Глава 2. Аргиллизиты докембрия

2.1. Геолого-структурные и литологические условия локализации аргиллизитов

Основные особенности распространения аргиллизитов рассматривались ранее (первая часть научного отчёта). Ниже рассматриваются особенности проявления аргиллизитового метасоматоза в типовых структурных обстановках.

Околорудная аргиллизация в вулканических породах Улканского прогиба. Проявления околорудной аргиллизации рассматриваются на примере Элгэтэйской площади в западной части Улканского прогиба (рис. 24), где они распространены особенно широко. Площадь отмечается высокой рудонасыщенностью: на территории в 25 кв. км зоны аргиллизитов контролируют десятки рудопроявлений и проявлений, в том числе бериллия, ниобия, молибдена, урана и два месторождения: «Элгэтэ» (Мо, с U) и «Красная Горка» (Та, Nb).

Рис. 24. Геологическая карта и разрез Элгэтэйского рудного поля.

1 – четвертичные отложения, 2-7 – покровные образования элгэтэйского комплекса: 2 – трахиты, 3 – игнимбриты трахитов, 4 – игнимбриты кислого состава, 5 – риолиты, 6 – туфы риолитов, 7 – лавобрекчии умеренно-кислого состава, 8 – песчаники топориканской свиты, 9 –гнейсы тырканской серии, 10 – трахиты экструзивной фации, 11 – трахириолиты экструзивной фации, 12 – сиениты, 13 – граниты, 14 – дайки основного состава, 15 – разрывные нарушения, 16 – ореолы аргиллизитов с участием смешанно-слойных минералов, 17 – ореолы иллитовых аргиллизитов, 18 – рудопроявление Ве, 19 – рудопроявление U, 20 – месторождение Мо, 21 – рудопроявления Nb, 22 – проявления флюоритовой минерализации.

В пределах рассматриваемой площади вулканиты элгэтэйской свиты слагают депрессионную структуру. С окружающими выходами архейского фундамента (на севере и западе) и другими вулканогенными образованиями (на юге и востоке) структура граничит по разрывным нарушениям. Метаморфические породы, слагающие основание вулканитов, представлены преимущественно интенсивно гранитизированными биотит - амфиболовыми и пироксеновыми гнейсами и амфиболитами.

Геологическое строение центральной части Элгэтэйской структуры отличается значительной сложностью. Наряду с развитием покровной фации, широко распространены породы экструзивной и околожерловой фаций, встречаются интрузии сиенитов субвулканической и силловой фаций. Вулканические породы представлены преимущественно трахириолитами, их туфами и игнимбритами; в строении западной части структуры заметную роль играют трахиты и трахиандезиты. Диагностика вулканических пород значительно усложняется из-за широко и интенсивно развивающейся по их массе гематитизации. Местами в виде блоков, ограниченных крутопадающими разломами, на земную поверхность выходят подстилающие вулканиты существенно кварцевые песчаники

В пределах вулканогенного поля исключительно широким распространением пользуются нарушения, среди которых заметно преобладают крутопадающие. Встречаются отдельные блоки, целиком подвергшиеся объемному дроблению. Нарушения выполнены линейными зонами трещиноватых, брекчированных, катаклазированных пород мощностью до 200м. Из числа разломов преобладают субмеридиональные, субширотные, северо - западные и северо - восточные (круговые диаграммы рис. 24).

Ореолы приразломной околорудной аргиллизации имеют в плане линейную или овальную форму и всегда контролируются разрывными нарушениями. Наиболее значительного масштаба изменения приобретают в трахириолитах, трахитах и в их вулканокластических разностях. Мощность ореолов варьирует от первых метров до нескольких сотен метров, протяженность – от десятков метров до нескольких километров. На участках пересечения разломов мощность ореолов увеличивается.

Аргиллизация в породах осадочных прогибов. Проявления аргиллизитового метасоматоза на территории Учуро-Майского прогиба распространены достаточно широко, развиваясь в терригенных, реже терригенно-карбонатных породах на разных уровнях слоистой толщи платформенного чехла. Различается объемная и приразломная околорудная аргиллизация. Первая обширно распространена в восточной части Амуликанского грабена и в западной, центральной частях Учурского прогиба. Сопровождается выносом большинства микроэлементов. Вторая отчетливо контролируется разрывными нарушениями, как крутопадающими, так и надвиговыми, и проявилась в западной и центральной частях Учурского прогиба.

Аргиллизация рассматриваются на примере месторождения Ba, Cu с мoлибденом, Mn, Sr «Адаргай» (рис. 25), где проявлены оба типа аргиллизации (Кириллов и др., 1999). Рудные обьекты располагаются в центральной части Учурского прогиба. Месторождение барита, выявленное с использованием бурения, оценено как крупное, перспективы других полезных ископаемых в должной мере не оценены. Рудные проявления находятся в пределах крупной (площадью до 15 км2) комплексной (Ni, Co, Cr, U, V, Ag, Mo) геохимической аномалии, контролируемой ореолами аргиллизитовых изменений. Рудные залежи располагаются в породах протоплатформенных отложений, расчлененных на три пачки.

Нижняя пачка мощностью свыше 600м сложена светло-розовыми кварцевыми и олигомиктовыми песчаниками с маломощными горизонтами гравелитов и алевролитов. Средняя мощностью110 м, представлена сероцветными песчаниками, песчанистыми доломитами и пелитоморфными доломитами с прослоями алевролитов и алевропесчаников. Верхняя пачка мощностью около 200 м сложена красноцветными кварц-полевошпатовыми песчаниками, алевролитами с маломощными прослоями доломитов в верхней части. Кристаллический фундамент осадочной толщи, по геофизическим данным, находится на глубине 950 м.

Рис. 25. Геологический разрез через центральную часть Адаргайского рудного поля (по Горошко, Гурьянову, 2007).

1 -2 – платформенные отложения: 1 – песчаники и алевролиты адаргайской свиты; 2 – песчаники гонамской свиты с горизонтами гравелитов и алевролитов, 3 – зона надвига, 4 – разрывные нарушения, 5 – нижняя граница ореола аргиллизитовых изменений, 6 – нижняя граница комплексного ореола рассеяния рудных элементов (урана, свинца, мышьяка, кобальта, никеля, меди, ванадия, молибдена, серебра) 7 – залежь метасоматических баритовых руд, 8 – штокверк жильных баритовых руд, 9 – буровые скважины с указанием абсолютных отметок их устья и глубины в метрах.

Образования второй и третьей пачек выполняют вытянутую в северо-западном направлении пологую брахисинклиналь, осложняющую моноклинальное залегание пород гонамской свиты. Площадь брахисинклинали составляет 25 км2. В 3-5 км к северу отложения гонамской свиты перекрываются доломитами омахтинской свиты.

Площадь находится в зоне влияния крупных крутопадающих разломов субмеридионального, субширотного, СЗ и СВ простирания, выраженными линейно-вытянутыми участками трещиноватых пород и брекчий. Кроме них, установлена надвиговая структура, полого (5-200) падающая на северо-запад. Надвиг, прослеженный бурением на расстояние более чем 1 км, выражен интенсивно перетертыми породами и косо, под острым углом срезает границу нижней и средней пачек.

Аргиллизация развивается в песчаниках, охватывая зону надвига и распространяясь от него на глубину 80-200м.

В других местах (западная часть Учурского прогиба, Амуликанский прогиб) аргиллизация отчётливо приурочена к нижней и базальной частям терригенной толщи.

2.2. Минеральный состав и зональность аргиллизитов

Улканский прогиб. В вулканитах, уверенно выделяются ореолы околорудных аргиллизитов двух типов, хорошо различающихся минеральным составом центральных зон колонок и рудной специализацией. Зоны первого типа контролируют уран-молибденовое, второго – тантал - ниобиевое оруденение.

По своей геолого-структурной позиции ореолы двух типов несколько отличаются между собой.

Зоны уран- молибденового оруденения контролируются нарушениями северо-западного и северо-восточного простирания и тяготеют к участкам, сложенными вулканокластическими образованиями кислого состава покровной фации в центральной и восточной части структуры.

Зоны с тантал-ниобиевым оруденением контролируются нарушениями северо-западного и субширотного простирания и преимущественно тяготеют к вулканическим постройкам трахитового состава в западной части структуры, в меньшей мере, к вулканитам кислого состава в ее центральной части.

Ореольные околорудные аргиллизиты имеют симметричное зональное строение и довольно отчетливые внешние границы, хорошо определяемые по разнице цветовых окрасок пород. Таблица 13 представляет минералы околорудных аргиллизитов по вулканитам, таблица 14 - метасоматическую колонку «первого» типа, таблица 15 -«второго» типа. Обе разновидности колонок рассматриваются на примере измененных трахириолитов. К петрографическим особенностям трахириолитов Элгэтэйской структуры относятся более развитие флюидальной текстуры, метасферолитовой и микропойкилобластовой структур. Из акцессорных минералов характерны апатит и гранат.

Таблица 13. Минералы рудоносных аргиллизитов, Улканский прогиб

Встречае мость, %	Измененные трахириолиты	Измененные трахиты
Основные	Иллит*, кварц, гематит, гетит, смешанно-слойные минералы*	Иллит*, смешано-слойные минералы*, кварц, гематит, гетит
Второстепенные, 2-10 %	Сидерит*, флюорит, халцедон, каолинит	Бертрандит*, флюорит, каолинит
Акцессорные, редкие, рудные	Селадонит*, хлорит, эпидот, анатаз, рутил, ильменит, магнетит*, пирит, лейкоксен	Сидерит*, хлорит, эпидот, халцедон, рутил, пирит, халькопирит, сфалерит, гидротизированный настуран*, самородная медь, золото, эвксенит*
Гиперген ные	Ферримолибдит*, гидроокислы марганца, вульфенит, ярозит, лепидокрокит, лимонит, купросклодовскит, метаураноцирцит	Вульфенит, лимонит

Примечание: диагностика помеченных «*» минералов уточнена рентгено-структурным анализом.

Таблица 14. Элгэтэйское рудное поле. Строение метасоматической колонки в аргиллизированных трахириолитах (зоны первого типа)

№ зоны	Название зоны	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Фельдшпатоли тизированные породы	Ортоклаз, кварц, адуляр, биотит, амфибол, хлорит	Темноцветные минералы хлорит, каолинит; калишпат каолинит
1	Внешняя	Ортоклаз, кварц, адуляр, хлорит, каолинит	Калишпат, хлорит, каолинит иллит
2	Промежуточная	Ортоклаз, кварц, адуляр, иллит	Ортоклаз, адуляр иллит
3	Внутренняя	Кварц, иллит	иллитсмешанно-слойные минералы
4	Центральная	Кварц, смешанно-слойные минералы (гидрослюда-монтмориллонит)

Таблица 15. Элгэтэйское рудное поле. Строение метасоматической колонки в аргиллизированных трахириолитах (зоны второго типа)

№ зоны	Название зоны	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Фельдшпатоли тизированные породы	Ортоклаз, кварц, адуляр, биотит, амфибол, хлорит	Темноцветные минералы хлорит, каолинит; калишпат каолинит
1	Внешняя	Ортоклаз, кварц, адуляр, хлорит, каолинит	Калишпат, хлорит, каолинит иллит
2	Промежуточная	Ортоклаз, кварц, адуляр, иллит	Ортоклаз, адуляр иллит
3	Внутренняя	Кварц, иллит	иллитгематит
4	Центральная	Кварц, иллит, гематит

Для обоих типов метасоматических колонок, вне зависимости от исходного состава пород, изменения вплоть до центральной зоны проявляются одинаково. Во внешних зонах ореолов отмечается каолинизация (особенно интенсивно проявляющаяся в породах кислого состава) и хлоритизация. Каолинит развивается по калишпату и темноцветам, хлорит – по темноцветам. В промежуточных зонах колонок появляются гнездообразные выделения иллита (тонкочешуйчатого гидросерицита), по выделениям ортоклаза, адуляра, новообразованным каолиниту и хлориту, а также по основной массе; калишпат частично сохраняется. Во внутренних зонах исчезают все минералы, кроме новообразованных кварца и иллита и основная масса полностью преобразуется. В этих частях колонки структура становится полностью метасоматической, с очень неравномерным распределением минералов. Есть участки сложенные, в основном, иллитом, где содержания кварца не превышают 20 –25% и, наоборот, такие, где кварц составляет 60-70%.

Наиболее характерный минерал этой зоны – тонкочешуйчатый гидросерицит (иллит) бесцветен; под микроскопом, в скрещенных николях имеет характерные низкие желтовато – белые цвета интерференции. Показатель двупреломления иллита – 0.010 - 0.011, размеры чешуек не превышают 0.01 мм. В массах иллита можно выделить реликтовые участки, замещенные этим минералом, но сохраняющие первоначальную структуру породы, например, перлитовую отдельность. Присутствуют агрегаты, выполняющие прямоугольные формы (полностью замещенные выделения калишпата).

Другой распространенный минерал, кварц, представлен зернами овальной или неправильной формы с извилистыми неровными очертаниями с размерами не более десятых долей миллиметра.

На участках породы с небольшим содержанием кварца минерал образует единичные редкие зерна, а там, где его количество возрастает – гранобластовые агрегаты.

Зоны аргиллизитов первого типа (с уран-молибденовым оруденением) характеризуются наличием центральной зоны, сложенной агрегатом кварца и смешанно-слойных (гидрослюда-монтмориллонит) минералов. Отмечается закономерная смена их качественного состава к осевым частям зон – в структуре смешанно-слойных минералов увеличивается количество слоев монтмориллонита с 2 до 15 %. Кондиционное оруденение приурочено только к центральным частям зон, мощность которых достигает нескольких десятков метров.

Смешанно-слойные минералы имеют тонкочешуйчатый облик, размеры в сотые доли миллиметра. Их характеризуют низкие (серые, светло-серые) интерференционные окраски, понижение двупреломления до 0.006 – 0.004 %.

Между количеством слоев монтмориллонита в структуре смешанно-слойного минерала и содержанием урана, молибдена в породах существует определенная зависимость, выражающаяся в том, что до осевой части зоны содержания рудных элементов возрастают пропорционально количеству монтмориллонита (рис. 26).

Рис. 26. Зависимость содержаний молибдена в породах от количества слоев монтмориллонита в структуре смешано-слойного минерала

1 – содержание монтмориллонита (м) в %; 2 – содержание молибдена, в %; 3 – трахириолиты; 4 – участки трещиноватых пород; 5 – участки интенсивно трещиноватых пород; 6 – участки интенсивно брекчированных пород.

Процесс оруденения непосредственно сопровождал аргиллизацию, более поздние гидротермальные жильные образования рудной минерализации не содержат. Первичные рудные минералы не встречены, вторичные представлены вульфенитом и ферримолибдитом, присутствуют гидратированный настуран и гипергенные урановые минералы. Ферримолибдит и урановые минералы образуют корочки, волосовидные прожилки, тонкую вкрапленость, вульфенит встречается более обильно, насыщая тонкочешуйчатую слюдистую массу.

Вслед за аргиллизитовым метасоматозом в центральных, наиболее нарушенных частях зон образовалась жильная минерализация, последовательность появления которой устанавливается по взаимоотношениям прожилков: 1)образование прожилков и жил мощностью до нескольких десятков сантиметров микрозернистого кварца, вмещающего гнезда темно-фиолетового флюорита, а также обильную мелкую вкрапленность пирита, 2)образование многочисленных взаимопересекающихся прожилков и гнезд флюоритового, флюорит-бертрандитового, пирит-гематит-флюоритового состава. Самостоятельный интерес могут представлять флюоритовая и бертрандитовая минерализация. Эти минералы выполняют как прожилки, так и цемент тектонических брекчий, мощность жил флюорита может достигать 1 метра, бертрандита – нескольких десятков сантиметров.

Зоны второго типа характеризуются развитием в центральной зоне иллита и кварца, а также обильной гематитизации (рис. 27). Переходы из зоны в зону не резкие, но границы центральной зоны выражены отчетливо и хорошо различимы визуально вследствие резкого изменения цвета породы с фисташково-зеленого на красный. Оруденение ограничено только центральной зоной колонки, мощность которой колеблется от нескольких метров до нескольких десятков метров. В игнимбритах трахитового состава откартирована центральная зона аргиллизитов второго типа мощностью 280 метров. Процесс метасоматических изменений в зонах второго типа проявился в два этапа: 1)образование кварца и иллита, 2)образование кварца и буро-красного гематита вдоль трещин. Эти минералы замещают скопления иллита. Кроме прожилковидных выделений, гематит присутствует в виде крошечных комковатых частиц, окрашивающих породу в красный цвет.

Рис. 27. Особенности проявления гематитизации (черное) в аргиллизитах. Серое – иллит, белое – кварц

Шлиф К-532-6, увеличение 25, николи //.

Вслед за метасоматической, проявилась жильная гидротермальная стадия. Жильная минерализация образовалась на участках наиболее интенсивной тектонической нарушенности: 1)образование прожилков и гнезд гематита – «железного блеска» тонкопластинчатого строения, содержащего гнезда темно-фиолетового флюорита; 2)образование жил светлого (желтоватого, зеленоватого) флюорита и, что более характерно для зон этого типа, карбоната (сидерита); 3)образование прожилков халцедона.

Особенности проявления процесса аргиллизации в трахитах для зон второго типа принципиально не отличается от аналогичных в трахириолитах. При этом, в краевых и промежуточных зонах наряду с иллитом и каолинитом появляется монтмориллонит. В центральной части колонки калиевые полевые шпаты полностью замещены иллитом, но форма и положение псевдоморфоз восстанавливают трахитовую структуру.

Для вулканокластических пород характерна большая избирательность изменений. В игнимбритах трахитов при умеренном проявлении процессов гидрослюдистые агрегаты развиваются не повсеместно, а на отдельных участках и по некоторым обломкам. Мелкие гнезда, жилковатые выделения, сыпь гидрослюды присутствуют и во фьямме. Размер гнездообразных выделений редко превышает 0.03 мм. В массе породы отмечаются единичные, тончайшие (мощностью 0.02 мм), но очень выдержанные по простиранию прожилки гидрослюды. Гематитизация, гетитизация игнимбритов проявлена повсеместно по обломкам, фьямме и цементирующей массе, причем участками настолько интенсивно, что становится неразличимым минеральный состав пород.

Рис. 28 демонстрирует два петрофизических разреза через зоны аргиллизации. Для зон первого типа в целом характерно, от периферии к центру, уменьшения плотности и сопротивления, увеличение пористости; для зон второго типа – увеличение плотности, с падением сопротивления и уменьшением пористости в иллитовой зоне (последнее, вероятно, в связи с заполнением микротрещин и пор породы).

Рис. 28. Петрофизический разрез через зоны метасоматической колонки аргиллизированых трахириолитов: а – зоны первого типа с молибденовым оруденением; б – зоны второго типа с ниобиевым орудененеием.

Зоны колонки: 0 – фельдшпатолитизированные трахириолиты; 1 – внешняя; 2 – промежуточная; 3 – внутренняя; 4 – центральная.

Платформенные прогибы. Таблица 16 дает представление о минералах аргиллизитов, таблица 17 – об их метасоматической колонке. Примечательно, что аргиллизиты характеризуются большим количеством акцессорных, редких и рудных минералов, что косвенно может свидетельствовать об участии различных источников формирования растворов.

Таблица 16. Минералы аргиллизитов, Учурский прогиб

Встречаемость	Минералы аргиллизитов, развивающиеся по терригенным и терригенно-карбонатным породам
Основные, >10%	Кварц, иллит, смешанно-слойные (гидрослюда-монтмориллонит*), монтмориллонит*
Второстепенные (2-10%)	Каолинит*, хлорит, адуляр*, доломит*, кальцит*, сидерит*, барит*
Акцессорные, редкие, рудные	Серицит, сфен, фторапатит*, гипс*, сильвин*, ярозит*, альбит*, лепидокрокит*, ректорит*, гекторит, гониерит*, лейтонит*, лизардит*, углеродистое вещество, турмалин*, мусковит*, гематит, вернадит*, ильменит, магнетит, пирит*, галлуазит*, пиролюзит, псиломелан*, рутил, вюртцит*, зусманит*, арсенопирит, халькопирит*, блеклая руда*, елизаветинскит*, бераунит*, штренгит*, марказит*, халькозин*, галенит*, арканит*, атакамит*, малахит*, брошантит*, азурит*, хризоколла.

Примечание: «*» помечены минералы, диагностика которых уточнена рентгено-структурным анализом.

Таблица 17. Метасоматическая колонка аргиллизитов по кварц-полевошпатовым песчаникам гонамской свиты, Учурский прогиб

№ зоны	Название зоны	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Песчаники	Кварц, ортоклаз, адуляр, плагиоклаз, цемент (кварц, полевой шпат, серицит)	Кварц, адуляр, цемент альбит
1	Внешняя	Кварц, альбит, ортоклаз, адуляр, цемент	Альбит кварц, гидрослюда. Ортоклаз, адуляр кварц, гидрослюда. Цемент кварц, гидрослюда
2	Промежуточная	Кварц, гидрослюда, серицит	Гидрослюда, серицит монтмориллонит, гекторит
3	Внутренняя	Кварц, гидрослюда, монтмориллонит, каолинит, гекторит

Субстратом, по которому развивались метасоматиты, служили преимущественно песчаники и более тонкообломочные породы, характер изменений во всех типах пород в целом однотипен.

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 0.73.5 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 (1) - (Ba 0.92 Sr 0.04 Na 0.003 Al 0.022) 0.985 S 0.999 O 4

Формула (2) – (Ba 0.915 Sr 0.034 Al 0.025) 0.974 S 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 – 0. 012. 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
+							+414.7	+16.52
-							-415.0	-16.53
	98.89	100.18	100.0	100.0	2510.1	2509.8	+0.3	-0.01
	2.57	2.63
D	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.

Зоны аргиллизитов описываемого типа интересны тем, что содержат ниобиевое и танталовое оруденение промышленных параметров с устойчивыми содержаниями Nb (0.06-0.08%) и Ta (0.006-0.008%) (Кириллов, 1993). Отношение Ta к Nb устойчиво сохраняется как 1:10. Следов предыдущих более высокотемпературных изменений, с которыми обычно связывают концентрации этих элементов, не обнаружено.

Основным минералом-концентратором Ta, Nb является гематит и развивающиеся по нему минералы – гетит и лимонит. Окислы и, возможно, часть гидроокислов железа образовались вследствие выпадения из гидротермального раствора. Эти минералы содержат, кроме аномальных содержаний Nb (0.n-1% и более) и Та (0.0n%) повышенные концентрации V, Ti, Mo, Zr, Cu, Pb, Sb, Ag и других элементов. Их высокие концентрации отмечаются и в минералах титана. Согласно литературным данным (Пятенко, 1972, Кузменко, 1972) кристаллохимическое родство Ta, Nb, Fe и Ti и их способность к широким изоморфным замещениям отчетливо проявляются в процессах минералообразования, в данном случае, минералов титана и железа.

Жильный гематит-«железный блеск» поздних прожилков «рафинирован» от примесных добавок большинства микроэлементов.

Рис. 32. Рудное поле Элгэтэ. Закономерности распределения элементов по зонам метасоматических колонок аргиллизитов по трахириолитам: а – зона первого типа (первичный ореол молибденового оруденения), б – зона второго типа (первичный ореол ниобиевого оруденения).

Зоны колонки: 0 – фельдшпатолитизированные породы; 1 – внешняя зона; 2 – промежуточная зона; 3 – внутренняя зона; 4 – центральная зона.

Рис. 33. Элгэтэйское рудное поле. Диграммы содержаний элементов в аргиллизированных вулканогенных породах (по Кириллову, 1993).

1-2 – зоны с молибденовым оруденением: 1 – аргиллизированные трахириолиты, внутренние зоны метасоматических колонок, 2 – то же, центральные зоны метасоматических колонок; 3-6 – зоны с тантал-ниобиевым оруденением: 3 – аргиллизированные трахириолиты, внутренние зоны метасоматических колонок, 4 – то же, центральные зоны метасоматических колонок, 5 – игнимбриты трахитов слабо фельдшпатолитизированные, 6 – то же, аргиллизированные, центральные зоны метасоматических колонок.

В скобках – коэффициенты вариации для наиболее концентрирующихся элементов.

Исследование поведения петрогенных окислов в зонах второго типа показывают, что в них повышаются содержания SiO2 (на 9.8% для образца 3, табл. 20), значительно Fe2O3 (на 371. 3%), MgO (на 807.7%) и окисей редких элементов. Выносятся Al2O3, K2O, СaO, повышения Na2O не отмечается.

Таблица 20. Баланс движения веществ при образовании кварц – иллитовых (2) и кварц – иллитовых с гематитом (3) метасоматитов за счет трахириолитов (1).

Компоненты	Вес. %				Содержание окисла в 1000 см3 (г)		Привнос-вынос на 1000 см3
	Результаты анализов		Приведенные к 100%
	1	2	1	2	1	2	Абс. Разности	В % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO2	71.22	76.55	71.90	76.50	1804.7	1820.2	+115.5	+106.4
TiO2	0.27	0.26	0.27	0.26	6.8	6.5	-0.3	-4.4
Al2O3	14.10	14.00	14.24	13.99	357.4	351.1	-6.3	-1.8
Fe2O3	1.10	1.32	1.11	1. 32	27.9	33.1	+5.2	+18.6
FeO	0.43	0.66	0.43	0.66	10.8	16.6	+5.8	+53.7
MnO	0.01	0.01	0.01	0.01	0.3	0.3	0	0
MgO	0.05	0.35	0.05	0.35	1.3	8.8	+7.5	+576.9
CaO	0.14	0.07	0.14	0.07	3.5	1.8	-1.7	-43.6
Na2O	0.02	0.02	0.02	0.02	0.5	0.5	0	0
K2O	10.70	5.40	10.82	5.39	271.6	135.3	-136.3	-50.2
SO3	0.10	0.10	0.10	0.10	2.5	2.5	0	0
P205	0.01	0.04	0.01	0.04	0.3	1.0	+0.7	+233.3
CO2	0.20	0.25	0.20	0.25	5.0	6.3	+1.3	+26.0
H2O+	0.30	0.71	0.30	0.71	7.5	17.8	+10.3	+137.3
H2O-	0.22	0.25	0.22	0.25	5.5	6.3	+0.8	+14.5
Nb2O5	0.02	0.01	0.02	0.01	0.5	0.3	-0.2	-40.0
Zr2O	0.09	0.03	0.09	0.03	2.3	0.8	-1.5	-55.2
Ce2O3	0.02	0.01	0.02	0.01	0.5	0.3	-0.2	-40.0
La2O3	0.02	0.01	0.02	0.01	0.5	0.3	-0.2	-40.0
Y2O3	0.03	0.02	0.03	0.02	0.8	0.5	-0.3	-37.5
+							+147.1	+5.9
-							-147.0	-5.8
	99.05	100.07	100.0	100.0	2510.2	2510.3	+0.1	+0.1
	2.57	2.61
D	2.51 (do)	2.51 (dk)
П	2.48%	3.84%

Продолжение таблицы 20.

Компоненты	Вес. %				Содержание окислов в 1000 см3 (г)		Привнос-вынос на 1000 см3
	Результаты анализов		Приведенные к 100%
	1	3	1	3	1	3	Абс. разности	В % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO2	71.22	75.51	71.90	75.37	1804.7	1982.2	+177.5	+9.8
TiO2	0.27	0.26	0.27	0.26	5.8	6.8	0	0
Al2O3	14.10	12.30	14.24	12.27	357.4	322.7	-34.7	-9.7
Fe2O3	1.10	5.01	1.11	5.00	27.9	131.5	+103.6	+371.3
FeO	0.43	0.46	0.43	0.46	10.8	12.1	+1.3	+12.0
MnO	0.01	0.01	0.01	0.01	0.3	0.3	0	0
MgO	0.05	0.45	0.05	0.45	1.3	11.8	+10.5	+807.7
CaO	0.14	0.07	0.14	0.07	3.5	1.8	-1.7	-48.6
Na2O	0.02	0.02	0.02	0.02	0.5	0.5	0	0
K2O	10.70	4.30	10.82	4.29	271.6	112.8	-158.8	-58.5
SO3	0.10	0.10	0.10	0.10	2.5	2.5	+0.1	4.0
P2O5	0.01	0.01	0.01	0.01	0.3	0.3	0	0
CO2	0.20	0.17	0.20	0.77	5.0	4.5	-0.5	-10.0
H2O+	0.30	0.10	0.30	0.70	7.5	18.4	+10.9	+145.3
H2O-	0.22	0.20	0.22	0.20	5.5	5.3	-0.2	-3.6
Nb2O5	0.02	0.08	0.02	0.08	0.5	2.1	+1.6	+320.0
Zr2O	0.09	0.25	0.09	0.25	2.3	6.6	+4.3	+187.0
Ce2O3	0.02	0.10	0.02	0.10	0.5	2.6	+2.1	+420.0
La2O3	0.02	0.11	0.02	0.11	0.5	2.9	+2.4	+480.0
Y2O3	0.03	0.08	0.03	0.08	0.8	2.1	+1.3	+162.5
+							+315.6	+12.6
-							-195.9	-7.8
	99.05	100.19	100.0	100.0	2510.2	2629.9	+119.7	+4.8
	2.57	2.74
d	2.51 (do)	2.63 (dk)
П	2.48%	4.10%