CC BY
23
ИЗВЕСТИЯ
ТОМСКОГО ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА
!им. С. М. КИРОВА
Том 281 1976
скарны и послескарновые метасоматиты северной
части саралинского рудного поля
с. к. кныш
(Представлена научным семинаром кафедры геологии и разведки МПИ)
1. Геологическая позиция
Саралинское рудное поле, расположенное в осевой части Кузнецкого Алатау, является одним из старейших объектов золотодобычи Западной Сибири.
В геологическом отношении рудное поле залегает в пределах сложной по составу эффузивно-осадочной толщи, сложенной основными, средними и кислыми эффузивами, их туфами и различными, преимущественно кластическими разновидностями осадочных пород. С востока к этой толще примыкают темные битуминозные известняки, выделяемые в качестве главстанской свиты верхнепротерозойского возраста.
В северной части рудного поля обнажаются интрузивные породы, слагающие несколько массивов. Геологическое картирование позволило разделить интрузивные массивы и выделить в них два магматических комплекса: габбро-диорит-плагиогранитный и гранит-гранодиоритовый.
Первый из них параллелизуется с кундустуюльским, а второй — с мартайгинским интрузивным комплексом, описанным М. П. Кортусо-вым [1] для Мариинской тайги. В пределах рассматриваемой площади скарновые тела и послескарновые метасоматиты пространственно тяготеют к контактам гранит-гранодиоритовой интрузии, что свидетельствует о их генетической связи с молодым магматическим комплексом. Реже эти образования приурочиваются к зонам разрывных нарушений на некотором удалении от интрузивных контактов.
Скарны и послескарновые метасоматиты образуются за счет скар-нирования различных типов вмещающих пород: контактовых роговиков, ороговикованных плагиогранитов габбро-диорит-плагиогранитного комплекса, а также за счет карбонатных пород главстанской свиты. Описываемые породы залегают в виде довольно протяженных линз или же слагают неправильные по форме залежи.
Ниже приводится краткая петрографическая и геохимическая характеристики вышеназванных образований.
2, Краткая петрографическая характеристика
По минералогическому составу и по соотношению основных породообразующих минералов в известковых скарнах и послескарновых метасоматитах выделяются следующие разновидности:
а) гранатовые, пироксено-гранатовые, гранато-пироксеновые, пи-роксеновые;
б) пироксено-тремолитовые, тремолит-кальцитовые метасоматиты.
В результате вариаций количественных соотношений породообразующих минералов между выделенными разновидностями внутри каждой группы наблюдаются постепенные переходы.
а. Известковые скарны характеризуются мелко- до среднезернис-гой структурой. Окраска пород варьирует от светло-зеленой в пироксе-новых скарнах до буровато-коричневой в гранатовых. Текстура пород массивная, реже пятнистая, обусловленная либо неравномерным распределением главных породообразующих минералов, либо наличием участков незамещенных пород.
Под микроскопом в описываемых породах проявляется гранобла-етовая структура. Иногда встречаются разности пироксен-гранатовых и: пироксеновых скарнов с типичной порфиробластовой, нематобластовой структурой, обусловленной развитием спутанно-волокнистого агрегата тремолита.
Главными породообразующими минералами скарнов являются гранат и пироксен. Меньшим распространением пользуются амфибол, плагиоклаз, кварц, эпидот, цоизит, кальцит, тремолит, хлорит, серицит. В виде редких акцессорных минералов отмечаются сфен и апатит.
Гранат гроссуляр-андрадитового ряда в гранатовых скарнах слагает до 80% породы, в гранато-пироксеновых его содержание падает до 20—50%. Макроскопически он имеет бурую, темно-бурую до черной окраску. Распределение его в породе довольно неравномерное. Часто он создает почти мономинеральные скопления. Агрегаты, сложенные гранатом, имеют мелкозернистую структуру с размером отдельных зерен 0,2—0,8 мм. Но в некоторых случаях отмечаются порфиро-бластовые выделения размером до 2—4 мм.
В проходящем свете гранат имеет бурую и желто-бурую окраску. Изредка отмечаются бесцветные разности минералов. В скрещенных николях он изотропный. Показатель преломления колеблется от 1,773 до 1,855 в зависимости от типа скарнов. Большей частью он колеблется в пределах 1,827—1,834. Зерна граната изометричные, нередко с кристаллографической огранкой ромбододекаэдра. Последние относятся в первую очередь к порфиробластам минерала в более мелкозернистой массе^ Отмеченные порфиробласты часто бывают переполненными более или менее корродированными включениями других минералов, придающими таким выделениям типичную пойкилобластовую структуру. Особенно отчетливо гранат разъедает зерна пироксена и плагиоклаза, а в участках, где проявились более поздние гидротермальные процессы, он в свою очередь интенсивно разъедается и замещается амфиболом, эпидотом и кварцем.
Пироксен наиболее широко распространен в пироксеновых скарнах, но в том или ином количестве встречается и в других разновидностях. Макроскопически он имеет светло-зеленую окраску. Под микроскопом в проходящем свете пироксен является бесцветным, иногда наблюдается очень светло-зеленоватый оттенок; плеохроизм отсутствует. Оптические константы (2у = +56—60°, —38—40 ) соответствуют диопсиду. Реже в скарнах встречается геденбергит (2у=+62—64°, СЫ9 = 48—49 ). В породах пироксен слагает гранобластовый неравно-мернозернистый агрегат с размером зерен от 0,1 мм до 2,0—2,5 мм. Форма зерен короткопризматическая или изометричная (рис. 1). Как один из ранних минералов пироксен отчетливо замещает плагиоклаз. В свою очередь он корродируется гранатом, сфеном. Из вторичных минералов характерным для пироксенов является хлорит.
Плагиоклаз представлен альбит-олигоклазом. Его содержание
Рис. 1. Гранобластовая, неравномернозернистая структура агрегата пироксена (пироксеновый скарн). Увеличение 50. Ни-коли скрещены
редко превышает 10%. Макроскопически он не встречается. Под микроскопом в проходящем свете он имеет обычно мутную окраску из-за интенсивных вторичных изменений. В отдельных случаях отмечается нечетко выраженное двойниковое строение. Угол симметричного угасания равен 10—13°. Плагиоклаз образует мелкие зерна размером от 0,05 до 0,3 мм. Форма их изометричная с крайне неправильными, сильно корродированными очертаниями. Из вторичных минералов по плагиоклазу развивается серицит, цоизит, эпидот. Можно предполагать, что плагиоклаз в скарнах является реликтовым минералом, сохранившимся при неполном скарнировании плагиограйитов.
Амфибол отмечается в качестве примеси в гранатовых и пироксен-гранатовых скарнах. В них его количество не превышает 10%. Распределение его в породе неравномерное. Часто он образует округлые или линзообразные скопления. В проходящем свете амфибол имеет зеленую окраску и отчетливый плеохроизм по схеме: N5 — зеленый, Мт— буровато-зеленый, Ыр — светло-зеленый, голубовато-зеленый. 2у = = —57—60°, СЫэ=17—20°. По приведенным константам амфибол определяется, как гастингсит. Амфибол отчетливо разъедает пирбксен. Иногда наблюдается нарастание амфибола вокруг зерен граната (рис. 2).
Рис. 2. Гранатовый скарн. Увеличение 30. Николи параллельны
К в а р ц, как и другие минералы наложенного комплекса, в скарнах встречается довольно редко и его количество не превышает 2—3%. Под микроскопом в проходящем свете кварц образует неправильные зерна, часто приуроченные к интерстициям зерен других минералов и отчетливо корродирует зерна плагиоклаза, пироксена, граната и амфибола. В свою очередь зерна кварца пересекаются прожилками зпидота.
Эпидот и цоизит отмечается в небольших количествах в гранатовых и гранато-пироксеновых скарнах. Размер зерен их варьирует от 0,01 до 1—2 мм. Эпидот и цоизит чаще развивается по плагиоклазу. Реже в скарнах отмечаются прожилки, выполненные эпидетом, которые пересекают выделения плагиоклаза, граната, пироксена и кварца.
Кальцит в описываемых породах встречается спорадически. В проходящем свете минерал бесцветен. Показатель преломления N0=1,659. В гранато-пироксеновых скарнах он создает скопления размером до 3—4 мм, состоящие из зерен размером до 0,5—1,0 мм. Такие скопления часто оказываются приурочены к центральным частям агрегатов граната. При этом зерна кальцита отчетливо выполняют интер-стиции кристаллов граната, часто разъедая и корродируя его. Возможно, подобные скопления карбоната являются результатом перекристаллизации реликтов карбонатных пород в скарнах.
В пироксеновых скарнах кальцит тесно ассоциирует с тремолитом, цементируя игольчатые кристаллы последнего.
Т р е м о л и т отмечается только в пироксеновых скарнах, где его содержание достигает 10—15%. В проходящем свете он бесцветный. 2у = —88°, С^=19°. Термолит образует спутанно-волокнистые агрегаты с кристаллами размером до 3 см. Вместе с кальцитом тремолит замещает пироксен (рис.3).
Рис. 3. Замещение пироксена (темно-серое, высокий рельеф) агрегатом тремолита. Увеличение 20. Николи скрещены
Хлорит является вторичным минералом, развивающимся по пироксену и амфиболу. Его содержание не превышает 1%. В проходящем свете он бледно-зеленый со слабым плеохроизмом. Хлорит образует мелкие пластинчатые и чешуйчатые агрегаты с размером зерен до 0,03 мм.
С фен характерен исключительно для скарнов, возникших в результате скарнирования плагиогранитов габбро-диорит-плагиогранит-ного комплекса, в которых он является типичным акцессорным минералом. Таким образом, можно полагать, что в скарнах он является ре-
ликтовым минералом, но испытавшим перекристаллизацию, и, возможно, локальный перекос.
В описываемых породах сфен образует клиновидные или неправильные по формам зерна размером от 0,05 до 1,5 (рис. 4). Мелкие зер-
Рис. 4. Клиновидные выделения сфена. Увеличение 10. Никол и
скрещены
на иногда отличаются в виде пойкилобластовых вростков внутри крупных зерен пироксена. Более крупные его выделения проникают вдоль границ зерен пироксена, отчетливо корродируя их очертания. В свою очередь, зерна сфена разъедаются гранатом и кварцем.
Апатит, по-видимому, также является реликтовым минералом плагиогранитов. В виде удлиненно-призматических кристаллов размером до 0,1 мм он встречается в зернах пироксена, сфена и других минералов.
Серицит развивается в виде мелкочешуйчатых агрегатов по плагиоклазу. Его количество не превышает долей процента.
б. Послескарновые метасоматиты представляют собой плотные с неравномернозернистой структурой породы светло-серого цвета. Под микроскопом они характеризуются порфиробластовой, спутанно-волокнистой структурой и сложены диопсидом, тремолитом и кальцитом. В некоторых случаях пироксен оказывается полностью замещенным и породы приобретают тремолит-кальцитовый состав. Из рудных минералов в описываемых породах присутствуют пирротин, марказит, пирит, сфалерит, халькопирит. •
Пироксен (диопсид). Его содержание редко превышает 60—65%. Под микроскопом он образует длинно-призматические зерна размером до 1,5 мм. Угол 2у изменяется от +50° до +58°, €N9=38°. Показатель преломления: N9=1,679, Ыр= 1,662.
Тремолит образует спутанно-волокнистые агрегаты тонкоигольчатых кристаллов. Его содержание составляет 30—40 %. Угол 2у =—88°, СЫд —16—19°. Показатель преломления N9—1,631, Мр= 1,603. Тремолитовый агрегат интенсивно развивается по пироксену и цементируется более поздним кальцитом.
Кальцит. Его содержание не превышает 5%. В проходящем свете он бесцветный. Показатель преломления N0=1,659.
Пирротин — самый распространенный из числа рудных минералов. Он образует неправильные по своей форме скопления, сложенные мелкозернистым агрегатом.
Под микроскопом в отраженном свете пирротин характеризуется
средней отражательной способностью. В скрещенных николях отчетливо проявляется эффект анизотропии в розовых и голубовато-серых тонах. Выделения описываемого минерала цементируют агрегат тремолита и в свою очередь замещаются более поздним сфалеритом и мар-кизитом, который проникает внутрь зерен по трещинкам.
Марказит образует неправильные по форме выделения. Под микроскопом в отраженном свете окраска его светло-желтая и несколько темнее, чем у пирротина. Весьма характерным для марказита является его форма выделения. В отличие от пирита в описываемых породах он не образует правильных форм, выделения его цементируют спутанно-волокнистый агрегат тремолита, по трещинкам разъедают зерна сфалерита.
Пирит отмечается в виде мелкой неравномерной вкрапленности кристаллов кубического габитуса. Размер их не превышает 1 мм. В описываемых породах пирит замещается пирротином и марказитом.
Сфалерит образует сравнительно крупные выделения. Структура его агрегатов мелкозернистая с размером зерен до 1—2 мм. Для большинства зерен характерно наличие эмульсионной вкрапленности халькопирита. Сравнительно редко в сфалерите отмечаются округлые зерна пирротина.
Халькопирит макроскопически отмечается редко. Он образует мелкую эмульсионную вкрапленность в сфалерите, а также встречается в виде отдельных зерен размером не более 0,08 мм. Форма его выделений большей частью неправильная.
«
3. Геохимические особенности скарнов и послескарновых
метасоматитов
*
В описываемых породах спектральным анализом отмечено присутствие йе, РЬ, N4, Со, 0, Сг, Тл, 2г, Мо, Ва, Бг, Р. Совершенно не устанавливается примесь Аб, Сс1, Ве, В\ и редких земель.
Известковые скарны отличаются заметной примесью элементов семейства Ре, особенно Мп и ТЧ (до 0,5%).
Присутствие N1, Со, устанавливается почти повсеместно, но их содержание не превышает тысячных долей процента. Сг отмечается спорадически, и его содержание не превышает 0,003%. Из халькофиль-ных элементов наиболее широко распространены 2п с содержанием от 0,01% до 0,1%, Си—(0,001%), РЬ—(0,001—0,005%). Другие халько-фильные элементы йе, Мо встречаются в единичных пробах в количестве значительно ниже кларкового. Литофильные элементы распространены также слабо. Из них чаще отмечается примесь 2т—(0,005—0,01%), Р—(до 0,1%). Реже устанавливается примесь Ва—(0,05%) и Бг (0,02—0,03%). В одной пробе отмечается примесь Бп (до 0,001%).
В целом комплекс элементов примесей в скарнах прост и по своему составу близок к плагиогранитам, за счет которых эти скарны сформировались.
В послескарновых метасоматитах комплекс элементов примесей несколько отличается от вышеописанного. В первую очередь эти отличия касаются распространения и роли элементов группы Ре. Эти элементы за исключением Мп встречаются спорадически (N1 до 0,001%, а примесь Сг совсем не устанавливается. Более заметную роль играют халькофильные элементы. Содержание 2п достигает 0,3%. Устанавливается примесь йе, Ag с содержанием до 0,0001%. Совершенно не устанавливается примесь Мо.
Из числа литофильных элементов отмечается лишь спорадически Р (до 0,1 %), Ъх (до0,005%), йа (до 0,001%).
Заключение
Сходство геологического строения описываемой площади с геологическим строением золоторудных месторождений скарнового типа Са-яно-Алтайской складчатой области послужило предпосылкой для поисков золотоносных скарнов и в пределах Саралинского района.
Обращает на себя внимание сходство минералогических особенностей скарнов Саралы с золотоносными скарнами других месторождений: Натальевского, Майского, Калиостровского.
Однако, проведенное штуфное опробование скарнов и послескар-новых метасоматитов, распространенных на описываемой площади, дало отрицательные результаты. Содержание золота обычно не превышает 1—2 г/т. Шлихи, отобранные на площади развития скарнов, также показали отсутствие золота. Этот факт может быть объяснен различными причинами.
Золотое оруденение Саралинского рудного поля генетически связывается с древней интрузией габбро-диорит-плагиогранитного магматического комплекса. В пользу такой генетической связи говорит пространственная близость золотоносных кварцевых жил с этой интрузией, а также некоторые геохимические особенности изверженных горных пород района.
В то же самое время, как было отмечено выше, скарны и после-скарновые метасоматиты северной части Саралинского рудного поля генетически связаны с более молодой интрузией гранит-гранодиоритово-го состава.
ЛИТЕРАТУРА
1. М. П. Ко.р ,т ую-О'в. Палеозойские интрузивные ¡комплексы Маоиинской тайги (Кузнецкий Алатау). Т. 1, Томск, Изд. ТГУ, 1967.
4 Известия ТПИ, т. 281
