Глава 2. Аргиллизиты докембрия (стр. 2 )

Песчаники представляют собой розовые породы с неяснослоистой или тонкослоистой текстурой. Обломочная фракция составляет около 85-95% объема породы, остальное приходится на долю цемента. Песчаники состоят из кварца (25-50% объема породы), калиевого полевого шпата – санидина, ортоклаза, бариевого ортоклаза (50-75%), небольшого количества плагиоклаза. Специфический состав песчаников говорит о том, что их толщи образовались за счет магматических пород (возможно, PR1), а не за счет гнейсов, полевой шпат в которых представлен преимущественно плагиоклазом. В песчаниках, слабо затронутых изменениями, присутствует контактово-регенерационный цемент нарастания, по составу отвечающий обломочному материалу. В затронутых региональными изменениями песчаниках цемент вторичный, часто регенерационный, калишпат-кварцевый или адуляр-калишпат-кварцевый.

Во внешних зонах колонки альбитизация – наиболее типичный процесс. Альбит представлен пертитами в зернах калишпата. Пертиты разнообразны по форме – от тонких, длинных, нитевидных до прерывистых. Иногда они встречаются в виде бесформенных пятен или образует мелкие вытянутые зерна, замещающие часть обломка калишпата.

Для промежуточных зон колонки характерно образование гидросерицита, сопровождаемое окварцеванием. Гидросерицит политипов 1М, 2М слагает гнездообразные или неправильные формы обособления по калишпатам и адуляру, замещая их частично или полностью. Гидросерицит представлен его тонкочешуйчатой разностью с размерами в первые сотые доли мм, бесцветными в проходящем свете, с низкими цветами интерференции (серые, белые, не выше желтых). Кварц образует каемки вокруг песчинок этого же состава, а также отдельные участки, сложенные гранобластовым агрегатом полигональных зерен с полной или частичной потерей следов реликтовой обломочной текстуры.

Во внутренних зонах колонки происходит замещение гидросерицита монтмориллонитом (гекторитом) и смешанно-слойным минералом (ректоритом). В центральной зоне появляется каолинит и галлуазит. Перечисленные глинистые минералы слагают гнездообразные скопления, обособления неправильной формы, реже встречаются в виде тонких, непротяженных просечек.

Сульфидная минерализация образовалась вслед за основными метасоматическими, приурочена к промежуточным, внутренним и центральным зонам колонки. К минералам этой стадии относятся галенит, марказит, халькозин, халькопирит, арсенопирит и пирит, последний развивается наиболее обильно. Для пирита установлены две его генерации. Более ранняя, образует идиоморфные выделения, часто имеющие в плоскости шлифа гексагональные сечения. Более поздняя генерация характеризуется микроскопическими выделениями округлой, почковидной, неправильной, квадратной формы, нарастающими на раннюю генерацию. Участки, обогащенные пиритом и другими сульфидами, приобретают темно-серую окраску, слоистую текстуру, обусловленную неравномерным послойным распределением рудных минералов.

В последние этапы аргиллизации произошло выщелачивание пород с появлением в них многочисленных мелких (до 1 мм) и более крупных (до нескольких см) уплощенных пустот. Они вытянуты согласно слоистости пород и выполнены агрегатом низкотемпературных минералов: призматического кварца (мономинеральное заполнение) или 2-3-х минералов с зональным расположением от краев к центру: кварц-сульфиды; кварц-гипс; кварц-штренгит; кварц-гетит-гипс; кварц-бераунит; кварц-гетит и кварц-лимонит. Вероятно, в это же время появились ярозит, лепидокрокит, вернадит, псиломелан. Два последних минерала местами образуют значительные скопления.

На восточных флангах Конкулинского рудопроявления, в каолинитовых и гидросерицитовых аргиллизитах зоны Толукского разлома выявлена гинсдалитовая минерализация. Спектральный анализ монофракции гинсдалита показал, что содержания фосфора в нём составляют 30%, Ba 20%, U и Pb по 0.1%, Sr 0.3%.

Вслед за аргиллизацией проявлены интенсивные карбонатизация и баритизация. Эти минералы не включены в метасоматическую колонку ввиду очевидной оторванности их образования от аргиллизации во времени. Вместе с тем баритизация и карбонатизация встречаются только в пределах ореолов аргиллизированных пород и, вероятно, связаны с последними единым гидротермальным процессом.

Карбонаты (кальцит, доломит, сидерит) слагают жилообразные и линзообразные круто - и пологопадающие метасоматические залежи, состоящие из мелко-тонкокристаллических агрегатов, часто имеющих оолитовое строение. Характер взаимоотношений карбонатов различного типа довольно сложный, но в целом можно выстроить такую последовательность их образования: кальцит ®смесь кальцита и доломита® доломит и сидерит. Для оолитов карбоната характерно концентрически - зональное строение с размерами зерен в десятые доли мм. Карбонаты корродируют все предыдущие новообразованные и реликтовые минералы. С образованием карбонатов ассоциировалось появление обогащенного Mn, Mg, Fe хлорита.

Вероятно, близодновременно с карбонатизацией шло образование локальных скоплений мелкокристаллического апатита и углеродистого вещества. Апатитовые агрегаты образуют концентрические кольца в кварце и цементе пород (рис. 29), местами количество апатита настолько велико, что он играет заметную роль как компонент цемента. Мелкие выделения углеродистого вещества рассеяны в цементе породы и не образуют скоплений. Отмечено его нарастание на зерна кварца. Углеродистое вещество имеет размер в сотые, редко первые десятые доли мм, овальную форму. Непрозрачно, имеет низкую отражательную способность (серое с коричневым оттенком). В отдельных выделениях отражательная способность неоднородная. В косом свете черное, макроскопически тоже черное, с низкой твердостью, очень хрупкое.

Барит имеет как метасоматическое, так и жильное гидротермальное происхождение. Соответственно, выделено два типа баритовых залежей, различающихся по морфологии: жильная крутопадающая и субпологая пластовая метасоматическая (Кириллов и др., 1999). Они сопряжены в пространстве и могут рассматриваться как единое месторождение.

Жильный тип баритовой минерализации контролируется зоной крупного крутопадающего разлома СВ простирания, выраженного линейно-вытянутыми участками катаклазированных пород и брекчий мощностью 16-30 м. Крупнокристаллический барит в разломной зоне образует линзы мономинерального состава размером до 0.7´3.5 м, брекчии на баритовом цементе, кулисы из жил мощностью от нескольких см до десятков метров каждая. Содержания бария в зоне по данным эмиссионного спектрального анализа варьируют от первых процентов до 50%. Примечательно, что если барит жил и брекчий образовался путем выполнения открытых полостей, то отдельные линзы барита сформировались в довольно плотных песчаниках, вероятно, при метасоматическом замещении исходной породы с постепенным разрастанием новообразованных минералов. «Гидротермальный» барит образует пластинчатые, таблитчатые, часто веерообразные и крупнолистоватые полупрозрачные агрегаты белого, светло-серого, розоватого цвета, часто с красновато-коричневым оттенком из - за присутствия гидроокислов железа. Его химический состав приведен в таблице 18.

Таблица 18. Химический состав барита

№№ пп	№№ обр. .	BaO	SO3	SrO	Na2O	Al2O3	Сумма
1	К-592	63.53	35.86	2.07	0.05	0.50	102.01
2	4270-1	63.39	36.35	1.61	-	0.57	102.92

Формула Ba 0.92 Sr 0.04 Na 0.003 Al 0.0S 0.999 O 4

Формула (2) – (Ba 0.915 Sr 0.034 Al 0.0S 1.00 O 4

Согласно этим анализам, барит представлен его «чистой» разностью, имеющий небольшую примесь Sr и Al. Другие петрогенные окислы (SiO2, CaO, FeO и др.), а также элементы-примеси практически отсутствуют. Согласно корреляционному анализу, не отмечается связи бария с другими элементами; следовательно, барит образовался в самостоятельную фазу.

Метасоматическая баритовая залежь имеет субпологую пластообразную форму и залегает в олигомиктовых песчаниках нижней пачки гонамской свиты ниже зоны надвига в подошве средней пачки (рис. 25). Баритовые руды формировались путем метасоматического замещения минералов песчаников и доломитов. Буровым профилем со скважинами, расположенными через 100-300 м, пластовая залежь прослежена более чем на 1200 м, ее полная длина осталась невыясненной. Среднее содержание окиси бария на пласт мощностью 17 м составляет 3%.

Характерными текстурами метасоматических руд являются массивная, пятнистая и вкрапленная. Идиоморфные прозрачные кристаллы барита, как правило, обнаруживаются при микроскопических исследованиях и редко достигают 1,5 мм. В шлифах барит бесцветный водяно - прозрачный, в крупных выделениях видна совершенная спайность в одном направлении, двупреломление составляет 0.09 –Метасоматический барит интенсивно коррозирует кварц, калиевый полевой шпат, другие минералы, выполняя межзерновые пространства (рис. 30), образует вкрапленность, жилковидные выделения (рис. 31). Местами в барите наблюдаются реликты корродированных зерен кварца и адуляра, имеющие скелетные формы. На отдельных участках отмечаются явления гипергенного (?) разложения барита – пятнами или вдоль волосовидных трещин. При этом он становится непрозрачным, приобретает серовато-бурый цвет.

Рис. 29. Рис. 30. Рис. 31.

Рис. 29. Распределение микрокристаллического апатита в зернах кварца в песчаниках. Увеличение 100.

Рис. 30. Проявление баритизации в аргиллизированных песчаниках – кристаллы барита в пустотке (мелкий крап), черное – рудные минералы, белое овальной формы – окатанные зёрна кварца, косая штриховка – цемент песчаников. Увеличение 100.

Рис. 31. Метасоматическая баритизация: Ва – барит, Kfs – калишпат, Q - кварц, Ad – адуляр, крап – глинисто-гидрослюдистые массы. Увеличение 230.

2.3. Петрохимический состав и геохимические особенности аргиллизированных пород

Улканский прогиб. Изучение баланса движения веществ в зонах первого типа показывает, что во внутренних зонах (кварц-иллитовая ассоциация) незначительно увеличивается содержание SiO2, Fe2O3 и FeO; заметно – MgO (что связано с его концентрацией в иллите, 1–3%), а также P2O5. Остальные петрогенные окислы преимущественно выносятся. Характерен вынос калия – его количество в метасоматитах по сравнению с трахириолитами уменьшается вдвое. В центральной зоне колонки (табл. 19) отмечаются во многом противоположные тенденции. Уменьшается количество кремнезема, заметно – глинозема. Увеличивается содержание MnO, TiO2 и, что особенно характерно, CaO, Na2O, что связывается с их присутствием в монтмориллоните смешанно-слойного минерала. Диаграмма рисунка 11 (гл. 1 отчёта) дает возможность проследить поведение щелочных элементов от зоны к зоне колонки. Заметно, что калий заметно выносится уже из промежуточной зоны колонки (разрушение килишпата), вновь увеличиваясь до 5-7 % во внутренних зонах (содержится в гидрослюдистых массах) и слабо уменьшаясь в центральных. Содержания натрия невелики, они увеличиваются во внешней и центральной зонах колонки.

Геохимическая специализация зон первого типа определяется, кроме рудных содержаний Мо (0.1 –0.3%) и U (0.1%), еще и повышенными концентрациями Pb (0.05%), As (0.01%), F (до нескольких процентов), местами Ag (до 30 г/т). Серебро содержится в пирите, рассеянном в кварцевых жиловидных телах. Минералы, содержащие Mo, U, Pb образуют тесную пространственную ассоциацию, что подтверждается данными корреляционного анализа (гл.1 отчёта, рис. 21). Кроме перечисленных элементов, в повышенных концентрациях в рудах содержится Zn, остальные рудные элементы либо выносятся, либо остаются индифферентными.

Таблица 19. Баланс движения веществ в зоне замещения трахириолита (1)

аргиллизитом состава кварц-смешанно-слойный минерал (гидрослюда-монтмориллонит) – (4).

Компо нен ты	Вес, %	Содержания окислов в 1000 см3 (г)	Привнос-вынос на 1000 см3
Результаты анализов	Приведенные к 100%
1	4	1	4	1	4	Абс. Разности	В % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO2	71.22	64.05	72.08	63.93	1809.2	1604.6	-204.6	-12.8
TiO2	0.27	0.46	0.27	0.46	6.8	11.5	+4.7	+69.1
Al2O3	14.10	10.80	14.23	10.78	357.2	270.6	-86.6	-32.0
Fe2O3	1.10	2.60	1.11	2.59	27.9	65.0	+37.1	+133.0
FeO	0.43	0.32	0.43	0.32	10.8	8.0	-2.8	-35.0
MnO	0.01	0.13	0.01	0.13	0.3	3.2	+2.9	+967.7
MgO	0.05	0.25	0.05	0.25	1.3	6.3	+5.0	+384.6
CaO	0.14	6.72	0.14	6.71	3.5	168.4	+164.9	+4711.4
Na2O	0.02	1.30	0.02	1.30	0.5	32.6	+32.1	+6420.0
K2O	10.70	6.00	10.81	5.99	271.3	150.3	-121.0	-80.5
SO3	0.10	0.10	0.10	0.10	2.5	2.5	0	0
P2O5	0.01	0.09	0.01	0.09	0.3	2.3	+2.0	+667.7
CO2	0.20	5.30	0.20	5.29	5.0	132.8	+127.8	+2556.0
H2O+	0.30	1.03	0.30	1.03	7.5	25.9	+18.4	+245.3
H2O-	0.22	0.61	0.22	0.61	5.5	15.3	+9.8	+178.2
Nb2O5	0.02	0.02	0.02	0.02	0.5	0.5	0	0
MoO3	0	0.4	0	0.4	0	10.0	+10.0	+900.0
+S							+414.7	+16.52
-S							-415.0	-16.53
S	98.89	100.18	100.0	100.0	2510.1	2509.8	+0.3	-0.01
d	2.57	2.63
Du	2.51 (do)	2.51
П	2.48%	4.47%

Для большинства дифференцирующихся элементов геохимическая зональность определяется постепенным увеличением их содержаний к центру (рис. 32а; 33). В центральных зонах накапливаются U, Mo, Pb, As, Ag и, в меньшей мере Cu, увеличивается содержание Sr; из этой же зоны выносятся V, Mg. Содержания Zn увеличиваются в промежуточных и особенно во внутренних частях колонки; из внутренней зоны выносится Nb.