Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

его позднеюрские вулканиты также затронуты процессом биотитизащш.

Бугдаинский штокверк приурочен к месту пересечения зон повышенной

трещиноватости близмеридионального, северо-восточного и северо-западного

простирания. Меридиональная зона выражена наиболее четко. Она фикси-

руется дайками, рудными жилами и прожилками, а также многочисленными

трещинами и брекчией. На юго-восточном фланге месторождения значительно

развиты трещины и прожилки северо-восточного, северо-западного и в меньшей

мере близширотного простирания. Здесь же увеличивается роль пологих тре-

щин и прожилков.

Рудный штокверк выходит на поверхность; в плане он кольцеобразной

формы, несколько удлиненной в меридиональном направлении. Восточная

и западная части рудного кольца имеют некоторую тенденцию к падению

навстречу друг другу, т. е. к центру кольца. Аналогичное падение и у рудных

прожилков. В центре кольца находятся безрудные, в значительной мере оквар-

цованные гранит-порфиры и вмещающие их палеозойские граниты. Безрудное

ядро месторождения охвачено сравнительно узкой зоной магнетит-кварцевой

минерализации, за которой следует внешняя мощная зона серицитизированных

гранитов, в пределах которой развито молибденовое оруденение. Наибольшая

глубина распространения оруденеввя (до 400 м и более) установлена в юго-вос-

точной части месторождения. Здесь же в основном сконцентрирована свинцово-

цинковая минерализацщЕ.

Руды прожилковые, мощность прожилков колеблется от долей миллиметра

до 3—5 см, редко до 10—20 см и более. Самым ранним проявлением гидро-

термального процесса было формирование мономинеральных кварцевых прожил-

ков и окварцевание вмещающих пород центральной части месторождения,

в его безрудном ядре. Далее развивались магнетит-кварцевые прожилки, рас-

пространенные в узкой зоне вблизи безрудного ядра месторождения, местами

накладываясь на его внешние части. Формирование молибденового орудене-

ния было по меньшей мере двукратным, поскольку постоянно встречаются явные

пересечения со смещением ранних молибденит-кварцевых прожилков более

поздними. В ранних молибденит-кварцевых прожилках изредка встречается

молибдошеелит, а в более поздних — халькопирит (Кругова и др., 1965).

Температура образования этой минерализации 370—340° С (О температурах

и других физико-химических условиях..., 1972). После молибденового орудене-

ния выделялась ассоциация кварца с пиритом, флюоритом и небольшим коли-

чеством халькопирита. Она проявлена в виде прожилков и цемента в зонах

брекчирования. Развитие этого оруденения сопровождалось интенсивной

серицитизацией вмещающих пород. Завершился рудный процесс образованием

минеральной ассоциации, в которой рудные минералы представлены галенитом,

сфалеритом, пиритом, халькопиритом, арсеиопиритом, в небольшом коли-

честве блеклой рудой, галеновисмутитом и редко встречающимися буланже-

ритом, сульфоактимонитом свинца и висмута и самородным золотом; жильные

минералы — кварц, серицит, сидерит, кальцит, родохрозит, доломит. На верх-

них горизонтах месторождения прожилки этой полиметаллической минерали-

зации в основном сложены сульфидами, а жильные минералы имеют подчинен-

ное значение. С глубиной содержание сульфидов постепенно уменьшается, но

возрастает роль жильных минералов. Среди сульфидов на верхних горизонтах

месторождения преобладает галенит, а на нижних — сфалерит. Для жильных

минералов характерно увеличение с глубиной роли карбонатов. Развитие

полиметаллической минерализации сопровождалось березитизацией и карбо-

натизацией вмещающих пород. Закончился гидротермальный процесс образо-

151

ванием прожилков, краевые части которых сложены доломитом, а централь-

ные — халцедоном.

Таким образом, Бугдаинское месторождение представляет собой пример

рудного штокверка, находящегося в экзоконтакте материнского плутона, на-

следуя структуру вулканического или субвулканического происхождения.

В первом приближении он имеет концентрически-зональное строение с ранней

и наиболее высокотемпературной минерализацией в центре и более низкотемпе-

ратурной — в периферической части. Такое строение обусловлено стадийным

развитием гидротермального процесса, при котором раннее окварцевание

центральной части месторождения препятствовало дальнейшему проникнове-

нию в нее гидротермальных растворов, и они откладывали рудные минералы

вокруг безрудного ядра, создавая кольцевое строение рудного штокверка.

Ж и р е к е н с к о е месторождение

Жирекенское штокверковое месторождение находится в Восточном Забайкалье

в пределах золото-молибденового пояса, выделенного С. Смирновым. С одной

стороны оно приурочено к северному обрамлению широтно ориентированной

впадины, наложенной на палеозойские граниты и выполненной континенталь-

ными терригенными и вулканогенными отложениями верхней юры и нижнего

мела, с другой — к висячему боку меридионально ориентированного крупного

Алеурского разлома, крутопадающего на восток.

Месторождение расположено в апикальной части плутона, сложенного

биотит-роговообманковыми гранитами (J

—J

), обнаженными на площади

около 80 км

. Здесь широко развиты дайки гранит-порфиров и диоритовых

порфиров (рис. 52); наибольшая мощность их 20—30 м, протяженность по

простиранию 400—500 м. На глубине 400—500 м от дневной поверхности и,

по-видимому, не более 600—700 м от кровли плутона степень раскристаллизо-

ванности основной массы гранит-порфиров увеличивается, они становятся

трудно отличимыми от вмещающих их гранитов по структуре и по минераль-

ному и химическому составу. Это, очевидно, позволяет рассматривать дайки

гранит-порфиров как результат внедрения гранитной магмы из внутренних

частей магматической камеры в уже образовавшуюся гранитную корку осты-

вающей магматической камеры.

С приближением к дневной поверхности дайки гранит-порфиров ветвятся.

Местами гранит-порфиры цементируют брекчированные биотит-роговообманко-

вые граниты, а также образуют в них сложную сеть маломощных жилок.

На месторождении развиты разрывные нарушения близширотного, близмери-

дионального, северо-западного и северо-восточного простирания. В его южной

части находится серия параллельных сбросов близширотного простирания,

обусловившая ступенчатый характер структуры этого участка, в северной части

месторождения широко распространены разрывные нарушения северо-запад-

ного простирания, а по его западному флангу проходит нарушение северо-

восточного простирания. Диаграммы массовых замеров трещин в горных выра-

ботках показывают, что в южной части месторождения преобладают трещины

близширотного и северо-восточного простирания, а в центре месторождения —

б лизмеридионал ьного.

Пространственная ориентировка даек гранит-порфиров и диоритовых

порфиритов полностью согласуется с распространением трещин разных систем

в гранитах рудного поля. При этом дайки контролируются нарушениями глав-

ным образом близмеридионального и близширотного простираний, к месту

152

Рис.

52. Схема геологического строения Жирекенского месторождения.

J — дайки диоритовых порфиритов; 2 — дайки гранит-порфиров; з — мелкозернистые лейкократовые

граниты; 4 — мелкозернистые порфировидные биотитовые и биотит-роговообманковые граниты; 5 — средне-

и крупнозернистые биотитовые и биотит-роговообманковые граниты; 6 — разрывные тектонические

нарушения; 7 — изолинии содержаний молибдена; 8 — диаграммы трещиноватости (200 измерений,

1-3-6%)

пересечения которых и приурочено месторождение. Разрывные нарушения се-

веро-западного простирания, хотя и были частично заложены до рудообразо-

вания и внедрения гранит-порфиров, в основном являются послерудными.

Сложная сеть разрывов, образовавшаяся до интрузий даек, еще более услож-

нилась эксплозивными процессами периода этих интрузий.

Многочисленные трещины и участки брекчирования в биотит-роговообман-

ковых гранитах были путями движения гидротермальных растворов и местами

отложения рудных минералов. Здесь широко проявились метасоматические

процессы, среди которых наиболее развиты дорудная калишпатизация и после-

рудная аргиллизация пород при подчиненном значении альбитизации, муско-

витизации и серицитизации.

Процесс калишпатизации привел к образованию сложной сети зон кали-

шпатизированного гранита (96—97% калиевого полевого шпата, остальное

кварц) мощностью от 1—2 см до нескольких метров. Калишпатизированные

граниты распространены в центральной части месторождения на площади

около 0,5 км

и прослежены на глубину до 600 м. Минералогически процесс

калишпатизации выразился в метасоматическом замещении темноцветных

минералов, плагиоклаза и кварца калиевым полевым шпатом, который отве-

чает низкому санидину и высокому псевдомоноклинному ортоклазу. Метасо-

матоз протекал с выносом из пород Si, Ti, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, P и накоплением

в них А1 и К. Общий вынос компонентов преобладал над привносом, вследствие

чего пористость калишпатизированных гранитов резко увеличилась по сравне-

нию с неизмененными, и это явилось благоприятным фактором для последу-

ющего рудоотложеяия в них.

Аргиллизация проявилась в породах месторождения значительно шире

калишпатизации. Зоны аргиллизированных гранитов мощностью от несколь-

ких сантиметров до первых десятков метров образуют сложную сеть и распро-

страняются на глубину до 500 м и более. Процесс аргиллизации состоял

в замещении плагиоклаза и темноцветных минералов гранитов агрегатом

каолинита, диккита и карбоната с выделением на глубоких горизонтах

месторождения мельчайших зерен гематита. Аргиллизированные граниты

характеризуются слабо выраженным зональным строением. Процесс

аргиллизации сопровождался выносом Fe, Mg, Na, Si, накапливались Al,

Ca, C0

Участок оруденелых гранитов в плане имеет изометричные очертания.

Наследуя додайковую трещиноватость, оруденение сконцентрировано преиму-

щественно в местах развития серий даек порфировых пород, но сами дайки при

этом как самые молодые и наименее трещиноватые породы обычно не несут про-

мышленного оруденения.

Оруденение крайне неравномерное; в общем контуре его развития богатые

руды сложно чередуются с бедными. В целом оно заметно погружается в се-

веро-восточном направлении и на северо-восточном фланге месторождения

прослежено до глубины 400—600 м.

Руды представлены тре

мя типами — вкрапленными, прожилковыми и

в меньшей мере брекчиевыми. Пространственно они не обособлены друг от

друга и часто сочетаются. В них сравнительно редко встречаются кварцевые

прожилки с магнетитом, мощность которых обычно колеблется от 1 до 2 см;

на контактах с этими прожилками во вмещающих породах лишь биотит ча-

стично замещен хлоритом. Молибденовое оруденение представлено кварцевыми

прожилками с молибденитом и молибденитом, вкрапленным во вмещающие

породы, часто без видимой связи с прожилковым оруденением. Пересечения

154

одних молибденит-кварцевых прожилков другими свидетельствуют о том, что

процесс их образования неоднократно возобновлялся.

Наиболее ранний крупнозернистый светлый кварц с неравномерно распре-

деленным в нем крупночешуйчатым розетчатым молибденитом образует про-

жилки мощностью от 1—2 до 3—5 см. Позже развивались прожилки мелко-

зернистого кварца мощностью от 1—2 мм до 2—3 см, в которых мелкочешуйча-

гый молибденит распределен равномерно. Нередко в молибденит-кварцевых

прожилках присутствует халькопирит. Граниты под влиянием охарактеризо-

ванной минерализации изменены слабо, лишь биотит частично замещен хлори-

том, да редкие чешуйки серицита развиты по плагиоклазу. Температура молиб-

денит-кварцевой минерализации 420-370° С (О температурах и других фи-

зико-химических условиях..., 1972).

Изредка на месторождении встречаются небольшие гнезда молибдошеелита

с равномерной вкрапленностью в нем молибденита. Зти выделения сопрово-

ждаются побурением вмещающих гранитов, что обусловлено развитием карбо-

ната по плагиоклазу и биотиту и выделением мельчайшего гематита в плагио-

клазе. Четких взаимоотношений этой минерализации с молибденит-кварце-

выми прожилками не наблюдалось. По аналогии с другими месторожденияхми

рассматриваемой группы она, вероятно, близка по времени образования к ос-

новному молибденовому оруденению, возможно к образованию ранних вкрап-

ленных руд.

В общей последовательности развития рудного процесса не определено

положение турмалин-кварцевых прожилков и солнцеобразных выделений тур-

малина. Прожилки имеют темный, почти черный цвет, мощность их обычно

не превышает 1—2 см, встречаются сравнительно редко. Содержание турмалина

в них 23—30%. Часто в прожилках отмечаются очень мелкие (сотые и десятые

доли миллиметра) кристаллы адуляра. Граниты около прожилков не изменены.

Кварцевые прожилки с пиритом и небольшим количеством халькопирита,

а также редко встречающимися в них флюоритом и молибденитом распростра-

нены широко. Соотношение рудных минералов и кварца в них непостоянное;

местами состав их преимущественно кварцевый, но чаще в прожилках преобла-

дает пирит или пирит с халькопиритом. Граниты на контакте с этими прожил-

ками превращены в мусковит-кварцевый агрегат.

Рудный процесс завершился отложением маломощных прожилков, состоя-

щих из кварца, пирита, сфалерита, халькопирита, галенита, блеклой руды,

сульфосолей, висмутина. Граниты около них интенсивно серицитизированы.

В центральной части месторождения эта минерализация встречается сравни-

тельно редко, значительно шире она развита на периферии, особенно на север-

ном и северо-западных флангах.

Основной полезный компонент руд Жирекенского месторождения — мо-

либден; в качестве попутного может извлекаться медь, распространенная в кон-

туре молибденовой минерализации и несколько увеличивающаяся на ее флан-

гах. Вольфрам проявился в незначительных количествах и только на верхних

горизонтах.

На описываемом месторождении интересны взаимоотношения оруденения

с магматическими породами. Дайки гранит-порфиров ьо многих случаях под-

верглись процессу калишиатпзшии и пересекаются ^олибдепит-кварцевьши

прожилками. В то же время наблюдаются бесспорные пересечения молибденит-

кварцевых прожилков дайками гранит-порфиров. При этом последние в свою

очередь рассечены прожилками кварца с пиритом и халькопиритом, а также

подверглись процессу аргиллпзацил. Аналогичны взаимоотношения рудной

155

минерализации и с дайками диоритовых порфиритов. Неоднократно наблюда-

лись пересечения некоторых из этих даек кварцевыми прожилками с молибде-

нитом. Но в других дайках диоритовых порфиритов часто встречаются ксено-

литы гранитов с заключенными в них молибденит-кварцевыми прожилками.

Дайки диоритовых порфиритов с рудными ксенолитами не пересекаются квар-

цевыми прожилками с молибденитом, но они всегда секутся кварцевыми про-

жилками с пиритом и халькопиритом и подвергаются аргиллизации. Следова-

тельно, так же как и гранит-порфиры, одни дайки диоритовых порфиритов

предшествовали молибденовой минерализации, а другие внедрялись в граниты

после ее образования.

Что касается взаимоотношений даек диоритовых порфиритов с дайками

гранит-порфиров, то здесь твердо установлены факты пересечения даек диори-

товых порфиритов дайками гранит-порфиров и, наоборот, дайки диоритовых

порфиритов секут дайки гранит-порфиров и заключают ксенолиты гранит-

порфиров. Из этих взаимоотношений видно, что гранит-порфиры и диоритовые

порфириты внедрялись в граниты по меньшей мере дважды. При этом обе группы

пород, по-видимому, развивались независимо друг от друга и в какой-то мере

параллельно друг другу, питаясь от разных очагов, возможно, находившихся

на разной глубине.

Рассмотренное развитие рудного процесса типично для подавляющего боль-

шинства гидротермальных месторождений молибдена. И даже наличие внутри-

рудных даек никак не отразилось на ходе этого развития по сравнению с раз-

витием оруденения на месторождениях, где нет внутрирудных магматических

проявлений. Это позволяет сделать вывод о том, что рудный процесс на Жире-

кенском месторождении протекал независимо от формирования распространен-

ных здесь порфировых пород, хотя и близодновременно с их интрузиями.

Шахта минское месторождение

Шахтаминское жильное месторождение молибдена находится в северном обра-

млении Восточно-Забайкальского прогиба, в тектонической зоне широтного

простирания, контролирующей массивы мезозойских (J

— J

) гранитоидов —

Шахтаминского и Усть-Аленуевского, а также прорывающие их дайки поздне-

юрского возраста. Дайки группируются в пояс шириной 7—8 км, протяжен-

ностью около 40 км. Помимо резко преобладающих широтных нарушений

в нем развиты северо-западные, северо-восточные и близмеридиональные, также

контролирующие позднеюрские дайки.

Шахтаминский плутон, к которому приурочено месторождение, вскрыт

эрозионным срезом на площади 135 км

. Он сложен преимущественно биотит-

роговообманковыми гранитами и гранодиоритами при резко подчиненном раз-

витии лейкократовых гранитов. Диориты, кварцевые диориты, диорит-монцо-

ниты и монцониты распространены незначительно, располагаясь по контакту

интрузива с вмещающими его породами. Наблюдались переходы диоритов

в гранодиориты и граниты.

Рудное поле сложено гранитами и гранодиоритами, прорванными дайками

лампрофиров, диоритовых порфиритов, кварцевых диоритовых порфиритов.,

монцонит-порфиров, гранит-порфиров, дацитовых, фельзитовых и кварцевых

порфиров (рис. 53). Большая часть даек характеризуется простым однородным

строением, однако встречаются дайки, сложенные несколькими разновидно-

стями пород и имеющие зональное строение. В таких сложных дайках наблю-

даются переходы от лампрофиров в зальбандах через промежуточные разности

156

пород к гранит-порфирам в центре. В одних случаях переходы постепенные

в других — резкие. При резких переходах в породах более кислого состава

наблюдаются зоны закалки, что указывает на последовательность интрузий —

от основных к кислым. Дайки крутопадающие, простираются близширотно.

Помимо названных пород в Шахтаминском рудном поле в нескольких ме-

стах развита эруптивная брекчия. Обломками в ней обычно являются гранито-

иды Шахтаминского плутона, аплиты и без рудный кварц. Их размеры до 5—

Рис.

53. Схематическая геологическая карта Шахтаминского месторождения. По материа-

лам Шахтаминской ГРП.

1 -г- граниты и гранооиениты; 2 — поздневерхнеюрские дайки яампрофиров, диоритовых порфиритов,

гранодиорит-порфиров, гранит-порфиров и других разностей; з — эруптивные брекчии; 4 — биотитизи-

рованные брекчии гранитов; 5 — кварцевые рудные жилы; 6 — разрывные тектонические нарушения

10 см. Обломки округлые и угловатые. Цементом служат гранит-порфиры,

а также перетертый материал шахтаминских гранитоидов, интенсивно замещен-

ный биотитом и реже мелкозернистой роговой обманкой. Эруптивная брекчия

рассечена дайками распространенных здесь порфировых пород.

Главной рудной минерализации месторождения предшествовало образова-

ние маломощных прожилков кварц-турмалинового состава и хлорит-кварцевых

с магнетитом. И те, и другие распространены незначительно. Молибденовое

оруденение заключено в серии кварцевых жил близширотного простирания,

между которыми находится бедное штокверковое оруденение. Протяженность

жил колеблется от 40 до 700 м, мощность — от 0,11 до 0,54 м. На глубину

оруденение прослежено до 300 м. Все жилы крутопадающие с углами падения

от 60 до 88°, контролируются трещинами сколового типа, по которым проис-

ходили перемещения взбросо- и сбросо-сдвигового характера. Для жил типичны

апофизы и в общем простая морфология. В южной части рудного поля они за-

легают кулисообразно. Много рудных тел не выходит на дневную поверхность.

Пересекая дайки под острым углом, молибденит-кварцевые жилы затухают

157

или продолжаются в виде серки мелких прожилков. Часть жил локализована

по контактам даек.

Внутреннее строение жил сложное, что связано с неоднократным при-

открыванием рудоконтролирующих трещин и поступлением в них растворов,

отлагавших разные минеральные ассоциации. Молибденит-кварцевая минера-

лизация проявилась двукратно. Ранняя представлена светлым кварцем, со-

держащим редкую вкрапленность крупночешуйчатого молибденита и еще более

редкие шеелит, пирит и халькопирит. Затем на этот кварц наложился мелко-

зернистый кварц с мелкочешуйчатым молибденитом и незначительными коли-

чествами пирита и халькопирита, что обусловило их полосчатое строение.

Температура образования молибденовых руд 380—340° С (О температурах

и других физико-химических условиях..., 1972). Участками на зальбанды жил

или на их внутренние части наложен кварц с пиритом, в ассоциации с которыми

встречаются флюорит и реже арсеиопирит. Для наиболее крупных жил весьма

характерна свинцово-цинковая минерализация с карбонатами, развитая чаще

по контактам жил с вмещающими породами, но встречающаяся также и в их

внутренних частях. Местами наблюдается брекчиевое строение жил: обломки

кварца с молибденитом сцементированы свиицово-цинковой рудой. Последняя

состоит из пирита, сфалерита, халькопирита, галенита, алтаита, пираргирита,

самородного серебра, блеклой руды, гессита, борнита, самородного висмута,

бурнонита, зелигманнита, джемсонита, станнина, энаргита, халькозина, само-

родного золота, мелышковита, антимонита, кварца, доломита, анкерита.

Закончился гидротермальный процесс карбонатной минерализацией (доло-

мит, кальцит, сидерит), при наложении которой на молибденит-кварцевые жилы

возникали брекчиевые и полосчатые текстуры.

Граниты в рудном поле в небольшой мере калипгаатизированы, серицити-

зированы, березитизированы и аргиллизированы в виде редких зон мощностью

до 10—15 см. Эти же изменения местами можно наблюдать и около рудных жил.

Однако при плотном припаянном контакте граниты около молибденит-кварце-

вых жил обычно не изменены или местами калишпатизированы. Калишпатиза-

ция явно предшествовала молибденовому оруденению, а другие метасомати-

ческие изменения происходили позже в связи с наложением на зальбанды жил

более поздних стадий гидротермального процесса. Таким образом, дайки и руд-

ные жилы Шахтаминского месторождения локализованы в длительно и унасле-

дованно развивавшихся трещинах, многократно приоткрывавшихся в периоды

дайкообразования и рудоотложения. Так называемые сложные дайки предста-

вляют собой результат интрузий магмы разного состава в одни и те же разрыв-

ные структуры; рудная минерализация телескопирована в структурах той же

системы и нередко вдоль даек.

Медно- молибденовые месторождения

Медно-молибденовые месторождения связаны с позднеорогеиной стадией раз-

вития геосинклиналей. Оруденение кайнозойского возраста размещается в мо-

лодых складчатых областях, сформировавшихся на месте мезо-кайнозойских

геосинклиналей, — в Андах (Браден, Чукикамата, Потрерильос, Токвепала,

Эль-Сальвадор), Панаме (Серро-Колорадо и др.), Кордильерах (Сонора, Моренси,

Нью-Корнелия, Майами, Рей, Ахо, Иисперейшн, Санта-Рита, Коппер-Крик,

Биигам, Бетлехем, Ред-Маунтин), на Малом Кавказе (Анкаванское, Агарак-

ское,

Дастлкертское, Каджаран, Джиндаринское, Парагачайское), Средне-

горье Болгарии (Мелет, Елаците, Прохорово), Иранском Карадаге (Сар-Чеш-

133

мех),

а также на Камчатке, Филиппинах и в Малайзии. Месторождения нозд-

непалеозойского возраста распространены в Кураминском (Кальмакырское,

Сары-Чеку) и Прибалхашской (Коунрад, Карабасское. Саякское) зонах Цен-

трально-Азиатской складчатом системы герцинид. Раниепалеозойское оруде-

нсние развито в Бетеневско-Беллыкском поднятии Алтае-Саянской области

каледонид (Сорское, Киялых-Узеньское, Юлинское) и в Чингиз-Тарбагатай-

ской структуре каледонид Казахстана (Бощекуль и др.).

Большая часть медно-молибденовых месторождений находится в зонах

эвгеосинклинального развития, главным образом в геоаитиклииальных струк-

турах и их ближайшем обрамлении; иногда они приурочены к зонам стыка

разновозрастных складчатых систем и к срединным массивам. Размещение

месторождений определяется следующими факторами: 1) пространственной

и генетической связью с крупными плутонами гранитоидов, внедрившимися

после основной фазы складчатости, при формировании которых широко про-

явились процессы ассимиляции и гибридизма; 2) пространственной и, по-види-

мому, парагенетической связью с небольшими штоками и дайками порфировых

пород; 3) наличием крупных разломов, согласных с общим простиранием

складчатых структур и поперечных или косоориентированных к ним.

Рудоносные плутоны имеют крупные размеры и характеризуются пестрым

составом слагающих их пород. В формировании плутонов обычно выделяют

до трех интрузивных фаз. Породы ранней фазы наиболее распространены и

представлены монцонитами, гранодиоритами, сиенитами, сиенито-диоритами,

диоритами, меньше габбро и пироксенитами, связанными друг с другом посте-

пенными переходами. В эндоконтактовых зонах массивов развиты породы

более основного и более щелочного состава, а во внутренних — более кислого.

В целом они характеризуются резко варьирующим количественно-минераль-

ным составом, частыми и быстрыми сменами одних структурно-минеральных

разностей другими, разнообразием структур и текстур. Во всех порода^ при-

сутствует большое количество ксенолитов вмещающих пород.

Вторая фаза в основном представлена граносиенитами и граподиоритами,

которые местами сменяются типичными гранитами, а в эндоконтактовых зонах

постепенно переходят в банатиты, сиениты, такситовые диориты, габбро и горн-

блендиты.

Породы третьей фазы отличаются более кислым и более постоянным соста-

вом. Наряду с преобладающими порфирозидными биотит-роговообманковыми

гранитами и граподиоритами встречаются граносиеииты, адамеллиты, плагио-

граниты и лейкократозые граниты.

Обычными для перечисленных разновидностей магматических пород яв-

ляются парагенезисы калиевого полевого шпата с андезином и роговой обман-

кой, а также Лабрадором, роговой обманкой и пироксеном. Эти парагенезисы

характерны для магматических пород с повышенной щелочностью, в процессе

кристаллизации которых проявлялась высокая активность щелочей и особенно

калия. В целом, несмотря на пестроту состава, породы, слагающие плутоны,

с которыми связаны медио-молибденовые месторождения, относятся к щелочно-

земельной серии. Им свойственна пересыщенность глиноземом и недосыщен-

ность кремнеземом по сравнению со средними типами пород, по Р. Дэли. Со-

держание кальция и железа в некоторых разностях выше, чем в средних типах

пород, а содержание щелочных металлов колеблется в значительных пределах

и наряду с разностями, отвечающими средним типам интрузивных пород,

имеются породы с существенно повышенным содержанием щелочных ме-

таллов.

159

Вмещающие толщи на контакте с охарактеризованными плутонами орого-

викованы и биотитизированы. Мощность зоны ороговикования достигает не-

скольких десятков метров. Границы роговиков с магматическими породами рез-

кие,

но осложнены многочисленными апофизами плутонов, пронизывающими

вмещающие породы в разных направлениях. В составе роговиков обычно вы-

деляются разности, отвечающие пироксен-роговиковой, амфиболитовой, эпидот-

амфиболитовой и зеленосланцевой фациям контактового метаморфизма. Биоти-

тизация роговиков наблюдается в зонах пироксен-роговиковой и амфиболитовой

фаций на расстоянии до 10—15 м от контакта с интрузивом. Биотит замещает

главным образом пироксен и роговую обманку. Относительно слабое развитие

процесса биотитизации вмещающих пород, а также увеличение основности

и щелочности пород в эндоконтактовых зонах с частой сменой одних структурно-

минеральных разностей другими и с большим количеством ксенолитов из вме-

щающих толщ — все это свидетельствует о преобладании диффузии над ин-

фильтрацией при взаимодействии магмы с вмещающими породами, о широком

развитии процессов ассимиляции.

Около 70% всех медно-молибденовых месторождений находится в эндо-

контактовых зонах материнских плутонов, 20% в их ближайшем экзоконтакте

и 10% в далеком экзоконтакте. В последнем случае рудные тела часто залегают

в вулканогенных породах и иногда контролируются жерлами вулканов. Как

правило, оруденение ассоциирует с дайками и небольшими штоками гранит-

порфиров, гранодиорит-порфиров, сиенит-порфиров, монцонит-порфиров, дио-

ритовых порфиритов и лампрофиров. Эти породы прорывают крупные плутоны

пестрого состава, а также вмещающие их породы и контролируются разрыв-

ными нарушениями, как согласными с общим направлением складчатых струк-

тур,

так и поперечными или косоориентированными к ним.

Сорское месторождение

Сорское штокверковое медно-молибденовое месторождение находится в отрогах

восточного склона Кузнецкого Алатау, в области Батеневского поднятия,

входящего в складчатую систему каледонид Алтае-Саянья. Распространенные

здесь рифейские и нижнекембрийские карбонатные формации, сменяющиеся

в верхней части разреза вулканогенными породами, прорваны каледонскими

плутонами пестрого состава. Месторождение приурочено к приосевой, централь-

ной части Уйбатского плутона, залегающего в ядре одноименного антиклино-

рия, простирающегося в северо-восточном направлении.

В пределах рудного поля (рис. 54) развиты группа меланократовых и мезо-

кратовых пород, граниты, субщелочные порфиры, а также жильные породы —

аплито-пегматиты, спессартиты, диоритовые и диабазовые порфириты и орто-

фиры. Кроме того, здесь находятся крупные полевошпатовые и кварцевые

образования.

Мелано- и мезократовые породы слагают центральную и западную части

рудного поля и являются кровлей гранитов. Эти породы характеризуются

крайне непостоянным минеральным составом с колебанием в широких пределах

количественных соотношений роговой обманки, плагиоклаза, биотита и диоп-

сида. Содержание биотита и роговой обманки местами резко повышенное, не

свойственное нормальным породам магматического происхождения.

Преобладающие в группе диориты, а также входящие в нее сиенито-дио-

риты, сиениты и породы более основного состава связаны между собой посте-

пенными переходами. Текстуры пород разнообразные: наряду с обычной одно-

160