тела, пространственно ассоциирующие обычно с калишпатовыми и кварц-калишпатовыми образованиями, с которыми они связаны и генетически, а также различной мощности жилы и прожилки. Одно из крупнейших (площадью около 0,3 км2) штокообразных тел монокварцитов вскрыто в центральной части месторождения южнее выхода порфиров I. На горе Кварцевой кварцевые метасоматнты образуют мощную оторочку вокруг калишпатового тела. В целом для месторождения отмечается увеличение количества и объема кварцевых тел на верхних горизонтах.
В формировании кварцевых тел, наряду с процессами замещения, которым обычно отводится ведущее место, определенную роль играли процессы выполнения полостей и перекристаллизации. Особенно отчетливо замещение фиксируется при анализе строения кварцевых жил (рис. 106). сопровождающих более крупные кварцевые тела. Основной источник кремнезема — вмещающие породы, при калишпатизации которых (особенно в случае образования мономинеральных калишпатовых метасоматитов) высвобождается значительное количество его. Следует отметить, что процессы замещения при формировании кварцевых жил на месторождениях медно-молибденовой формации вообще играли заметную роль, что очень отчетливо проявлено, например, на Шахтаминском месторождении, на месторождениях Ключевско-Давендинского рудного района и др.
В кварцевых телах отмечается редкая вкрапленность (реже гнезда и кустовые скопления) пирита, халькопирита, молибденита, сфалерита, иногда магнетита, гематита, блеклой руды, галенита и рутила. Роль рудных минералов несколько повышается в сопровождающих тела кварцевых жилах и прожилках. По данным многочисленных анализов, содержание рудных компонентов колеблется в следующих интервалах, %: Mo — 0,004—0,02; Cu — 0,014—0,20; Zn — 0,0008—0,004; Pb — 0,0002—0,0008. Постоянно отмечаются значительные содержания алюминия, натрия и калия, обусловленные мельчайшими реликтами породообразующих минералов.
В целом зональность и подвижность компонентов при метасоматическом изменении лейкократовых гранитов может быть охарактеризована табл. 101.
- О физико-химических особенностях процесса в Жирекенском месторождении
- Эволюция акцессорных элементов при метасоматическом преобразовании пород в Жирекенском месторождении
- Анализ парагенезисов минералов в Жирекенском месторождении
- Эволюция акцессорных минералов при метасоматическом преобразовании пород
- Особенности гидротермально измененных образований Жирекенского месторождения
- 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