Кирильон

УДК 553.22(571.61+571.62)

 

Кириллов В.Е.

 

Научный отчёт по теме:

ГЛИНИСТЫЕ И СВЕТЛОСЛЮДИСТЫЕ МЕТАСОМАТИТЫ ДОКЕМБРИЯ ВОСТОКА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

 

Оглавление

 

Глава 1. Березиты докембрия

1.1. Геолого-структурные и литологические условия локализации березитов

1.2. Минеральный состав и зональность березитов

1.3. Петрохимический состав и геохимические особенности березитизированных пород

Глава 2. Аргиллизиты докембрия

2.1. Геолого-структурные и литологические условия локализации аргиллизитов

2.2. Минеральный состав и зональность аргиллизитов

2.3. Петрохимический состав и геохимические особенности аргиллизированных пород

Глава 3. Возраст, условия образования и сравнительная характеристика березитов и аргиллизитов

Обсуждение результатов и выводы

 

Введение

В настоящем отчёте рассматриваются светлослюдистые и глинистые метасоматиты позднего протерозоя, изучавшиеся автором и другими исследователями в юго-восточной части Сибирской платформы в преимущественно в 80 и 90-е годы предыдущего столетия. Интерес к проявлениям метасоматоза этого типа обусловлен тем, что подобные гидротермально-изменённые породы предположительно, полигенного генезиса, известны на других платформах и щитах (Канадском, Австралийском), где связаны с крупными месторождениями урана и других элеменов (Ni, Co, иногда Au, Ag, Cu, Mo) «типа несогласия» (МТН). По составу они близки березитам и аргиллизитам и в отчёте называются соответственно, хотя отличаются от метасоматитов фанерозойского времени условиями локализации, отсутствием связи с магматическими образованиями и рядом минералогических, геохимических и других особенностей.

В исследованиях рудных объектов в березитах и аргиллизитах позднего протерозоя юго-востока Сибирской платформы наиболее заметный вклад внесли, вместе с автором (Кириллов В.Е. 1993, 1998, 1999, 2001 и др.), Горошко М.В. (1992, 1995, 2006 и др.), Гурьянов В.А. (1999, 2007 и др.), Молчанов А.В. (2001) и Мельников В.И. (1995).

С березитовыми метасоматитами позднепротерозойского возраста на востоке Сибирской платформы связаны рудопроявления урана (Топорикан, Конкули), месторождения золота (Широтная зона), рудопроявления молибдена (Топорикан и Широтная зона) и ванадия (Конкули).

Аргиллизитовые метасоматиты контролируют урановые, редкометальные и молибденовые рудопроявления Элгэтэйского рудного поля, Mn, Mo, Ag, Cu и Ba проявления Адаргайского поля (рис.1).

Для исследований горных пород и минералов привлекались изучение прозрачных шлифов, рентгеноструктурный анализ, полуколичественный спектральный анализ, количественный рентгеноспектральный анализ, пламенная фотометрия для определения К, Na, петрохимический анализ, в меньшей степени микрозондовый анализ и другие виды лабораторных исследований, включая изотопные, проводимых в Таежном ПГО, Сосновском ПГО, Кольцовском ПГО, ВСЕГЕИ, ДВИМСЕ, СНИЦ «ЦЕОЛИТ» и других научных учреждениях.

Отчёт состоит из трех глав - разделов, размещённых на сайте в двух частях.

 

Глава 1. Березиты докембрия

1.1. Геолого-структурные и литологические условия локализации березитов

Березиты и аргиллизиты докембрийского возраста встречаются в сходных структурных обстановках, сменяя друг в друга в вертикальном и латеральном направлении. Они распространены преимущественно в юго-восточной части Восточно-Алданского блока Алдано-Станового щита (АСЩ) и контролируются: 1)зонами крупных крутопадающих блокоразделяющих разломов; 2)зоной структурно-стратиграфического несогласия (ССН) на границе AR-PR₁ (Улканский вулканогенный прогиб) и AR-PR₂ (Учуро-Майский платформенный прогиб), 3)зонами пологопадающих надвигов.

Рис. 1. Размещение ореолов аргиллизитов и березитов в юго-восточной части Сибирской платформы

1 – платформенные образования верхнего протерозоя; 2 – вулканогенные образования нижнего протерозоя, 3 – метаморфические образования архея, 4 – гранитоиды раннего протерозоя, 5 – ореолы аргиллизитов, 6 – ореолы березитов, 7 – наиболее крупные разломы. I- Учурский платформенный прогиб, II – Улканский эоплатформенный вулканогенный прогиб, III – Амуликанский грабен.

Для рудных объектов: 1 – Конкули, 2 – Угдан, 3 – Адаргай, 4 – Топорикан, 5 – Широтное, 6 – Элгэтэ.

Из отмеченных структурных элементов, зоны разломов имеют как рудоконтролирующее, так и рудолокализующее значение, а зоны надвигов и несогласий – рудолокализующее значение. Наиболее благоприятные условия рудоотложения создаются там, где проявлены все отмеченные выше элементы.

Из линейных крутопадающих зон, наиболее крупной и протяженной является Улкано-Учурская северо-западного простирания, прослеживающаяся вдоль границы Тырканского и Батомгского блоков Алданской гранито-гнейсовой области (ГГО, рис. 1). Зона прослеживается вдоль юго-западного борта Учурского прогиба и в пределах Улканского прогиба. Ее ширина достигает 25-30 км, длина - 120 км. Режим растяжения в этой зоне (возможно, редуцированно проявленный рифтогенез) способствовал образованию крупных гидротермальных систем и большеобъёмному преобразованию пород (суммарная площадь измененных пород достигает десятков кв. км.). Зона контролирует размещение проявлений и рудопроявлений U, Ba, сидерофильных и халькофильных элементов (Конкулинское, Топориканское рудные поля).

Кроме того, ореолы березитов и аргиллизитов встречаются в пределах Бириндинской зоны вдоль северной границы Улканского плутона (Топорикано-Бириндинское, или Широтное рудное поле с месторождениями Au, проявлениями Ag, Mo) и в северном борту Амуликанского грабена (U-Th проявления). Аргиллизация установлена также в восточном борту Алгоминского прогиба (проявления U, Ba) и в центральной части Учурского прогиба (месторождения Ba, Cu, проявления Ag, Mn).

В работе особенности проявления метасоматоза рассматриваются на примере Топориканского, Широтного, Адаргайского, Элгэтэйского и Конкулинского рудных полей.

Топориканское рудное поле вмещает рудопроявления U, Mo и Ag. Располагается в северо-западной части Улканского прогиба, в его пределах – в прибортовой западной части Северо-Бириндинской вулкано-тектонической депрессии, где контролируются ветвью Учуро-Улканской зоны разломов – Топориканским разломом северо-западного простирания. Геологическая карта центральной части рудного поля показана на рисунке 2.

Стратиграфический разрез (рис. 3), сверху вниз, выглядит следующим образом:

1)трахидациты покровной фации элгэтэйской свиты, 80-200 м мощности; 2)трахиандезиты и трахибазальты покровной фации улкачанской свиты, 30-90 м мощности; 3) аркозовые и кварцевые песчаники топориканской свиты, 20-90 м мощности.

Протерозойская слоистая толща залегает на метаморфических породах с резким структурно-стратиграфическим несогласием. Между кристаллическим фундаментом и песчаниками отмечается маломощный (3-10м) пласт перемытых литифицированных кор выветривания (осадочных брекчий).

Дизъюнктивная тектоника. Из крутопадающих разрывных нарушений преобладают разломы северо-западного простирания (Аз. пр. 315-330°), выполненные зонами интенсивной трещиноватости с участками брекчирования. Кроме крутопадающих, широко распространены мощные (от первых метров до нескольких десятков метров) зоны брекчирования, милонитизации и рассланцевания вдоль всех субпологих границ геологических тел, особенно вдоль зоны несогласного залегания архейских и нижнепротерозойских толщ и стратиграфической границы вулканиты-песчаники. Падение пологопадающих зон северо-восточное, углы падения меняются от 0 до 35?.

Местами, в зонах сильной нарушенности, образовались раковистые формы тектонитов с многочисленными мелкими трещинами (до 500 на 1 м), формирующими в породах раковистую отдельность. Описанные особенности свидетельствуют о неоднократных надвиговых процессах в слоистых толщах. На рисунках 4, 5 показаны особенности проявления катакластических процессов в зоне Топориканского разлома.

Околорудные изменения интенсивно проявлены вдоль зон крутопадающих и пологопадающих разрывных нарушений (Кириллов, 1993).

Рис. 2. Геологическая карта рудопроявления Топорикан (U, Mo, Ag) и диаграммы элементов падения нарушений и контактов даек (А) и рудоконтролирующих нарушений (Б) (по Кириллову В.Е., 1993).

1 – четвертичный аллювий; 2 – элгэтэйская свита – трахириолиты, трахириодациты; 3 – улкачанская свита – диабазовые, базальтовые порфириты; 4 – топориканская свита – олигомиктовые песчаники; 5 – образования тырканской серии – биотитовые, биотит-гранатовые графитсодержащие гнейсы, амфиболиты архея; 6-7 – интрузивные образования: 6 - позднепротерозойские диабазы силловой и дайковой фаций, 7 – раннепротерозойские гранит-порфиры; 8 – зоны разломов; 9 – ореолы гидрослюдистой березитизации; 10 – скважины и их номера; 11 – траншеи; 12 – линии геологических разрезов (рис. 3); 13А – элементы падения разрывных нарушений; 13Б – элементы падения слоистости; 14 – участок детальных исследований (врезка справа).

Рис. 3. Топориканское рудопроявление. Геологические разрезы (А, Б) B и разрез проявленности гидротермально-метасоматических изменений (В). По Кириллову В.Е., 1998.

Для А, Б. 1 – диабазы покровной фации (а), диабазы силловой фации (б); 2 – диабазы дайковой фации; 3 – трахириолиты, трахириодациты; 4 – песчаники кварц-полевошпатовые; 5 – коры выветривания; 6 – метагаббро; 7 – гранат-биотитовые графитсодержащие гнейсы; 8 – палингенные граниты; 9 – зоны дробления; 10 –залежь кварцевых метасоматитов; 11 – ореолы оруденения; 12 – скважины и их номера.

Для В, степень проявленности кварц-гидрослюдистых изменений в процентах от объема пород: 1 – 90-100, 2 – 80-90, 3 – 60-80; 4 – 40-60, 5 – 20-40, 6 – 5-20.

Топорикано-Бириндинское рудное поле располагается в бассейнах верхних течений рек Бириндя, Топорикан и Лев. Бириндя (правые притоки р. Учур) и протягивается в субширотном направлении на расстояние в 17.5 км при ширине от 100-до 3-4 км (рис. 6, по В.А. Гурьянову, 1999). Пространственно приурочено к зонам пологопадающих, реже крутопадающих нарушений субширотного простирания, развивающихся в приконтактовой северной части Улканского массива гранитоидов и осадочно-вулканогенных образований улканской серии. Морфологически, зона выглядит как серия дугообразных субпараллельных разломов, выполненных бластомилонитами, бластокатаклазитами и трещиноватыми породами. Преобладающее падение сместителей зоны разлома южное (под Улканский гранитоидный массив), но, по мере продвижения с севера на юг, углы их падения постепенно меняются от 20-30° в южных румбах до субвертикальных с падением на север. На отдельных участках зона имеет отчетливо выраженное чешуйчатое строение (Гурьянов, 1999).

В пределах рудного поля выявлено более 20 гидротермально-метасоматических зон с золоторудной минерализацией, контролируемых вышеописанной системой разломов. В плане зоны имеют линзовидные и линейно-вытянутые формы, часто сложноветвящиеся, протяженностью от 50 -100 м до 1 - 1.5 км, реже 3 км и шириной от 1-10 до 250 м. Четыре проявления по прогнозным ресурсам отвечают месторождениям.

Рис. 6. Геологическая карта Топорикано-Бириндинского золоторудного поля

1 – четвертичные аллювиальные отложения; 2 – бириндинская свита уянской серии; 5 – улканская серия, свиты: 3 – элгэтэйская, 4 – улкачанская, 5 – топориканская; 6 – раннеархейские гранито-гнейсы, плагиограниты; 7-9 – улканский комплекс: 7 – субщелочные граниты и кварцевые сиениты первой фазы, 8- субщелочные лейкограниты второй фазы, 9 – щелочные граниты третьей фазы; 10 - субвулканические и экструзивно-жерловые трахириолиты, щелочные трахириолиты и их игнимбриты, жерловые и автомагматиче6ские брекчии элгэтэйского комплекса; 11 – дайки гранит-порфиров улканского комплекса; 12 – дайки щелочных гранит-порфиров и трахириолитов улканского и элгэтэйского комплексов; 13 – жилы щелочных пегматитов и щелочных гидротермалитов; 14 – кварцевые жилы; 15 – зоны гидротермально-метасоматических образований с золоторудной минерализацией (а – выраженные в масштабе карты, б – внемасштабные); 19 – разрывные нарушения; 20 – рудопроявления золота; 21 – литохимический ореол золота (до 5 г/т); 22 – шлиховые потоки золота.

 

Конкулинское рудное поле (рис. 7) размещается в верховьях рек Муналы и Верхн. Конкули (бассейн р. Учур). Вмещает крупное рудопроявление U, V, Zn Конкули, рудопроявление U Угдан, и ряд проявлений урана.

Стратиграфический разрез. Участок рудопроявления сложен, сверху вниз, красноцветными песчаниками гонамской свиты мощностью 150-200 м, гравелитами и конгломератами конкулинской свиты (мощность варьирует в пределах 50-100м), корами выветривания по метаморфическим породам (10-15 м). Субстратом, по которым развиваются коры, служат гнейсы и кристаллосланцы гивунской свиты АR₂ и сланцы, графитсодержащие мраморы ниендинской свиты AR₁. Метаморфические породы вмещают многочисленные послойные и секущие жилы гранатсодержащих гнейсо-гранитов. Маркирующим горизонтом в нижнеархейской толще является пачка кальцитовых мраморов, прослеживающихся в центральной части участка в форме пластов переменной мощности и линзовидных тел. Метаморфические породы падают с углами 45-55° на северо-восток.

Непосредственно на участке рудопроявления коры выветривания заменены плохоотсортированными гравелитами конкулинской свиты, залегающими несогласно на метаморфических породах (рис. 8). О незначительном переносе материала свидетельствует угловатость большинства обломков.

Рудоносные березиты развиваются в гнейсах, мраморах, песчаниках и гравелитах.

Дизъюнктивная тектоника. Оруденение контролируется наиболее крупными крутопадающим разрывным нарушениям и локализуется в основании осадочной рифейской толщи в зоне несогласного залегания архейских и верхнепротерозойских пород. Околорудные изменения развиваются в узле пересечения зоны широтного толукского разлома с северо-западными нарушениями, входящими в систему Улкано-Учурской разломной зоны. Рудовмещающая северо-западная структура характеризуется Аз. простирания 320-325°, падением на юго-запад или северо-восток под углами 65-70° (рис. 9). К этой же системе приурочены предрудные дайки диабазов гарындинского комплекса повышенной щелочности калиевого ряда (SiO₂ =53.0%; К₂О= 3.45%; Na₂O=2.85%). Незначительная часть ореолов околорудных изменений контролируется другими нарушениями, в том числе пологопадающими.

Рис. 7. Конкулинское рудное поле (по Горошко, Кириллову, 2001)

1 – метаморфические образования фундамента; 2 – дайки основного состава; 3 – породы осадочного чехла (нижнерифейские отложения); 4 – наиболее крупные разломы: 1 -Толукский , 2 - Угданский, 3 - Саргаттинский; 5 – ореолы графитизации в фундаменте; 6 – ореолы березитизации; 7 – ореолы аргиллизации; 8 – ореолы аномальных концентраций урана, 9 – рудопроявления урана (а) и проявления урана (б).

 

 

1.2. Минеральный состав и зональность березитов

Улканский прогиб. В вулканогенных и осадочных породах Улканского прогиба (Топориканское и Топорикано-Бириндинское рудные поля) процесс березитизации проявился одновременно со своими особенностями во всех типах пород. Для наиболее полного представления о закономерностях и особенностях изменений, рассматриваются проявления метасоматоза во всех породах, с учётом латеральной и вертикальной зональности березитов.

В таблице 1 приведен состав основных, второстепенных и редких минералов измененных пород, развивающихся в породах разных типов.

Стратиграфический разрез Топориканского поля весьма контрастен. При общих сходных особенностях метасоматитов, тип субстрата, по которому они развиваются, значительно влияет на состав новообразованных минеральных ассоциаций. Так, для пород среднего и основного состава более (по количественному участию) характерны карбонат и хлорит, для эффузивов кислого состава – кварц и светлые слюды. Однако ближе к центральным частям зон метасоматических колонок состав метасоматитов для всех типов пород «выравнивается». Эти колонки представлены в таблицах 2-5 и приведены вместе, что позволяет наглядно представить особенности проявления процесса в каждой породе в отдельности и затем сравнить их. Ниже, при описании изменений, будут охарактеризованы особенности развития новообразованных минералов в каждом типе пород в порядке последовательности образования этих минералов.

Из таблицы 1 следует, что «сквозными» минералами для пород всех типов являются кварц, серицит, гидросерицит, карбонат. Для других минералов отмечаются заметные вариации в их количестве вплоть до полного отсутствия в той или иной породе.

Березитизация наиболее масштабно проявилась в кристаллическом фундаменте, что наглядно демонстрирует рисунок 3В. Отдельные участки гнейсов вдоль поверхности ССН почти целиком или полностью, на 95-100%, замещены новообразованной массой. Подвергшиеся объемному катаклазу в области крупного разлома гнейсы с достаточно высоким коэффициентом пористости (коэф. пористости 15-17%) явились благоприятной средой для проникновения снизу вверх гидротермальных растворов. Активной инфильтрации флюидов в вышезалегающую стратифицированную толщу препятствовало наличие более плотных осадочных и вулканогенных пород. Это объясняет, почему непосредственно ниже поверхности несогласия происходит резкое расширение ореола изменений по латерали. По вертикали в обе стороны от поверхности ССН степень преобразования пород постепенно понижается.

 

Табл 1. Основные и второстепенные минералы березитов верхнего протерозоя (Улканский прогиб).

Распространен ность минера лов	Гнейсы	Песчаники	Диабазы	Трахириолиты, трахириодаци ты	Аллохтонные граниты PR1
Основ ные (>10%)	Кварц*, серицит*, гидросерицит*, пирит*, анкерит*, кальцит*, доломит*	Кварц, серицит, гидрослюда*, пирит	Кварц, серицит, гидрослюда*, сфен, лейкоксен, хлорит железистый*, хлорит магнезиально-железистый, кальцит	Кварц*, серицит, гидросерицит*, пирит	Кварц, серицит, гидросерицит, пирит
Второ степен ные (2-10%)	Графит*, хлорит магнезиальный (клинохлор*), магнезиально-железистый*, мусковит, сфен, апатит, гематит, лимонит, альбит	Мусковит, гематит, лейкоксенизиро- ванный сфен, лимонит, апатит, анатаз, гидробиотит, карбонат	Анкерит, каолинит, монтмориллонит, вернадит*, гематит, гетит, гидрогетит*, альбит, гидробиотит, биотит, мусковит, пирит	Мусковит, апатит, анатаз, доломит*, анкерит*, хлорит, альбит, гематит*, сфен, битум*	Хлорит, каолинит, адуляр, карбонат
Акцес сор ные, редкие, рудные (<2%)	Монтморил лонит, ильменит*, смешанно слойный гидрослюда-монт- мориллонит*, молибденит	Вульфенит*, ильменит, хлорит, эпидот, турмалин, циркон	Циркон, битум, вульфенит*, апатит, ярозит, эпидот	Монтмориллонит*, смешанно-слойный гидрослюда-монтмориллонит*, каолинит, гидробиотит, вульфенит, барит, галенит, сфалерит, самородное золото, цоизит, магнетит, биотит, лимонит, гидроокислы марганца, сколит*	Халькопирит, галенит, сфалерит, пирротин, золото, молибденит, самородные медь и серебро, акантит, аргентит, флюорит, гематит, барит

*- диагностика минерала уточнена рентгено-струкутурным анализом

 

В нижней части толщи гнейсов отмечается «классическая» ассоциация минералов березитов – кварц, серицит, карбонат, хлорит и пирит. Из второстепенных минералов отмечаются мелкочешуйчатый мусковит, сфен и апатит. Изменения носят как псевдоморфный, так и автоморфный характер.

На этом уровне изменения носят не сплошной, а избирательный, «гнездовый» характер.

Гидрослюдистая березитизация распространена больше в верхней части толщи гнейсов. Для этого уровня характерны сплошной характер изменений и большие масштабы преобразований, наиболее полная метасоматическая колонка, с преобладанием гидрослюды в её центральной части.

Субстратом для изменений являются кварц-плагиоклаз-биотит-графитовые гранатсодержащие гнейсы (табл. 2, зона «0» метасоматической колонки) – серые породы с хорошо выраженной параллельно-сланцеватой текстурой, лепидобластовой структурой.

Наиболее распространенный минерал метасоматитов – серебристый, с зеленоватым оттенком серицит (двупреломление 0.032). Серицит (политипы 1М, 2М) интенсивнее всего развивается по плагиоклазам, где образует псевдоморфные выделения вместе с карбонатом. По порфиробластам калишпата серицит развивался совместно с кварцем, по гранату – совместно с хлоритом.

Карбонат представлен анкеритом и доломитом, из них преобладает последний. Интенсивность карбонатизации может варьировать в широких пределах, но в среднем карбонат составляет 5-15% объема породы. Он образует, преимущественно, автоморфные выделения и прожилки.

 

Таблица 2. Строение метасоматической колонки в березитизированных гнейсах

№ зоны	Название зон	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Неизм. порода	Кварц+плагиоклаз №28-30+биотит+ графит+калишпат+гранат (пироп-альмандин)	Плагиоклаз>альбит; биотит>хлорит, сфен; гранат> хлорит
1	Внешние	Кварц+альбит+графит+калишпат+хло рит+сфен	Хлорит>мусковит, карбонат; сфен>лейкоксен; графит>пирит
2	Промежу-точные	Кварц+альбит+графит+калишпат+мусковит+лейкоксен+карбонат+пирит	Калишпат>кварц, серицит, апатит; альбит>серицит, карбонат, мусковит>графит
3	Внутренние	Кварц+серицит+карбонат+мусковит+ графит+апатит+пирит+лейкоксен	Графит, мусковит, серицит>гидросерицит; кварц>карбонат; пирит>лимонит
4	Центральные	Кварц+серицит+гидросерицит+карбо нат+апатит+лимонит

 

Таблица 3. Строение метасоматической колонки в березитизированных песчаниках

№ зоны	Название зон	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Неизм. порода	Кварц+калишпат+плагиоклаз+ глинистый цемент	Плагиоклаз, глинистый цемент >мусковит, рутил, пирит; калишпат>кварц, серицит, апатит
1	Внешние	Кварц+мусковит+серицит+ рутил+пирит+апатит	Серицит, мусковит>кварц
2	Внутренние	Кварц+рутил+апатит+пирит	Кварц>гидросерицит; пирит>гематит, лимонит; рутил>лейкоксен
3	Центральные	Кварц+ гидросерицит+лейкоксен+ апатит+лимонит+гематит

 

Таблица 4. Строение метасоматической колонки в березитизированных трахириолитах

№ зоны	Название зон	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Неизм. порода	Ортоклаз+кварц+темноцветные минералы (амфибол, биотит)+стекло	Стекло>кварц, адуляр; темноцветные минералы>хлорит
1	Фельдшпатизированная порода	Ортоклаз+кварц+адуляр+хлорит+ темноцветные минералы	Ортоклаз>альбит, темноцветные минералы>хлорит, биотит, гидробиотит, сфен
2	Внешние	Ортоклаз+кварц+адуляр+альбит хлорит+биотит + гидробиотит+сфен	Хлорит, биотит, гидробиотит>мусковит, серицит, альбит; калишпат>серицит
3	Промежу-точные	Ортоклаз+кварц+адуляр+альбит+ мусковит+серицит+сфен	Мусковит, альбит, калишпат> серицит, апатит; калишпат>апатит, калишпат >битум, калишпат >карбонат
4	Внутренние	Серицит+кварц+альбит+карбонат+ битум+апатит+сфен	Серицит>карбонат; серицит>гидросерицит; битум>гидросерицит, сульфиды >лимонит, сфен >лейкоксен
5	Центральные	Серицит+гидросерицит+кварц+ карбонат+лейкоксен+лимонит

 

Таблица 5. Строение метасоматической колонки в березитизированных диабазах

№ зоны	Название зон	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Неизменён ная порода	Плагиоклаз+пироксен+роговая обманка+ оливин+стекло	Стекло>хлорит, карбонат; плагиоклаз>альбит, темноцветные минералы> хлорит, сфен, магнетит
1	Внешние	Альбит+хлорит+карбонат+сфен+ магнетит	Альбит>серицит, глинистые минералы; хлорит>кварц, карбонат, глинистые минералы; магнетит, хлорит>окислы, гидроокислы железа
2	Промежу-точные	Хлорит+cерицит+карбонат+кварц+ каолинит+монтмориллонит+гематит+ гетит+гидрогетит	Глинистые>серицит, сфен>лейкоксен, хлорит>кварц, пирит
3	Внутренние	Cерицит+карбонат+кварц+ пирит+лейкоксен+гетит+гидрогетит	Серицит>гидросерицит; пирит>гидроокислы железа
4	Центральные	Серицит+гидросерицит+карбонат+ лейкоксен+кварц+гетит+гидрогетит

 

Содержание новообразованного кварца значительно колеблется и может составлять от 5 до 55% объема породы. Он образует отдельные гранобластовые выделения и их скопления. Кварц развивается по полевым шпатам и в меньшей степени, по темноцветам.

Отмеченные минералы – обязательные члены внутренних частей метасоматической колонки (таблица 2).

Хлорит и сфен – типоморфные минералы внешних зон метасоматической колонки, где они образуются совместно с альбитом. Последний имеет шахматное строение и развивается только по плагиоклазу.

Грязно-зеленый (железистый) и светло-зеленый (магнезиально-железистый) хлорит составляет 1-5% объема массы породы. Иногда его содержание доходит до 25%. Характерно развитие псевдоморфоз хлорита по биотиту и образование автоморфных гнездообразных скоплений хлорита неправильной формы, часто совместно с кварцем.

Лейкоксенизированный сфен образует отдельные кристаллы и прожилковидные выделения. Развивается преимущественно в хлоритизированном биотите. В среднем сфен составляет 1-2% объема метасоматической породы.

Мелкочешуйчатый (до 0,5 м в диаметре) мусковит – типичный минерал промежуточных частей колонки. Обычно он псевдоморфно развивается по биотиту, но отмечается и его автоморфное образование. Для минерала характерно отсутствие концевых граней, ориентированное или беспорядочное размещение. Минералы березитов и мусковит – генетически родственные образования и встречаются совместно, но образование мусковита всегда несколько предшествовало появлению других минералов.

Фторапатит присутствует в количестве до 1% объема породы, спорадически и относительно равномерно распределялось в её ткани в виде отдельных выделений. Как правило, он образует мелкие трещиноватые кристаллики призматической формы. Апатит появляется во внутренних частях метасоматической колонки и переходит в центральную; он оказывается устойчивым даже в гидрослюдистых метасоматитах.

В зонах изменений отмечается активное перераспределение углеродистого вещества. Его источником является графит, содержащийся в толщах архейского фундамента. Новообразованное углеродистое вещество, определенное как графит (параметр Со элементарной ячейки составляет 6,710-6,785 ?) диагностируется по характерному в отраженном свете светло-коричневому, серому цветам и резкому двуотражению. В шлифах хорошо видно образование графита вдоль послойных, согласных с общей сланцеватостью, швов трещиноватости. Минерал встречается в серицитовой и карбонатной массе, но особенно предпочитает мусковит и биотит, часто образуя по ним псевдоморфные выделения. При этом в графите остаются реликты чешуек слюд, вследствие чего они приобретают вид «слоёного пирога».Количество новообразованного графита варьирует от 1 до 15% объема породы. В целом же, по сравнению с незатронутыми березитовыми изменениями гнейсами из нижней части их толщи, количество графита вблизи поверхности несогласия заметно уменьшается.

Кроме кристаллического новообразования графита, в гнейсах отмечается бесструктурное углеродистое вещество.

Графитизация в гнейсах сопровождала серицитизацию. Иногда выделения графита могут иметь секущий характер и по отношению к агрегатам серицита, и по отношению к скоплениям кварца. Место новообразованного графита – внутренние зоны метасоматической колонки (до промежуточных зон устойчив «породный» графит). По всей толще графитсодержащих гнейсов распространен пирит; в гнейсах, не содержащих графита, количество пирита резко убывает. В слабо измененных породах минерал образует кубические кристаллики яркого латунно-желтого цвета с хорошо выраженной штриховкой на гранях. Он встречается в виде отдельных кристаллов, их скоплений диаметром до 6 мм или тонких прожилков вдоль трещин. Местами содержит реликты зерен кварца, альбитизированного плагиоклаза. В более интенсивно измененных породах пирит мелкий (до 0,2 мм), тусклый, темно-стального цвета с жёлтым оттенком. В этом случае он образует мелкую пылевидную сыпь или собирается в вытянутые прожилковидные скопления. Он отличается повышенными содержаниями редких элементов (Zr, Ce, La 0.n%), элементов группы железа (Ni, Co, Pb и Zn 0.0n%).

Наиболее поздний минерал березитов – гидросерицит. Гидросерицит образует тончайшую сыпь, гнездообразные скопления или сплошные массы. В скоплениях выглядит как фисташково-зеленый глинистый минерал. Размер отдельных чешуек составляет сотые доли процента. Для измененных гнейсов больше, чем для других пород характерно развитие, кроме тонкочешуйчатой, еще и достаточно редко встречающейся в природе длинноволокнистой гидрослюды, образующей сноповидные и спутано-волокнистые агрегаты.

Рассматривая метасоматическую колонку березитов по гнейсам, отметим несколько характерных реакций замещения:

1)для внешних частей колонки – альбитизация плагиоклаза, хлоритизация темноцветных минералов одновременно с образованием сфена;

2)для промежуточных – замещение хлорита мусковитом, сфена – лейкоксеном;

3)во внутренних становятся неустойчивым калиевый полевой шпат и альбит, замещающиеся кварцем и серицитом; мусковит, замещающийся графитом и серицитом;

4)в центральной зоне колонки графит, серицит замещаются гидросерицитом, кварц – карбонатом.

Схема последовательности образования основных минералов гидрослюдистых березитов по их взаимоотношениям, выглядит следующим образом: породообразующие минералы > плагиоклаз, биотит, хлорит, альбит, сфен, мусковит, пирит, графит, серицит, гидрослюда, лимонит.

В породах стратифицированной толщи, в отличие от гнейсов, заметно преобладает гидрослюдистая березитизация.

По своему внешнему облику основные слюдистые минералы березитов (серицит, гидросерицит), развивающиеся в породах стратифицированной толщи, не отличаются от таковых же в гнейсах.

Неизмененные песчаники (зона «0» метасоматической колонки) представляют собой светло-серые мелкообломочные породы с неяснослоистой текстурой, псаммитовой структурой. Средний размер хорошо отсортированных частиц варьирует от 0,5 до 1 мм. Кварцевые частицы составляют от 80 до 98% объема породы. Как второстепенный минерал встречается калиевый полевой шпат. Цемент по типу является контактовым, поровым, пленочным; по составу глинистым, глинисто-гидрослюдистым или кварцевым. Песчаники претерпели изменения стадии позднего катагенеза, о чем свидетельствует довольно высокая плотность пород с низким коэффициентом пористости (1-2%), появление конформно-регенерационных мозаичных, зубчато-шиповидных структур.

В песчаниках типоморфный набор новообразованных минералов ограничен и представлен кварцем, серицитом, гидросерицитом и пиритом, гораздо реже встречаются другие минералы. Поясняя строение метасоматической колонки гидрослюдистых березитов по песчаникам (таблица 3), отметим, что серицит, реже гидробиотит и мелкочешуйчатый мусковит во внешних зонах колонки формируется за счет перекристаллизации цемента. Для внутренних зон колонки характерно интенсивное окварцевание. Иногда замещение проявляется настолько значительно, что от песчинок остаются отдельные реликты в мелкозернистом гранобластовом агрегате цемента. Такие породы имеют закономерное пространственное положение, локализуясь либо вблизи зон тектонических нарушений, либо в нижней части горизонта песчаников (рис. 3Б).

При последующем процессе отмечается коррозия кварца гидрослюдистыми массами (гидрослюда 2М, редко 1М) в центральной зоне колонки.

Из второстепенных новообразованных минералов отмечаются апатит, карбонат, циркон, сфен, гематит.

Апатит, образующий округлые стяжения, тяготеющие к цементу, водяно-прозрачный циркон и минералы титана присутствуют во внешних и внутренних частях колонки. Здесь же отмечается и пирит, местами образующий послойную вкрапленность (до 30% объема породы). Пирит из песчаников имеет кубическую, округлую, неправильную форму и встречается в виде мелких (0,1-0,5 мм в поперечнике) выделений тусклого серого, со стальным и латунным оттенком, цвета. Отличается невысокими содержаниями редкоземельных и халькофильных элементов. Кроме пирита, в небольшом количестве отмечается пирротин.

Перечисленные второстепенные минералы, кроме апатита, становятся неустойчивыми в центральной зоне метасоматической колонки. Минералы титана (рутил, анатаз) замещаются лейкоксеном, сульфиды – гематитом.

Метасоматическая колонка березитовых изменений по эффузивам кислого состава представлена в таблице 4.

Для внешних частей метасоматической колонки характерно замещение темноцветных вкрапленников хлоритом (реже тонкочешуйчатой агрегатной смесью биотит-гидробиотит-хлорит) и частичное замещение калишпата шахматным альбитом.

В промежуточных частях колонки альбит сосуществует с новообразованным серицитом; иногда появляется мелкочешуйчатый мусковит. Светлослюдистые минералы развиваются в виде тонкой сыпи как по вкрапленникам, так и по основной массе породы; вкрапленники ортоклаза изменены слабее.

Во внутренней части колонки проявляется окварцевание одновременно с повсеместным и обильным образованием тонкочешуйчатого серицита. Последний развивается в виде сыпи или тонких коротких просечек по базису породы, по вкрапленникам и новообразованному альбиту. Окварцевание выразилось в развитии гранобластовых агрегатов с размером зерен 0,5-0,25 мм по калишпату, иногда они образуют тонкие фестончатые каемки вокруг фенокристаллов кварца. Часто агрегаты новообразованных минералов слагают гнездообразные скопления и выполняют пустотки выщелачивания, образованные по калишпатам. Иногда степень замещения настолько велика, что порода полностью замещается агрегатом серицита и кварца.

К этой же части колонки тяготеют минералы, образовавшиеся близодновременно в рудную стадию процесса: барит, доломит, хлорит, анатаз, циркон, апатит, сульфиды (пирит, галенит, сфалерит), твердые битумы, настуран. Содержание перечисленных минералов в новообразованной массе невелико (до 10%). Наиболее распространенными из них являются апатит, анатаз, пирит и сфалерит, в отдельных зонах заметную роль играет углеродистое вещество.

Апатит образует светло-зеленые, розоватые тонкие призмы длиной до 0,35 мм, приуроченные к фенокристаллам калишпата.

Анатаз установлен в виде довольно хорошо ограненных коричневых кристаллов с ромбовой или прямоугольной в продольном сечении формой; реже, в неправильных зернах. Размер выделений варьирует в пределах 0,25-0,35 мм.

Пирит и галенит образуют кристаллы кубической формы или неправильные зерна размером 0,05-0,35 мм. Сфалерит встречается в виде бесформенных выделений и скрытокристаллических масс, объем которых может составлять 4-5% от объема метасоматической породы.

Барит образует желтоватые призматической формы кристаллы размером 0,5-0,7 мм.

Карбонат (доломит, анкерит) отмечен в виде скрытокристаллических агрегатов неправильной формы, часто загрязненных сыпью микроскопических гнезд лимонита. Размеры выделений карбоната не превышают 2 мм.

Хлорит в виде мелких чешуек (0,03-0,05 мм) и табличек (до 0,15 мм), а также спутанно-волокнистых агрегатов корродирует новообразованные альбит и кварц, а также калишпат вкрапленников.

Бесцветный циркон кристаллизуется в виде призм с дипирамидальными ограничениями. Размеры кристаллов варьируют от 0,05 до 0,35 мм.

Углеродистое вещество (твердый битум) может составлять 3-5% от объема породы. Развивается как по основной массе, так и по вкрапленникам ортоклаза. Имеет черный цвет, непрозрачно. Блеск сильный, смоляной до полуметаллического. Имеет почковидную, бугристо-округлую форму выделений, с размерами до 2,5 мм в поперечнике. Иногда встречаются гнезда битума размером до 2,0 см, приуроченные к участкам пересечения трещин. Минерал хрупок, очень легок – плавает в бромоформе. Отдельные зерна имеют раковистый излом. В проходящем свете черный, в отраженном – темный, кремово- и коричнево-серый; неравномерно, разводами окрашенный. Отражательная способность много ниже таковой у сфалерита. Двуотражение сильное, отчетливо анизотропен, в естественном состоянии вещество рентгеноаморфно. Минерал обладает повышенными концентрациями Zn (0.n %), Pb (0.0n %) (данные спектрального анализа).

Наличие битуминозного вещества в вулканических породах – факт крайне редкий (Дуброва, 1961), который можно объяснить выносом углерода из нижележащих архейских толщ в процессе низкотемпературного гидротермального метаморфизма с его последующим переотложением.

Вульфенит образует микрозернистые агрегаты с размером отдельных кристаллов в сотые доли миллиметра квадратно-таблитчатой формы. Минерал имеет светло-коричневый цвет, сильный алмазный блеск.

В центральной зоне колонки отмечается интенсивная гидрослюдизация по основной массе, по вкрапленникам и новообразованным минералам, с разрушением сульфидных минералов и замещением их гематитом. Твердые битумы тоже становятся неустойчивыми и корродируются гидросерицитом.

Изменения в эффузивах основного состава рассматриваются на примере преобразований в диабазовых порфиритах.

Диабазовые порфириты (зона «0»метасоматической колонки) тёмно-серого с буроватым оттенком цвета имеют порфиритовую, микропойкилоофитовую структуру и являются либо полнокристаллическими, либо содержат небольшое количество стекла. Микролиты плагиоклаза (андезин, лабрадор) обладают резким идиоморфизмом и имеют в длину 0,5-2,0 мм.

Из темноцветов присутствуют моноклинный пироксен (авгит), реже – оливин, еще реже – моноклинный пироксен и обыкновенная роговая обманка. Из рудных акцессориев отмечаются ильменит и титано-магнетит.

Краевые части метасоматической колонки гидрослюдистых березитов в базальтах и диабазах (жильных, силовых, эффузивных) характеризуются парагенезисами минералов, обычных для пропилитов с развитием сфена, хлорита, карбоната, альбита (таблица 5). Как считает В.Л. Русинов (1972), такие изменения производятся первоначально кислыми, но уже «отработанными»растворами, диффудировавшими от зон кислотного выщелачивания в боковые породы и не заслуживают названия «пропилиты» в строгом смысле этого слова. В краевых зонах отмечается относительная неустойчивость плагиоклаза, который при денортизации только частично замещается альбитом. Полностью исчезают стекло и темноцветы. Новообразованная масса минералов может составлять до 60% от объема породы. Преобразования носят как псевдоморфный (по отдельным минералам), так и автоморфный характер. Разрушение темноцветов начинается вдоль трещинок. Пироксены замещаются хлоритом, карбонатом, в меньшей степени магнетитом, часто по периферии отмечаются каемки мелких кристаллов магнетита. Отдельные зерна оливина нацело замещены магнетитом. Иногда на участке контактов пироксена и оливина отмечается актинолит, сильно корродирующий пироксен. Для основной массы наиболее распространенными минералами являются хлорит и карбонат, а также лейкоксен, тяготеющий к хлориту.

Хлорит (железистый, магнезиально-железистый) образует мелкочешуйчатые агрегаты. В миндалинах отмечается заполнение концентрического строения: железистый хлорит встречается во внутренних, магнезиально-железистый – во внешних частях миндалин. Содержание хлорита в массе породы может достигать 15%.

Карбонат (кальцит, анкерит) образует многочисленные гнезда неправильной формы размером до 2 м, отдельные правильные кристаллы ромбической формы и заполняет миндалины. В последнем случае, если присутствует еще и хлорит, то карбонат представляет внешнее периферическое выполнение миндалин.

В промежуточных зонах колонки появляются гранобластовые агрегаты серицита и кварца, редко – мелкочешуйчатый мусковит. Примечательно, что в этой зоне перечисленные минералы сосуществуют с каолинитом и монтмориллонитом, развивающимся преимущественно по полевым шпатам и хлориту. Серицит замещает новообразованный альбит, мусковит и карбонат – хлорит.

Во внутренней части колонки хлорит полностью замещается карбонатом, кварцем, пиритом, по сфену развивается лейкоксен, широко распространен серицит.

Центральная часть колонки характеризуется интенсивной гидрослюдизацией. Отмечается тенденция увеличения количества карбоната от краевых зон колонки к центральной, в которой он может составлять до 70% объема породы. В центральной зоне карбонат, кроме бесформенных выделений, образует прожилки, в призальбандовых частях сложенные мелко-, внутри – более крупнозернистым материалом. Наличие таких же зон, сложенных карбонатом (в основном кальцитом) – обычное явление для ореолов березитов по основным породам (Константинов и др.,1965).

В тыловых зонах колонки меняется характер выполнения миндалин, которые имеют зональное строение. Внешняя оболочка сложена микрозернистым гранобластовым кварцем, затем следует зона серицита, центральные части заполнены мелкозернистыми массами карбоната, секущимися прожилковидными выделениями гидросерицита. По-видимому, такая последовательность выполнения миндалин в целом соответствует последовательности минералообразования при метасоматозе.

Начиная с промежуточных частей колонки, порода часто представляет собой полнопроявленный метасоматит. По типу изменений и характеру замещения минералов, интрузивные диабазы не отличаются от эффузивных диабазов и базальтов.

В числе других минералов, типичных для измененных диабазов и базальтов, встречается гематит, гидроокислы железа (гетит, гидрогетит), гидроокислы марганца (устойчивы во всех зонах колонки); сульфиды, апатит, углеродистое вещество (выделения твердого битума), которые встречаются во внутренних и центральной зонах колонки. Из перечисленных минералов особенно широким распространением пользуются гидроокислы железа, имеющие гидротермальное происхождение. Их отличает отчетливая приуроченность к зонам дробления, где они образуют плотные массы, корочки скорлуповатого (в разрезе – радиально-лучистого) строения, натечно-почковидные агрегаты, реже – рыхлые комковатые скопления. Преобладает гетит, слагающий волокнистые стекловатые агрегаты, что говорит о его отложении из гидротермальных растворов (Яхонтова и др., 1987). Гидроокислы железа содержат повышенные содержания Ti, Zr, Mg, Mn.

В пределах Топорикано-Бириндинского рудного поля на березиты гидрослюдистой фации наложились золотоносные березиты кварц-серицит-гидрослюдисто-адуляровой фации и золотоносные кварцевые, халцедоновые жилы и брекчии на кварцевом цементе. Субстратом, по которому развивались березиты, являлись гранитоиды, раннепротерозойские песчаники, вулканиты и кварц-полевошпатовые метасоматиты раннего протерозоя.

Метасоматические колонки гидрослюдистых березитов по породам разного состава во многом аналогичны тем, которые приводятся для сходных по составу пород рудопроявления Топорикан. Строение зон березитов по гранитам напоминает такое же для трахириолитов. Наибольшим преобразованиям подверглись калишпатизированные граниты.

В краевых зонах колонки по гранитам по биотиту развивается хлорит, по калишпатам каолинит. В промежуточных появляется гидросерицит по калишпатам, во внутренних полнопроявленные метасоматиты состоят из гидросерицита и кварца. В центральных зонах отмечается тенденция к замещению всех минералов кварцем (до 80%). Кварц в березитах слагает единичные гранобластовые зерна, пойкилобластовые и гранобластовые агрегаты гнездовидной и линзовидной формы.

С березитами этого этапа было связано урановое оруденение, в дальнейшем при последующей адуляризации, вероятно, частично уничтоженное.

Смену условий образования на более щелочные отражает появление кварц-адуляровых агрегатов, формирующих гнезда, линзы, прожилки и жилы. Эти новообразования тяготеют к наиболее тектонически нарушенным участкам пород. Кварц-адуляровые агрегаты развиваются по минералам березитов и в свою очередь замещаются гидрослюдой. Адуляр отмечается в виде мелких ромбовидных зерен размером от 0.01 до 0.08 мм. Количество адуляра в отдельных случаях может достигать 50-60%.

Для центральной зоны колонки в породах любого типа характерны гематит и сульфиды: кубический пирит размером 1-3 мм, развивающийся по нему халькопирит в срастании с галенитом, сфалеритом, пирротином, золотом и другими минералами (молибденит, самородные медь и серебро, акантит, аргентит).

Рудоносная жильная стадия проявилась вслед за тектоническими подвижками. В первый этап образовались кварцевые и гематит-кварцевые жилы брекчиевого типа с сульфидами, во второй малосульфидные кварцевые жилы со сложной морфологией, в третьей кварц со светлым зеленоватым флюоритом. Кварц сложен микрозернистым агрегатом или представлен халцедоном. В кварце присутствуют те же сульфидные минералы, что и в метасоматитах, но при этом появляются самородная медь и серебро.

В пострудную стадию образовались прожилки кварц-флюоритового, карбонат-флюорит-кварцевого состава (флюорит фиолетовый в обоих случаях), иногда с баритом.

Форма выделений золота в рудоносных телах разнообразная. Наиболее раннее золото отмечается в метасоматитах в виде мелких (до 0.05 мм) дендритовидных, комковатых, пленочных выделений. В кварцевых жилах и брекчиях золото более крупное (0.1-0.3 мм), дендритовидное кавернозно-комковатое, губчатое, проволочковидное, комковатое, пластинчатое и лепешковидное, иногда отмечаются кристаллы с элементами скелетного роста по отдельным граням (Гурьянов, 1999).

Выводы по минералогическим особенностям березитов Улканского прогиба. Приведенные выше метасоматические колонки березитов по эффузивам кислого состава и по диабазам сходны с таковыми же, приведенными в литературе (Омельяненко, 1969; Рундквист, 1975) и, в том числе, с полученными экспериментально Г.П. Зарайским (1989).

Во всех типах пород зоны метасоматических колонок образовались близ синхронно. Тем не менее, устанавливается определенная последовательность появления отдельных ассоциаций минералов, устанавливаемая по их взаимоотношениям:

1. Появление альбита, хлорита, карбоната, образующих устойчивую парагенетическую ассоциацию минералов, свойственную пропилитам. Пропилитоподобные изменения занимают периферическое положение, что в целом характерно для проявлений низкотемпературного кислотного выщелачивания (Evans,1980).

2. Появление мелкочешуйчатого мусковита, серицита, кварца, сульфидов.

3. Рудная стадия.

4. Стадия образования гидрослюд.

Остановимся на особенностях образования некоторых характерных минералов, свойственных березитам и гидрослюдистым березитам и встречающихся во всех типах пород.

Из мелко- и тонкочешуйчатых светлых слюд (серицит, гидросерицит) наиболее широким распространением пользуются слюды политипа 2М₁, часто встречается смесь политипов 2М₁ и IM. Вдоль рудоносных зон развиваются слюды политипа 2М₁, на удалении отмечаются участки развития слюд 2М₁ и 1М, в слабо измененных породах фундамента – 1М. Политип 1М встречается редко, тяготеет к приповерхностным участкам. Такие слюды, характеризующиеся разупорядоченностью в положении слоев, образуются в низкотемпературных условиях (Власов и др., 1983).

Серицит имеет размеры 0,1 мм и менее, плеохроирует в желтых и серых тонах, имеет показатель двупреломления 0,030-0,032. Гидросерицит имеет размеры около 0,05 мм, в шлифах белый, не плеохроирует, имеет показатель двупреломления 0,012 и показатели преломления ниже, чем у серицита.

Мелкочешуйчатый (0,7-0,1 мм) мусковит является типоморфным минералом средних зон метасоматических колонок. Экспериментально была доказана (Шаповалов и др., 1974) возможность его образования при температуре около 300^о и закономерный минеральный парагенезис мусковита с низкотемпературными минералами (вплоть до глинистых).

Распространенный минерал березитов, и особенно развивающихся по гнейсам и породам основного состава – карбонат. Его появление в больших объемах можно объяснить, с одной стороны, разложением основных породообразующих минералов (с высвобождением железа, магния, кальция) и с другой, окислением графита, при котором происходит отщепление карбоксильного углерода СО₂ (Банникова и др., 1977; Кольцов, 1990). В гнейсах широкомасштабная карбонатизация свидетельствует о высоких значениях активности диоксида углерода в условиях его высоких давлений под плотным чехлом стратифицированных образований.

Рассмотрим наиболее важные закономерности минерального строения колонок для измененных пород разного типа.

1. Метасоматические колонки по гнейсам, эффузивам кислого состава и по основным породам более сходны между собой, чем для песчаников.

2. Внешние зоны колонок характеризуются многообразием новообразованных и не полностью замещенных реликтовых минералов, в тыловых зонах минеральный состав метасоматитов «выравнивается», а количество минералов сокращается.

3. Для центральных и внутренних зон метасоматических колонок не свойственно появление мономинеральных зон, процесс «тормозится» на образовании двуминерального, трехминерального или более сложного парагенезиса.

4. Во внешних зонах колонки наиболее типичными минералами являются альбит, хлорит, для средних зон характерны мусковит, серицит, для внутренних – гидросерицит.

5. Устойчивой минеральной ассоциацией центральных зон являются кварц, серицит, гидросерицит, карбонат.

6. Карбонат, хлорит не типичны для песчаников; существенно кварцевая зона характерна только для песчаников.

Тип субстрата, по которому развиваются изменения, определяет масштабы проявленности метасоматического процесса. Для гнейсов ширина ореолов гидрослюдистых березитов, приуроченных к крутопадающим нарушениям, достигает нескольких сотен метров. В песчаниках они несколько сужаются, оставаясь достаточно значительными (первые сотни метров). В диабазах ширина ореолов сужается до нескольких десятков метров – 100 м, в кислых эффузивах – от первых метров до нескольких десятков метров.

В вертикальном разрезе ореолы изменений на участке имеют этажно-зональное строение, что обусловлено резкой анизотропией вмещающих толщ. Представление об условиях локализации околорудных изменений для разных типов разрезов можно получить из рисунков 3Б, 3В. Описание типоморфных особенностей изменений в каждой из толщ проводилось выше; отмечалось, что интенсивность изменений уменьшается вверх и вниз от поверхности несогласия. На этом фоне устанавливается единственная «универсальная» особенность минералогической вертикальной зональности, снизу вверх: уменьшение количества мелкочешуйчатого мусковита при одновременном увеличении серицита; уменьшение количества серицита при увеличении гидросерицита.

Учурский прогиб, Конкулинское рудное поле. В пределахКонкулинского рудного поля околорудной березитизации предшествовали объёмная аргиллизация и адуляризация и приразломная карбонатизация (доломитизация). Последняя интенсивно проявилась по мраморам, гравелитам, гнейсам на участке 100*150 м. Иногда исходные породы сохраняют реликтовые текстуры, а в гравелитах остается незамещенная галька кварца. Доломитизация сопровождалась графитизацией.

Околорудная березитизация установлена во всех типах карбонатизированных пород. В целом, метасоматические колонки в доломитизированных гравелитах и мраморах похожи, но в последних зональность выражена менее отчетливо, и мощность зон колонки меньше (первые метры).

Ниже описываются особенности проявления процесса на примере изменений гравелитов, с замечаниями о специфике преобразований в мраморах. Tаблица 6 характеризует основные, второстепенные и рудные минералы березитов, таблица 7 – их метасоматическую колонку.

 

Таблица 6. Минералы гидрослюдистых березитов, Учурский прогиб

Встречаемость	Минералы березитов, развивающиеся по доломитизированным гравелитам и мраморам
Основные, >10%	Кварц, гидросерицит*, доломит*
Второстенные (2-10%)	Серицит, роскоэлит*, фуксит, графит*, гипс*, ортоклаз*, кальцит*, альбит, пирит
Акцессорные, редкие, рудные	Апатит*, анатаз, циркон, барит, ломонтит*, бассетит*, тюямунит, лейкоксен, ярозит, сепиолит*, тремолит*, пиролюзит, гематит, герсдорфит*, стивенсит*, ковеллин*, бассанит*, халькопирит*, сфалерит*, магнетит, деклуазит*, карнотит*, гинсдалит*, горксейксит*, метаторбернит*, цейнерит*, метацейнерит*, малахит, биотит, смешанно-слойные (гидросерицит-монтмориллонит*), монтмориллонит*

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

 

Таблица 7. Метасоматическая колонка гидрослюдистых березитов по доломитизированным гравелитам конкулинской свиты

№ зоны	Название зоны	Минеральный состав	Реакции замещения
0	Гравелит не измененный	Кварц, калишпат, андезин, адуляр-1, доломит, графит, ильменит	Калишпат, адуляр-1, андезин, доломит® альбит
1	Внешняя	Кварц, калишпат, адуляр-1, альбит, доломит, графит, ильменит	Калишпат, альбит, доломит ®серицит, гидросерицит. Калишпат® адуляр-2. Калишпат, альбит ®кварц
2	Промежуточная	Адуляр-1,2, серицит, кварц	Серицит, гидросерицит, адуляр 1, 2®роскоэлит. Адуляр, серицит, гидросерицит ®графит, рудные минералы. Ильменит ®рутил, лейкоксен
3	Внутренняя	Кварц, роскоэлит, графит, рутил, лейкоксен, рудные

 

Вмещающие гравелиты (зона «0» метасоматической колонки) – серые породы с псефитовой структурой, на 65-70% состоящие из обломков калишпата. Кроме них отмечается галька сиенитов, гнейсо-гранитов, серицитолитов, матового и прозрачного кварца и мелкая галька ильменита, замещенная анатазом и гетитом. Кроме хорошо окатанных обломков присутствуют и угловатые, угловато-окатанные; последние преобладают. Цемент базальный, сложен мелкими зернами калишпата, хранит следы адуляризации. Доломитизация проявляется в виде вкрапленности отдельных зерен, агрегатов, гнезд гранобластового строения, или полностью замещает породу. Доломит развивался предпочтительно по калишпату, и только при полной проявленности процесса – по кварцу. Изменения сопровождались образованием вкрапленности и гнезд графита.

Во внешней зоне колонки отмечается слабая альбитизация. Новообразованный альбит замещает реликтовый калишпат, карбонат, развивается в виде выделений неправильной формы размером 0.5-1.5 мм, реже образует агрегатные выделения с полисинтетическими двойниками. В мраморах альбит в этой части колонки замещает карбонат.

В промежуточной зоне образуются серицит и кварц. Серицит отмечается в виде тонких мелких (размер 0.1-0.2 мм) бесцветных или желтовато-зеленоватых пластинок. Нередко такие чешуйки имеют высокие цвета интерференции – синие второго порядка. Серицит замещает доломит, кварц, полевые шпаты (альбит, андезин, калишпат). Новообразованный кварц образует мелкие агрегаты зерен размером 0.2-0.3 мм. Кварц замещает альбит и обычно располагается по периферии его выделений. В промежуточной зоне сохраняются многие из реликтовых минералов и доломит.

В центральной зоне колонки как по гравелитам, так и по мраморам, из минералов метасоматитов преобладают серицит (до 50%) и кварц (последний – до 70% объема пород). Кроме них, распространены роскоэлит (первые проценты), графит (до10%), бесструктурное углеродистое вещество (2-3%), апатит (до 4%) и рудные минералы (до10%).

Окварцевание в этой зоне – наиболее характерный процесс. Кварцевые агрегаты имеют неоднородное строение, с чередующимися участками тонкозернистого и мелкозернистого строения. Тонкозернистые массы имеют халцедоновидный облик, со слабой степенью раскристаллизации, а микрозернистые представляют собой гранобластовый агрегат. Размеры зерен тонкозернистого кварца не превышают 3 - 6 сотых долей мм, а микрозернистого изменяются от последних сотых долей мм до 0.1 мм. Иногда в кварце отмечаются его мелкие друзовидные агрегаты, образовавшиеся, вероятно, при выполнении мелких полостей. С кварцем ассоциировано образование отдельных ромбиков адуляра -2.

Серицит отличается автоморфным распространением с его распределением в виде сыпи и гнезд. Минерал представлен тонкочешуйчатой и мелкочешуйчатой разностями. Первые имеют размеры в сотые доли мм и низкие цвета интерференции – жёлтые, бело-жёлтые, у вторых средние размеры около 0.1 мм и более высокое двупреломление с жёлтой, жёлто-красной интерференционной окраской. Тонкочешуйчатая разность отнесена к гидросерициту, более крупная – к серициту. Локально слюдистые минералы образуют мономинеральные скопления и прожилковидные формы.

В центральной зоне в гравелитах и мраморах серицит замещается ванадиевой слюдой – роскоэлитом ярко-зеленого цвета (химический состав – таблица 8, данные микрозондового анализа). Спектральным анализом в нем установлены высокие содержания хрома – до 0.5%. Роскоэлитовые слюды образуют жилообразные тела мощностью до нескольких десятков сантиметров или гнездообразные выделения.

 

Таблица 8. Химический состав роскоэлита KVAlSiO₃O₁₀(OH)₂ в %

№№ обр.	MgO	Al2O3	SiO2	K2O	Fe2O3	V2O5	Сумма
1	2.0	16.2	48.4	4.9	5.1	9.8	86.4
2	1.9	16.0	49.0	5.0	6.4	9.7	88.0
3	2.1	16.3	48.7	6.0	6.4	9.8	89.3

Примечание: Na₂O и TiO₂ обнаружены в количестве 0.03%, CaO, MnO – первые сотые доли процента.

 

С образованием роскоэлитовой слюды тесно ассоциирована графитизация, вслед за которой следовало образование сульфидов и урановых минералов. Наличие полнокристаллического графита во многих типах пород участка – его характерная особенность (Горошко и др., 1995). Графит присутствует в гнейсах, мраморах, корах выветривания останцах вулканитов PR₁, метасоматически измененных породах. Примечательно, что для чешуйчатого графита разного генезиса, в том числе метасоматического, установлены его одинаковые кристаллографические параметры: а_о=2.46±0.02?; С_о=6.70±0.01?. Графит в центральной зоне представлен удлиненными пластинами, чешуйками, толщина которых изменяется от 0.5 до 0.6 мм, а длина от первых десятых долей мм до 2.5 мм, редко больше. Форма чешуек изогнутая и извилистая, концы часто расщеплены и состоят из двух-четырех субпараллельных чешуек. В массе метасоматической породы графит распределен весьма неравномерно, в виде вкрапленности или гнездообразных, жиловидных скоплений. Графит развивается по серициту, кварцу, альбиту, калишпату, ильмениту. Отражательная способность метасоматического графита заметно меньше, чем у «древнего» из гнейсов и гранито-гнейсов. Диагностика графита из центральной зоны была подтверждена ИК спектроскопией в ВИМСе. Кроме кристаллического графита, местами отмечается бесструктурное углеродистое вещество – мелкое, неправильной формы, не отражающее свет, образующее мелкие скопления.

Смешанно-слойный минерал и монтмориллонит образуют гнезда вытянутой формы, до 0.8см в длину, часто ориентированные в одном направлении.

Апатит образовался вслед за графитом, с нарастанием на последний. Встречается в виде отдельных зерен овальной формы с округлыми краями, размером до 0.7 мм. Для апатита характерны невысокие содержания TR (0.0n%).

К числу наиболее распространенных рудных минералов относятся сфалерит (до 15%), карнотит (2-10%), ковеллин (до 2%), пирит (до 2%). В меньшем количестве встречаются халькопирит (до 0.5%), деклуазит, герсдорфит, стивенсит, ильменит.

Пирит является наиболее ранним из рудных минералов, сформировался в две генерации. Он образует спорадическую вкрапленность как отдельных кристаллов, так и их сростков. Пирит первой генерации представляет собой метакристаллы квадратной или неправильной формы размером не более 0.15 мм. Пирит второй генерации более мелкий (сотые доли мм), образует кружевные каймы причудливой формы и игольчатые наросты на пирите-1. Краевые части пирита обрастают никельсодержащим минералом герсдорфитом (химический состав по данным микрозондового анализа приведён в табл. 9).

Таблица 9. Химический состав герсдорфита (NiAsS).

№№ образцов	As	Ni	S	Сумма
1	45.4	34.6	19.1	99.1
2	45.6	34.3	18.7	98.6
3	45.6	34.4	18.9	98.8

 

Сфалерит образовался вслед за графитом и пиритом, нарастает на них и содержит реликты последнего. Минерал представлен зернами неправильной формы с причудливыми, извилистыми очертаниями. Размеры их колеблются от десятых долей мм до 1.5 мм в поперечнике. Сфалерит образует неравномерную и на отдельных участках густую вкрапленность (в гнездах – до 40%). Часто содержит вкрапленность мелких зерен халькопирита размером в тысячные доли мм. В искусственном тяжелом шлихе сфалерит представлен зернами неправильной формы с сильным алмазным блеском, цветовая гамма которых меняется от желтовато-коричневого до темного красно-коричневого цвета. В зональных зернах сфалерита центральные части темно-желтые, краевые темно-серые. Монофракции различных оттенков характеризуются в целом одинаковым содержанием микроэлементов, но в темных разностях в высоких содержаниях отмечаются Cd (7%), Ge (3%) и Cu (10.7%). Сфалерит отмечен также в «скелетных» псевдоморфозах по зернам ильменита, где он в виде мелких обособлений неправильной формы заполняет пространство между рутилом и лейкоксеном.

Отдельные выделения сфалерита замещаются ковеллином, который образует в нем оторочки и нитевидные прожилки, а также плёнки на халькопирите. Кроме того, ковеллин встречается самостоятельно, образуя зерна неправильной формы или их скопления. Размеры его отдельных выделений не превышают первых десятых долей мм, скоплений-1.5 мм. Минерал непрозрачен, в отраженном свете имеет характерный синий цвет с сиреневой «побежалостью». Ковеллин характеризуется содержаниями Cu 40%, Zn 20%.

В мелких гальках ильменита этот минерал замещен агрегатом кварца, гетита и анатаза.

Халькопирит отмечается в виде редких зерен и их сростков неправильной формы размером до 0.3 мм в поперечнике в разнозернистых массах кварца.

Последующие минералы – деклуазит, карнотит, бассанит, гипс, цеолит, вторичные минералы урана образовались на заключительных стадиях процесса и при последующем гипергенезе.

Деклуазитовая и карнотитовая минерализация установлена в восточной части Сибирской платформы впервые. Деклуазит сохранился слабо, заместившись карнотитом. Последний является основным уран-ванадийсодержащим минералом в рудах. Карнотит развивается обильно в виде гнездообразных скоплений неправильной, иногда близкой к квадратной форме, кроме того, образует прожилковидные выделения и многочисленные нитевидные прожилки. Размеры отдельных обособлений карнотита колеблются от сотых до первых десятых долей мм, мощность прожилковидных выделений не превышает 0.3 мм. Карнотит имеет ярко-жёлтый и тёмно-жёлтый цвет в искусственном шлихе, в шлифах красновато-желтый цвет, относительно высокую интерференционную окраску (DN~ 0.17 - 0.20). Карнотит довольно часто присутствует в виде заполнения трещин в новообразованном графите или замещает гнёзда метаторбернита.

Цейнерит и метацейнерит встречаются в виде отдельных мелкокристаллических (0.2-0.3 мм) и прожилковидных выделений. Из его микрозондового анализа (табл. 10) видно, что основными элементами исследованных минералов являются U, As, Cu, количественные отношения которых близки к теоретическому составу цейнерита-метацейнерита. Поскольку цейнерит и метацейнерит – водные минералы, разность между суммой в 100% и всех компонентов в данном анализе относится на воду.

 

Таблица 10. Химический состав цейнерита-метацейнерита

№№ обр.	SiO2	Al2O3	AsO3	CuO	UO	Fe2O3	H2O++H2O-	Сумма
1	1.9	0.4	16.2	4.0	55.3	0.7	21.5	100.0
2	4.4	0.5	16.3	6.2	54.9	0.7	17.0	100.0
3	0.9	0.5	18.1	5.2	50.0	1.2	24.1	100.0
4	0.1	0.6	19.8	6.0	54.8	0.7	18.0	100.0

Примечание: 5 – теоретический состав цейнерита, 6 – метацейнерита

 

Для выявления других минералов-концентраторов урана использовалась ?-радиография (ИГЕМ, аналитик Нефедова Е.П.). Скопления треков повышенной плотности обнаружено над реликтовым цирконом, новообразованным апатитом, гидроокислами железа, графитом. Из отмеченных минералов наиболее плотное скопление треков соответствует апатиту, наименьшее – графиту, возможно, в связи с его в целом довольно низкой восстановительной ёмкостью.

Гипс и бассанит заполняют пустотки в микрозернистых друзовидных агрегатах кварца, иногда в срастании с вторичными минералами урана. Слагают агрегаты кристаллов удлиненной, призматической формы, имеющих параллельно-волокнистый облик, бесцветных в проходящем свете и с желто-серыми, желто-белыми цветами интерференции. Размеры отдельных кристалликов не превышают 0.2 мм в длину. Встречаются совместно с ломонтитом (DN~0.010-0.012).

Ильменит почти нацело замещен скоплениями псевдорутила и лейкоксена. Ярозит и гидроокислы железа выполняют микротрещинки в разнозернистых массах кварца.

Лимонит темно-бурый, чёрный, чёрный стекловатый блестящий образовался в гипергенную стадию. Последняя разность обогащена Ni, Cr, Zn (по 2%).

Последовательность образования минералов выглядит следующим образом: (кварц, серицит)® гидросерицит® (роскоэлит, углеродистое вещество)®(пирит, халькопирит) ®сфалерит® апатит® ковеллин ®(метаторбернит, бассетит) ® (гетит, лимонит, деклуазит) ® (гипс, карнотит, ломонтит).

Не исключено, что процессы доломитизации и березитизации связаны друг с другом (сопряженные процессы), о чём свидетельствуют исследования Щербаня И.П. (1975). Согласно этому автору, при березитизации в карбонатных породах отчетливой метасоматической зональности не отмечается (как и в мраморах рудопроявления Конкули). В этом случае, образуется внешняя зона доломитизации и внутренняя зона окварцевания и кальцитизации.

Второе рудопроявление Конкулинского рудного поля – Угдан – связано с настурановой минерализацией в гидрослюдистых березитах.

 

1.3. Петрохимический состав и геохимические особенности березитизированных пород

 

Топориканское рудное поле. Измененные породы Топориканского поля вмещают кондиционное оруденение с содержаниями урана в 0,0n-0,n%. Максимальное содержание молибдена может достигать 0,7%. Кроме него, в значительных концентрациях (десятки граммов на тонну), отмечается серебро. Оруденение имеет штокверковый характер на участках максимального проявления динамометаморфизма и метасоматоза в верхних частях разреза, жильный на более глубоких горизонтах. В пределах штокверков рудные тела имеют форму чечевиц, карманов, гнезд и прожилков.

Гнейсы. Рисунок 10 (1, 2) позволяет провести сравнение концентраций элементов в измененных гнейсах и метасоматитах по этим породам из центральной зоны метасоматической колонки. Для последних наличие рудных (более 0,03%) концентраций молибдена во всех изученных случаях – редкое, хотя и не исключительное явление. Все рудные ореолы в преобразованных гнейсах локализуются непосредственно вдоль линии несогласия; минералами-носителями молибдена являются молибденит и вульфенит, урана – его гипергенные минералы, редко настуран.

Промышленных рудных концентраций для других элементов не отмечается. Большинство из них испытывает вариации в содержаниях относительно измененных пород. При этом выносились Li, Mn (за счет разрушения биотита), Na (при замещении плагиоклаза, рисунок 11). Понижается содержание Sr. Повышаются содержания Rb и К (концентрируются в светлых слюдах). Из сидерофильных элементов накапливаются V, Ti, Cr, Ni, Co, содержащихся в минералах железа, титана и труднодиагностируемых сорбционных формах в тонкодисперсных слюдах. В серицит-гидросерицитовой смеси отмечаются заметные колебания в уровнях содержания элементов группы железа, которые в разных пробах могут отличаться на порядок. Можно отметить некоторое накопление Ni, Co в пиритах из гнейсов. Согласно данным количественной атомно-абсорбционной спектрофотометрии (исследования по 6 пробам монофракций пирита проводились в эколого- аналитической лаборатории ДВИМСа) содержание Со варьирует от 0,025% до 0,041%, содержание Ni от 0,080% до 0,055%. Это заметно более высокие концентрации этих элементов, чем для неизменных гнейсов (соответственно 0,0017% и 0,0031%), для серицит-гидросерицитовой смеси из березитизированных гнейсов (0,00n % для Со и 0,00n %, до 0,01% для Ni); для пиритов из ореолов колчеданных месторождений (0,00n % для обоих элементов (Прохоров, 1965). Рудные содержания никеля и кобальта, наряду с ураном, характерны для зарубежных месторождений «типа несогласия». На этих месторождениях Ni, Со находятся как в собственных минералах, так и концентрируются в сульфидах, и в пирите в частности (Lokardi,1985).

Рис. 10. Топориканское рудное поле. Диаграммы содержаний элементов в березитизированных породах (по Кириллову, 1993).

1 – неизмененные гнейсы тырканской свиты; 2 – то же, березитизированные, центральные зоны метасоматических колонок; 3 – песчаники топориканской свиты; 4 – то же, березитизированные, внутренние зоны метасоматических колонок; 5 – диабазы улкачанского комплекса; 6 – то же, березитизированные, центральные зоны метасоматических колонок; 7 – трахириолиты элгэтэйской свиты, слабо фельдшпатолитизированные; 8 – то же березитизированные, внешние зоны метасоматических колонок; 9 – то же, внутренние зоны метасоматических колонок.

В круглых скобках – коэффициенты вариации для наиболее концентрирующихся элементов.

 

Халькофильные элементы ведут себя дифференцированно – накапливаются в слабо измененных породах, деконцентрируются или локально концентрируются в интенсивно измененных. Заметно (почти в 3 раза) увеличивается содержание фосфора, который концентрируется в апатите, и кальция, который накапливается на участках уже внешней зоны. Аномальные содержания Мо, Ag характерны для внутренней зоны. Достаточно индифферентно ведут себя редкие литофильные элементы, среди них слабое повышение концентраций отмечается для циркония. В целом для накапливающихся или заметно деконцентрирующихся элементов характерно увеличение (иногда резкое) коэффициентов вариации, для других, не испытывающих дифференциации – уменьшение.

Рис. 11. Улканский прогиб. Диаграммы содержаний щелочей в березитизированных (1-4), аргиллизированных (5-7) породах (по Кириллову, 1993).

Для диаграмм: 1-4 – рудопроявление Топорикан: 1 – гнейсы, 2 – песчаники, 3 – трахириодациты, 4 – диабазы; 5 -7 месторождение Элгэтэ: 5 – трахириолиты, зоны с молибденовым оруденением; 6 – трахириолиты, зоны с ниобиевым оруденением, 7 – трахиты и их игнимбриты, зоны ниобиевого оруденения. Для условных обозначений: 1 – неизмененные породы; 2-5 зоны колонок: 2 – внешние, 3 – промежуточные, 4 – внутренние, 5 – центральные, 6 – изолинии содержаний K₂O и Na₂O в молекулярных количествах.

 

Данные факторного анализа методом главных компонентов (рис. 12) по пробам из измененных пород указывают на корреляционную связь Мо с Ag (коэффициент корреляции 0,94), а также Мо с Sn, Pb, Zn, P, Ti, U (коэффициенты корреляции выше 0,515). Эти элементы накапливаются в сульфидах, апатите, минералах железа, титана и в других рудных минералах, содержание которых не превышает 5% от объёма породы.

Песчаники. В песчаниках в высоких концентрациях отмечаются молибден (концентрируется в вульфените), уран (во вторичных урановых минералах), серебро (в вульфените, пирите).

Рисунок 14 дает возможность сравнить поведение ряда наиболее дифференцирующих элементов в различных зонах колонки по типовому разрезу. Отметим, что склонность к уменьшению концентраций от внешних зон к центральным испытывают Ca, Li, Na, Ba (преимущественно за счёт разрушения полевых шпатов). Элементы группы железа в силу их повышенной склонности к адсорбции накапливаются в зонах колонки, обогащенных тонкодисперсными слюдами и выносятся из внутренней зоны, характеризующейся интенсивным окварцеванием. Халькофильные элементы образуют повышенные концентрации в зонах окварцевания. Эти элементы выносились из центральной зоны сплошной гидрослюдизации в процессе разрушения сульфидов.

Результаты факторного анализа по рудным пробам из песчаников свидетельствуют о следующей ассоциации элементов, объединенных повышенными корреляционными связями: As-U-Pb-P-V-Ti-Fe-Mn-Co-Zn-Ni (рис. 12). Эти элементы содержатся в агрегате, состоящем из серицит-гидрослюдистой смеси, сульфидах и окислах, гидроокислах железа, минералах титана.

Диабазы. Изучение баланса движения вещества при метасоматозе диабазов (табл. 11, рис. 15а) свидетельствует о том, что при гидрослюдистой березитизации выносятся SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, а также Na₂O. Повышение количества К₂О на 239,6% следует связывать с появлением масс серицита и гидрослюды. Примечателен вынос части СаО, который перераспределяется из плагиоклазов в карбонаты. Заметно (на 71,4%) возрастает содержание MnO, на 124,6% - SO₃. Для разностей метасоматитов, в которых проявилась заметная лимонитизация, характерны те же самые тенденции в поведении окислов. Заметно более резкое накопление Fe₂O₃ (на 511%) и MnO (на 542,9%), содержащихся в гидроокислах железа и марганца. При разрушении пирита выносится SO₃ (на 81%).

Рис. 10 демонстрирует изменение содержаний элементов в центральной зоне относительно не измененных диабазов. Из микроэлементов в тыловых зонах колонки возрастают содержания Pb (накапливается в светлых слюдах), а также Co, Sn, V. Редкие элементы – Zn, Y, Yb, La, Nb – значительно увеличивают свои концентрации в промежуточных и внутренних частях колонки, а в центральных их содержание уменьшается. Халькофильные элементы, за исключением цинка, увеличивают свои концентрации в тыловых зонах колонки. Как и для других измененных пород, цинк образует периферические зоны халькофильных элементов. В рудных концентрациях встречаются Mo, Ag (в вульфените, и ими обогащены вторичные минералы урана). Из деконцентрирующихся элементов отмечаются литий и железо. Никель, фосфор тоже убывают, но в отдельных частных разрезах их содержания могут увеличиваться.

Рис. 14. Закономерности распределения элементов по зонам метасоматической колонки гидрослюдистых березитов в песчаниках (а) и закономерности локализации оруденения в гидрослюдистых березитах для разных типов пород (б).

Для а: 0- неизмененные породы, 1 – внешняя, 2 – внутренняя, 3 – центральная.

Для б: 1 – трахириолиты, 2 – диабазы, 3 – песчаники, 4 – трещиноватость, 5 – катаклаз и брекчирование, 6 – гидрослюдизация, 7 – каолинизация, 8 – окварцевание.

 

Таблица 11. Баланс движения веществ в зоне замещения эффузивных диабазов (1) лимонит-гидрослюдистым метасоматитом (II) и кварц-карбонат гидрослюдистым метасоматитом (III)

Компо- ненты	Вес, %				Содержание окислов в 1000 см3 (г)		Привнос-вынос на 1000 см3
	Результаты анализов		Приведенные к 100%
	I	II	I	II	I	II	абсолют ные разности	в % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO2	49.50	45.55	49.70	45.77	1381.7	1249.5	-132.2	-9.6
TiO2	2.35	2.13	2.37	2.14	65.9	58.4	-7.5	-11.4
Al2O3	13.90	12.60	13.95	12.67	387.8	315.9	-41.9	-11.8
Fe2O3	4.97	30.90	4.99	31.04	138.7	847.4	+708.7	511.0
FeO	9.25	0.10	9.29	0.10	258.3	2.7	-255.6	-99.0
MnO	0.10	0.66	0.10	0.66	2.8	18.0	+15.2	+542.9
MgO	2.77	0.10	2.78	0.10	77.3	2.7	-74.6	-96.5
CaO	6.58	0.35	6.61	0.35	183.8	9.6	-174.2	-94.8
Na2O	1.70	0.07	1.70	0.07	47.3	1.9	-45.4	-96.0
K2O	1.10	1.85	1.10	1.86	30.6	50.8	+20.2	+66.0
SO3	0.51	0.10	0.51	0.10	14.2	2.7	-11.5	-81.0
P2O5	0.40	0.58	0.40	0.58	11.1	15.8	+4.7	+42.3
CO2	4.47	0.26	4.49	0.26	124.8	7.1	-117.7	-94.3
H2O+	1.71	3.98	1.72	4.0	47.8	109.2	+61.4	+128.5
H2O-	0.20	0.30	0.29	0.30	8.1	8.2	+0.1	+1.2
+Z							+810.3	+29.1
-Z							+860.6	-30.9
Z	99.60	99.53	100.00	100.00	2780.2	2729.9	-50.3	-1.8
?	2.81	2.81
Du	2.78(do)	2.73(dk)
П	0.90%	17.58%

 

Продолжение таблицы 11

 

Рис. 15а – изменение содержания вещества при образовании лимонит-гидрослюдистого метасоматита (II) и кварц-карбонат-гидрослюдистого метасоматита (III) за счет эффузивного диабаза (I); 15б – изменение содержания вещества при образовании гидрослюдистых березитов (V) за счет трахириолитов (IV).

 

Результаты факторного анализа (рис. 12) свидетельствуют о наличии корреляционных связей между Ca, U, Pb, Mo, Ag, Co, Cr, V, Ti. Эта ассоциация элементов объясняется совместным нахождением вульфенита, сульфидов, гидроокислов железа в серицит-гидрослюдисто-карбонатной массе.

Трахириолиты. Таблица 12, рис.15б дает представление о балансе движения вещества в зонах гидрослюдистой березитизациии по трахириолитам. Возрастают содержания SiO₂, TiO₂, Al₂O₃; понижаются CaO, Na₂O (почти вдвое), и K₂O (на 70,5%). Последний факт можно объяснить массовым разрушением калишпатов вкрапленников и основной массы.

 

Табл. 12. Баланс движения веществ в зоне замещения трахириолитов (4) гидрослюдистым березитом (5).

Компоненты	Вес. %				Содержание окислов в 1000 см3		Привнос-вынос на 1000см3
	Результаты анализов		Приведенные к 100%
	4	5	4	5	4	5	Абсол. Разности	В % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO2	74.22	76.01	14.51	76.27	1751.0	1792.3	+41.3	+2.4
TiO2	0.47	0.55	0.47	0.55	11.0	12.9	+1.9	+17.3
Al2O3	13.90	14.50	13.95	14.55	327.8	341.9	+14.1	+4.3
Fe2O3	1.11	1.51	1.12	1.52	26.3	35.7	+9.4	+35.7
FeO	0.17	0.11	0.17	0.11	4.0	2.6	-1.4-	-35.0
MnO	0.01	0.01	0.01	0.01	0.2	0.2	0	0
MgO	0.10	0.10	0.10	0.10	2.4	2.4	0	0
CaO	0.49	0.42	0.49	0.42	11.5	9.9	-1.6	-13.9
Na2O	2.00	0.06	2.02	0.06	47.5	1.4	-46.1	-97.1
K2O	6.25	4.40	6.27	4.42	147.3	103.9	-43.4	-70.5
SO3	0.10	0.10	0.10	0.10	2.4	2.4	0	0
P2O5	0.04	0.03	0.04	0.03	0.9	0.7	-0.2	-22.3
CO2	0.24	0.22	0.24	0.22	5.6	5.2	-0.4	-7.1
H20+	0.30	1.42	0.30	1.42	7.1	33.4	+26.3	+370.4
H2O-	0.21	0.22	0.21	0.22	4.9	5.2	+0.3	+6.1
+S							+93.3	+4.0
-S							-93.1	-4.0
S	99.61	99.66	100.00	100.00	2349.9	2350.1	+0.2	0
d	2.48	2.52
du	2.35 (do)	2.35 (dk)
N	5.07%	6.58%

 

Поведение рубидия, стронция при березитизации вулканитов кислого состава иллюстрируются рисунком 16. Примечательно, что при уменьшении содержаний калия при березитизации вулканитов в целом Rb и Sr ведут себя индифферентно, со слабо выраженной тенденцией уменьшения Sr и увеличения Rb.

В разных зонах метасоматической колонки по кислым эффузивам элементы ведут себя дифференцированно, но можно отметить и некоторые общие тенденции процесса (рис. 10). Слабо, но закономерно от внешних к внутренним зонам увеличиваются содержания элементов группы железа (Co, Cr, V, Fe, Ti, Mn). Некоторые из них (Cr, Mn) могут выноситься из гидрослюдизитов центральной зоны. Место халькофильных элементов – внутренние части метасоматической колонки, в центральной зоне их содержания уменьшаются. Из них цинк занимает наиболее периферическое положение.

 

Рис.16. Диаграмма Rb/Sr для измененных вулканитов кислого состава (по Кириллову, 2002).

1 – поле неизменённых трахириолитов и трахириодацитов, 2 – они же, фенитизированные, 3 – они же, альбитизированные, 4 – они же, березитизированные.

В рудных концентрациях отмечаются молибден и серебро, присутствующие в вульфените. Увеличение содержаний Ca, Ba, Sr связано с карбонатной и баритовой, а фосфора – с апатитовой минерализацией. Примечательной особенностью метасоматитов является повышение концентраций Y, Nb и особенно Zr (концентрируются в новообразованном цирконе). Местами вплоть до аномальных повышаются содержания Au и W. По сравнению с фельдшпатолитизированными трахиориолитами во всех зонах колонки незначительно повышаются содержания Rb и выносится калий, что, по мнению Е.В. Плющева (1985), характерно для пород с повышенной щелочностью, подвергшихся процессам гидрослюдизации. Натрий выносится из промежуточной зоны колонки и остается на уровне фоновых значений во внутренней, а из центральной интенсивно выносится. Ряд элементов – Li, Be, Ca – ведут себя индифферентно.

Анализ корреляционных связей элементов в рудных пробах говорит о двух ассоциациях элементов, связывающихся через V: U–Cu-Ag-Mo-As-P-Ti-Pb; So-Co-Ni-Fe-Zn-Mn (рис. 12).

Первая группа элементов отличается высокими концентрационными способностями и накапливается в собственных минералах и сульфидах; их минералы-носители образуют тесные пространственные ассоциации. Элементы другой группы не образуют высоких концентраций и рассеяны по разнообразным минералам – тонкодисперсным слюдам, сульфидам, гематиту, лимониту.

Наряду с одинаковыми минералогическими особенностями, устанавливаются общие для всех измененных пород закономерности поведения элементов.

Натрий от зоны к зоне последовательно выносится, содержания калия возрастают во всех породах, кроме эффузивов кислого состава (рис. 11). Концентрации основных руд и халькофильных элементов увеличиваются вплоть до внутренних частей колонок, в центральных их содержания могут уменьшаться. Концентрации элементов группы железа незначительно, но постоянно увеличиваются вплоть до центральных частей колонки. Содержания редких элементов или остаются на одном уровне, или слабо увеличиваются.

Литологические особенности пород оказывают усложняющее влияние на размещение в них оруденения и горизонтальную геохимическую зональность, что можно увидеть на примере разрезов, вскрывающих контакты различных типов пород. Из рисунка 14б видно, что в одном случае оруденение локализуется в дайке и в ее контактах, в другом – «избегает» размещения в дайке и приурочено к ее тектонически нарушенным контактам.

Распределение геохимических элементов в вертикальном разрезе подчиняется определенным закономерностям, которые иллюстрируются рисунком 17. На нем представлен обобщенный разрез участка с графиками кларков концентраций элементов. Каждое конкретное вынесенное на график значение представляет осреднение по 5 пробам, что понижает возможность выбора случайных величин.

В толще биотит-графитовых гнейсов вертикальное зональное распределение элементов проявляется отчётливо. Отмечается определенная связь между накоплением (или уменьшением) содержаний отдельных элементов и степенью изменений. Для ряда халькофильных элементов (Cu, Zn, Pb, Ag) очевидны их повышенные концентрации относительно кларка в слабоизмененных породах и интенсивный вынос из полнопроявленных метасоматитов вблизи поверхности несогласия, что можно связать с разрушением сульфидов в этой зоне. Исключение представляет As, накапливающийся в гидрослюдизитах. Хром и Ni имеют тенденцию к повышению содержаний в центральной зоне колонки. Концентрации Sr и Na уменьшаются по мере нарастания степени изменений, калия – возрастают в гидрослюдизитах, а кальция и фосфора – значительно дифференцируются. Содержания молибдена резко (в 50 раз) возрастают только непосредственно вблизи зоны несогласия.

Для стратифицированной толщи основной закономерностью в распределении большей части рудных элементов является повышение их содержаний на границах слоистых толщ. Такая приуроченность рудных концентраций к стратифицированным границам пород в вулканогенных депрессиях не является необычной [1, 10, 16] и объясняется:

1. Резкой сменой прочностных, коллекторских и фильтрационных характеристик комплексов. Вертикальный петрофизический разрез (рис. 17г) наглядно демонстрирует особенности трансформаций физических качеств пород. Наиболее плотными являются относительно слабо измененные диабазы и в разной степени преобразованные гнейсы. Для последних плотность резко уменьшается вблизи несогласия, что связано с сильной нарушенностью пород в этой области. Для этой же зоны характерно значительное увеличение коэффициента пористости (до 15%). На границах литологических толщ пористость пород тоже увеличивается с уменьшением электрического сопротивления. Самой высокоомной средой являются окварцованные песчаники, низкоомной – интенсивно серитизированные, гидрослюдизированные гнейсы, диабазы, эффузивы кислого состава.

2. Благоприятными условиями осаждения (сорбции) рудных элементов (U, Mo, Ag и части сидерофильных) слюдистыми и лимонитовыми массами, образовавшимися в зонах контактов.

Другая заметная особенность локализации оруденения по разрезу – его приуроченность к толще песчаников и только в меньшей мере к нарушенным вулканогенным породам. Это объясняется тем, что на момент рудообразования песчаники представляли собой более проницаемую среду, чем вышележащие плотные и вязкие вулканиты. В осадочных образованиях рудоносные флюиды мигрировали как по латерали, так и по горизонтали, а в вулканитах концентрировались вдоль полого- и крутопадающих нарушений.

По геологическим данным, оруденение развивалось на глубине от первых сотен метров до 1 км. Отдельные блоки срезаны до нижних частей рудных тел, в пределах других можно ожидать полной сохранности оруденения.

Топорикано-Бириндинское рудное поле. В пределах протяженой Широтной зоны отмечаются вариации в геохимической специализации метасоматитов. Для западного фланга и гипсометрически наиболее приподнятых участков центральной части рудного поля характерно преобладание Ag над Au (Ag/Au=10:1), для восточного – 3: 1, что, возможно, связано с разным уровнем эрозионного среза. Для восточного фланга характерны наиболее высокие содержания Mo, Cu, Pb, иногда U. Вертикальный размах оруденения оценивается в 500-700м.

Максимальные содержания Au в березитах составляют 5.6 г/т, березитов с адуляром – 6.9 г/т, кварцевых жилах первой стадии – 10 г/т, второй 30 г/т. Таким образом, содержание золота с каждым последующим этапом метасоматоза увеличивается. Соответственно, увеличивается и содержание серебра (10, 30 и 200 г/т) и Mo (от 100 до 400 г/т). Максимальное содержание Cu достигает 180 г/т. В пострудных кварцевых жилах с флюоритом и баритом содержания золота подают до 0.n г/т. Согласно данным корреляционного анализа (рис. 13), золото не ассоциируется с другими рудными элементами. Коррелирующуюся ассоциацию образуют Ag, Mo и Pb.

Конкулинское рудное поле. При преобразовании мраморов, гнейсов и терригенных пород активно перераспределяются почти все петрохимические компоненты.

При доломитизации мраморов, предшествующей березитизации, содержания MgO увеличивается с 0.65% до 11-14.46%, CaO уменьшается с 52.2% до 16.17%. При этом в перемытых корах выветривания при карбонатизации содержания MgO увеличиваются с 0.07% до 2.11%, CaO c 0.28 до 5.11%, что может свидетельствовать о миграции кальция при доломитизации мраморов и привносе Mg.

Основной тенденцией для всех пород при гидрослюдистой березитизации является увеличение содержаний K₂O, Al₂O₃ и SiO₂. Особенно это заметно на примере мраморов – среды, мало благоприятной для березитового процесса.

Рис. 17. Рудопроявление Топорикан. Вертикальные геохимические разрезы (а, б, в) и петрофизический разрез (г) через кристаллический фундамент и вулканогенно-осадочную толщу (по Кириллову, 1993).

1 – трахириолиты; 2 – диабазы; 3 – песчаники; 4 – гнейсы; 5-7 зоны метасоматической колонки гидрослюдистых березитов по гнейсам: 5 – центральная, 6 – внутренняя, 7 – промежуточная.

 

В интенсивно замещенных гидрослюдами оруденелых доломитизированных мраморах содержание K₂O значительно варьирует в зависимости от степени преобразования породы (1.20-6.50%, в среднем 4.32% по 12 пробам, при K₂O=0.07% в неизмененных мраморах). Содержания Na₂O стабильно низкие (0.08-0.21%, среднее по 12 пробам – 0.13% на фоне 0.07% в неизмененных мраморах). Содержания SiO₂ увеличивается (с 4.61% до 10.65% в умеренно измененных породах и до 27% в интенсивно преобразованных). Содержания Al₂O₃ увеличивается с 0.05% до 8.3%. В 8-160 раз увеличиваются концентрации P₂O₅, Fe₂O₃, TiO₂. В центральной зоне рост K₂O, Al₂O₃ и SiO₂ сопровождался уменьшением содержаний MgO (в 5-7 раз), CaO (в полтора-два раза), а также MnO, FeO. Примечательно, что углерод в процессе преобразований выносится из мраморов, уменьшаясь на несколько процентов при доломитизации и примерно в полтора раза при березитизации. При этом он переходил в форму графита (описание выше), перераспределялся как при доломитизации (укрупняется в гнезда), так и при березитизации. Содержание TiO₂ увеличивается с 0.14 до 1.46%. Ряд окислов (CaO, MgO, Na₂O, P₂O₅, SO₃) вели себя достаточно стабильно.

Для гнейсов тренд отношений Na₂O к K₂O имеет гиперболическую форму и отчетливую тенденцию к увеличению K₂O при низких (менее 1%) содержаниях натрия уже с внешней зоны колонки (рис. 18 А). В терригенных породах от внешней зоны к центральной тоже отмечается устойчивое повышение содержаний калия при устойчиво низком (менее 1%) натрии (рис.18 Б). Высокие содержания K₂O (10-12% в гнейсах, 12-14% в осадочных породах) связаны с полнопроявленной гидрослюдизацией и с сопровождающей её адуляризацией.

Перемытые коры выветривания, наряду с высоким K₂O (11.50-12%), характеризуются наибольшими концентрациями Al₂O₃ (до 17.6%) и SiO₂ (до 87.48%), что связано с их более кислым составом. При березитовых изменениях, содержания SiO₂ уменьшаются до 60-61%, а Al₂O_3, K₂Oувеличиваются, соответственно, до 18.3-19.70%, и 14.30-14.60%, вероятно, за счёт развития гидрослюд.

Для микроэлементов, в рудных зонах отмечается резкое увеличение содержаний U (0.78%), Zn (5кг/т), заметное - Au (до 0.2-0.4 г/т), Cu (до 700 г/т), Pb (до 4.18 кг/т), Ag (2 г/т) Ni (до 400 г/т), Co (150 г/т), Sn (5 кг/т), хрома (до 500 г/т). Титан увеличивает свои содержания с 300-700 г/т до 14.6 кг/т во внутренних и центральных зонах колонки. Ряд элементов (Y, Nb, Zr, Li) ведёт себя индифферентно. Содержания As невелико и увеличиваются с 30 г/т в краевых частях зоны до 270 г/т в центральной, где хорошо коррелируется с ураном.

Наиболее яркая особенность руд – высокие концентрации ванадия (до 4.63% пентоксида ванадия), в среднем 2.44% на интервал 9.4м. В природе такие концентрации ванадия встречается не часто (Борисенко, 1983). Ванадий концентрируется в деклуазите, карнотите, роскоэлите, как на месторождениях гидротермально-гидрогенного «роллового» типа в штате Колорадо, США, но руды Конкули относятся к другому, редкому генетическому типу. Имея в виду, что он проявился в интенсивно метасоматически карбонатизированных породах с углеродистым веществом, его можно сравнить с оруденением в известняках, обогащенных ванадием и органическим веществом, где карнотит ассоциирует с тюямунитом, пиритом, гипсом и др. (Кулиш Е.А., Михайлов, 2006).

С другой стороны, подобное богатое ванадиевое, с ураном, оруденение с роскоэлитовой минерализацией характерно для позднепротерозойских месторождений Онежского района Балтийского щита, которое относят к «несогласному» типу (Научный отчёт ВСЕГЕИ, 1999). Повышенные содержания V (сотые доли %) зафиксированы на месторождении МТН Сигар Лейк, Канада (образцы Кириллова В.Е., 1995).

Примечательно, что ореолы повышенного содержания ванадия устойчиво фиксируются в западном борту Учурского прогиба. Оруденение рудопроявления Конкули приурочено к одному из них.

Рис. 18. Диаграммы содержания щелочей в березитизированных (А, Б, Конкулинское рудное поле), аргиллизированных (В, Адаргайское рудное поле) породах Учурского прогиба и его основания

Для диаграмм: А – метаморфические породы (гнейсы); Б – песчаники и гравелиты позднего протерозоя; В – песчаники, карбонатсодержащие песчаники и алевролиты позднего протерозоя.

Для условных обозначений: 1 – не измененные породы; 2-5 – зоны колонки: 2 – внешняя, 3 – промежуточная, 4 – внутренняя, 5 – центральная; 6 – коры выветривания по гранитизированным гнейсам; 7 – изолинии содержаний K₂O и Na₂O в молекулярных количествах, 8 – тренд изменений содержаний щелочей от внешних к центральной зоне колонки.

 

На рис. 19 показаны закономерности распределения элементов (V, U) по разрезу поперёк рудной зоны. Из рисунка видно, что концентрации этих двух элементов хорошо коррелируются между собой и устойчиво увеличиваются к центральной части зоны. Максимальные содержания приурочены к интенсивно брекчированным, окварцованным породам с сульфидной минерализацией.

На рис. 20 показано поведение Cu, Pb, Zn и Ti в рудных зонах, которые в целом повторяют графики U и V.

Согласно корреляционному анализу (рис. 22), выделяются следующие группы ассоциирующихся элементов: Ni-Co; As-Pb-Cu-Mo; Zn-Ag-Be-V-Au-P-U. Перечисленные группы связаны между собой, видимо, единым рудным процессом, который начался, предположительно, с сульфидной стадии и закончился уран-ванадиевой.

Рис. 19. Рудопроявление Конкули, центральная часть рудной зоны (расчистка).

1– доломитизированные мраморы; 2 – то же, окварцованные и серецитизированные, с мелкими гнёздами графита, 3 – то же, интенсивно окварцованные и серицитизированные, 4 – зона интенсивно брекчированных, окварцованных пород с рудной минерализацией, 5 – шкалы содержаний элементов в процентах, 6 – графики содержаний урана, 7 – то же, ванадия, 8 – то же, цинка.

Рис. 20. Рудопроявление Конкули. Геохимический разрез (Cu, Pb, Zn, Ti) через центральную часть рудной зоны. Литологические обозначения – те же, что и для рис. 19.

 

Продолжение следует

 

ЛИТЕРАТУРА к разделу (Глава 1)

 

1. Афанасьев Г.В., Бузовкин С.В., Голубев В.В. и др. Металлогения урана континентальных блоков земной коры. М.: Недра, 1980. 256 с.
2. Банникова Л.А., Галимов Э.М. Органическое вещество в гидротермальном процессе / Геохронология и проблемы рудообразования. М.: Наука, 1977. С. 158-170.
3. Борисенко Л.Ф. Руды ванадия. М.: Наука, 1983. 149с.
4. Власов В.С., Волкова С.А., Вяхирев Н.П. и др. Рентгенография основных типов породообразующих минералов (слоистые и каркасные силикаты). Л: Недра, 1983. 259с.
5. Дуброва И.В. Урансодержащие твердые битумы в эффузивах // Геология рудных месторождений. 1961. № 6. С. 107-111.
6. Горошко М.В., Кириллов В.Е., Осипов А.Л, Соломатин Г.Б. Предпосылки выявления новых видов полезных ископаемых в юго-восточной части Алданского щита // Тихоокеанская геология. 1995. № 2. С. 111-118.
7. Гурьянов В.А., Карсаков Л.П., Горошко М.В., Осипов А.Л. Золотоносность докембрийских комплексов Учуро-Уянского района (юго-восток Сибирской платформы // Тихоокеанская геология. 1998. №5. С. 98-105.
8. Гурьянов В.А. Золотое оруденение Улканского вулканогенного прогиба / Геология и полезные ископаемые Приамурья. Хабаровск, 1999. С.139-146.
9. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. М.: Наука, 1989. 344 с.
10. Казанский В.И., Лаверов Н.П., Тугаринов А.И. Эволюция уранового рудообразования. М.: Атомиздат, 1978. 208с.
11. Кириллов В.Е. Околорудные изменения в вулканитах Улканского прогиба. Автореферат дис. на соискание уч. степ. канд. геол.-минералогич. наук. Хабаровск, 1993, 24с.
12. Кириллов В.Е. Рубидий и стронций в породах юго-востока Сибирской платформы / Вопросы геологии, металлогении, поисков и оценки месторождений Дальнего Востока. Хабаровск. Издательство ДВИМСа, 2002. С. 95-104.
13. Кольцов А.Б. Особенности флюидного режима гидротермальных систем в углеродсодержащих толщах // Геохимия. 1990. № 3. С. 336-345.
14. Константинов Р.М., Жариков В.Н., Омельяненко Б.И. и др. Изучение закономерностей размещения минерализации при металлогенических исследованиях рудных районов. М.: Недра, 1965. 303с.
15. Кулиш ЕА., Михайлов В.А. Геохимия, минералогия, генезис и классификация месторождений урана. Киев, 2006. 213с.
16. Модников И.С., Чесноков Л.В., Лебедев-Зиновьев А.А. и др. Закономерности размещения уран-молибденового оруденения в вулкано-тектонических сооружениях областей континентального вулканизма // ДАН СССР. 1978. №2. Т. 241. С. 112-127.
17. Омельяненко Б.И., Мосигутов Б.А. Березитизация пород вблизи урановых рудных тел // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1969. № 10. С. 95-108.
18. Омельяненко Б.И. Околорудные гидротермальные изменения пород. М.: Недра. 1978. 215 с.
19. Прохоров В.Г. Элементы-примеси в пиритах и возможности использования пиритов при поисках рудных месторождений // Геология и геофизика. 1965. №9. С. 67-74.
20. Плющев Е.В., Шатов В.В. Геохимия и рудоносность гидротермально-метасоматических образований. М.: Недра, 1985. 247с.
21. Рыбалов Б.Л., Б.И. Омельяненко Б.И. Источники рудного вещества эндогенных урановых месторождений. М.: Наука, 1989. 275 с.
22. Рундквист Д.В., Павлова И.Г. Значение зональности гидротермально измененных пород для выделения метасоматических формаций / Метасоматоз и рудообразование. М.: Недра, 1975. С.81-91.
23. Русинов В.Л. Геологические и физико-химические закономерности пропилитизации. М.: Наука, 1972. 204с.
24. Шаповалов О.Б., Зарайский Г.П. Экспериментальное исследование диффузионной метасоматической зональности при кислотном выщелачивании гранитов / Метасоматоз и рудообразование. М.: Наука, 1974. С. 314-329.
25. Щербань И.П. Условия образования низкотемпературных околорудных метасоматитов. Новосибирск: Наука.1975.152 с.
26. Яхонтова Л.К., Грудев А.П. Минералогия окисленных руд. Справочное пособие. М.:Наука.1987.197с.
27. Evans A.M. An Introduction to ore Geology. Oxford: Blacwell Scientific Publications. 1980. 231p.
28. Lokardi. E. Uranium in acidic volcanic environment / Uranium deposit in acidic volcanic rocks. Vienna: 1985. P. 17-28.