Содержание к диссертации
Введение
2. Тектоническая позиция, глубинная морфология и внутрен нее строение калгутинского гранитного массива 17
2.1, Тектоническая позиция Калгутинского массива 17
2.2, Глубинная морфология Калгутинского массива по геолого-геофизическим данным 23
2.2.1, Морфология массива на современном эрозионном срезе и трещинная тектоника 23
2.2.2. Петрофизические свойства и глубинная морфология массива .27
2.3, Внутреннее строение и последовательность формирования интрузивных порол 41
2.3.1. Калгутинский гранит-лейкогранитный комплекс (у-ІуТз-Ji kl) 42
2.3.2. Восточно-калгутинский комплекс кислых даек и малых интрузий (y7rJivk).,..45
3. Минералого-нетрографическая и петрогеохимическая характеристика калгутинского гранит-лейкограиитного комплекса 57
3.1. Петрография , 57
3.2. Типоморфные особенности слюд и акцессорная специализация 61
3.3. Петро химия 72
3.4. Геохимия 77
4. Минер алого-петрографическая и петрогеохимическая характеристика восточно-калгутинского комплекса даек и малых интрузий с участием ультраредкометалльных онгонитов и эльванов . 87
4.1. Петрография S7
4.2. Типоморфные особенности слюд и полевых шпатов, акцессорная специализация ...96
4.3. Петрохимия 105
4.4, Геохимия 114
5. Главные этапы редкометалльно-молибден-вольфрамового рудообразования и их связь с магматизмом в калгутинском руд ном поле 124
5.1. Краткая геологическая характеристика месторождений и рудопроявлений Калгутинского рудного поля 124
5.2 Минеральный состав руд Калтугаиского месторождения 134
5.3- Главные этапы рудообразовання и их связь с магматизмом 146
6, Петрогенезис 163
6.1. Классификационная принадлежность гранит-лейкогранитов (v-lyTa-Jjkl), онгонитов и эльванов (yrtJivk) Калгутинского массива 165
6.2. Возраст, масштабы и специфика проявления гранитов, онгонитов и эльванов в южной части Горного Алтая 176
6.3. Геодинамическая модель формирования редкометалльных гранитов Южного Алтая и механизм становления КалгутннскоЙ интрузии» 187
6.4. Состави источники родоначальної! магмы 189
6.5. Внутрикамерная дифференциация гранитов и ее отражение в поведении петрогенньгх и редких элементов 192
6.6. Роль плюмового источника 197
6.7. Происхождение гранит-порфиров онгонитового ряда и «калгутитов» 198
6.8. Происхождение гранит-порфиров альваиового ряда и ультраредкометалльиых эльванов 201
6.9. Связь гранито ид ного магматизма и оруденения 202
Заключение 203
- Глубинная морфология Калгутинского массива по геолого-геофизическим данным
- Типоморфные особенности слюд и акцессорная специализация
- Типоморфные особенности слюд и полевых шпатов, акцессорная специализация
- Минеральный состав руд Калтугаиского месторождения
Введение к работе
Актуальность исследований. Проблема происхождения редкометалльных плюмазитовых гранитных магм является одной из наиболее сложных в петрологии магматических пород. История их изучения может быть разделена на три этапа. До 70-х годов повышенная редкометалльность гранитов и их тесная сопряженность с редкоме-талльным оруденением объяснялись либо метамагматической (флюидно-магматической) дифференциацией, либо переработкой исходных пород постмагматическими флюидами (Беус и др., 1962; Беус, 1968). В том и другом вариантах редкоме-талльные граниты рассматривались как продукт преобразования гранитных магм (пород), что нашло отражение в петрографической номенклатуре (апограниты). Кардинальный пересмотр взглядов на происхождение гранитных магм повышенной и высокой редкометалльности произошел после работ В.И.Коваленко с соавторами, всесторонне обосновавших магматическое происхождение редкометалльных гранитов и выделивших онгоннты как особый класс субвулканических магматических пород - диф-ференциатов «стандартной» гранитной магмы по альбитовому тренду (Коваленко, Кузьмин, Летников, 1970; Коваленко, Кузьмин, Антипин, Петров, 1971; Коваленко, 1972,1976; В.И. Коваленко, Н,И, Коваленко, 1976), Начиная с середины 80-х годов, после появления новых аналитических методов (изотопная систематика Sr, Nd, РЬ в породах и рудах, Аг-Аг изотопное датирование по минералам с различным температурным порогом сохранности радиогенной системы, термобарогеохимия и анализ расплавных включений на микрозонде) стало накапливаться все больше петрологических и изотопно-геохимических данных, свидетельствующих о существенном влиянии мантийного источника на специфику состава остаточных ультраредкометалльных кислых расплавов - дифференциатов родоначальних гранитных магм. Всестороннее изучение этой проблемы является актуальным как для решения фундаментальных задач петрологии, так и для конкретных прикладных задач, связанных с поиском и разведкой редкоме-тапльного сырья.
Объектом исследования является КалгутинскиЙ редкометалльно-гранитный массив, в пределах которого расположен дайковый пояс онгонитов и эльванов, а также редкометалльно-молибден-вольфрамовое месторождение. Эта рудно-магматическая система (РМС), как показали проведенные исследования, имеет ясно выраженные признаки взаимодействия коровых и мантийных расплавов, протекавшего на фоне кристаллизационной дифференциации редкометалльно-гранитной магмы. Отметим, в ча-
стностн, что на примере Калгутинской РМС доказано, что ультраредкометалльные дифференциаты пересыщенной глиноземом гранитной магмы аномально обогащены не только «стандартным» набором редких и рудных элементов (Li, Rb, Cs, F, Та, Nb, Sn,W), но и такими элементами как фосфор, стронций и барий, обычно характерными для мантийных магм повышенной щелочности.
Цель и задачи исследования- Целью данной работы является анализ тектонической позиции, глубинной морфологии, внутреннего строения» вещественного состава и режима кристаллизации рудоносных редкометалльных гранитов, онгонитов и эльва-нов Калгутинского массива, анализ их взаимосвязи с редкометалльным молибден-вольфрамовым оруденежіем и построение на этой основе петрогенетической модели, В ходе выполнения исследований автором решались следующие задачи.
Изучение внутреннего строения и глубинной морфологии Калгутинского массива на основе обобщения и интепретации геолого-геофизических, структурных и петрографических данных.
Минералого-петрографическая и петрогеохимкческая хараоеристика редкометалльных гранитов, онгонитов и эльванов Калгутинского массива.
Выявление и анализ основных тенденций в поведении петрогенных, редких и редкоземельных элементов в ходе эволюции Калгутинского редкометалльно-гранитного массива и одноименного постгранитного дайкового пояса, в составе которого участвуют онгониты и эльваны.
Изучение режима кристаллизации гранитов, онгонитов и эльванов, а также их изотопно-геохимической специфики,
Анализ взаимосвязи редкометалльных гранитов, онгонитов и эльванов с промышленными кварцево-рудными жилами в разведочных горных выработках Калгутинского месторождения,
6- Синтез геолого-геофизических, минералого-петрографических и изотопно-
геохимических данных с построением петрогенетической модели формирования ред
кометалльных гранитов, онгонитов и эльванов Калгутинского массива.
Фактический материал, методы исследования и личный вклад автора- В основу диссертации положены собственные материалы, полученные автором во время экспедиций 1986-1993 гг., а также специализированных маршрутов, выполненных в 1999 г. в целях отбора проб на минералогические, термобарогеохимические и изотопно-геохимические исследования. На первом этапе экспедиционные и камеральные исследования проводились в СНИНГГиМСе по госконтрактам с Министерством геоло-
гин СССР, а затем - с Роскомнедра Российской Федерации. Эти исследования были выполнены совместно с В.Б.Дергачевым, Е.В.Кужсльной и С.Р.Хохряковым, Завершение тематических исследований по гранитам, онгонитам и эльванам Калгугинского массива было выполнено в Институте геологии СО РАН в рамках плановых тем НИР ОИГТМ СО РАН, проектов РФФИ (98-05-65295, 99-05-64727, 00-05-65309), а также госконтракта с Комитетом природных ресурсов по Кемеровской области по теме «Изотопное датирование рудоносных магматических и метаморфических комплексов Ал-тае-Саянской складчатой области для Госгеолкарты-1000». Эти исследования проводились совместно с А.ВТитовьімі С.А.Выставным, Н.Н.Круком, С.Н.Рудневым и В.И.Крупчатниковым. Геолого-геофизическое моделирование глубинной морфологии Калгугинского массива проведено при участии А.Н.Василевского и Л.В.Витте. Научное руководство осуществлялось доктором геол.-минер. наук А.Г.Владимировым.
При полевых исследованиях особое внимание уделялось анализу возрастных взаимоотношений интрузивных пород Калгугинского массива с рудными телами на основе детального картирования и документации горных выработок (штольни № 15, 18, 19, 20, 22, разведочные канавы и шурфы). Для интепретации геофизических полей использованы фондовые материалы КПР по Кемеровской области, Алтайскому краю и Республики Алтай,
Лабораторные исследования включали петрографическое описание шлифов (более 500 шт.), определение в валовых пробах петрогенных окислов (291 ан.) и редких элементов (822 ан,). Силикатные анализы выполнялись в лабораториях СНИИГГиМСа (И.М.Резапова, А.Д.Бакулов, В.С .Таран и на), ГТГО/АО "Новоснбирскгсология" (Л.ВЛебедева) и Аналитического центра ОИГГМ СО РАН (АД.Киреев). Фтор определялся ионометрическим методом со фторселективным электродом, Li, Rb, Cs, К, Na -методом пламенной атомной эмиссии на спектрометре « Перки н-Элмер-503» (А.Д-Бакулов), остальные элементы - количественным методом определения редких и рассеянных элементов в силикатных породах с использованием плазмотрона ДГП-2 (А.СЧеревко). Средние относительные ошибки определения редких элементов по контрольным анализам ГЕОХИ РАН (г.Москва), завода редких элементов (г_ Усть-Каменогорск) и ЦЛ "Центрказ геология" (г.Алма-Аты) составили - 18-35 %. Определение концентраций редкоземельных элементов (29 ан.) выполнены С.М.Шестелем инструментальным нейтронно-активационным методом в АЦ ОИГТМ СО РАН.
Определения составов породообразующих минералов (полевых шпатов и слюд) (51 ан.) выполнены на рентгеновском микроанализаторе «Camebax-micro» (рабочее иа-
пряжение 20 kv, зона возбуждения 10-15 мкм, пределы обнаружения определяемых элементов составили 0,008-0,012 %) в АЦ ОИГГМ СО РАН, аналитик - Л.Н.Поспелова, Результаты терм обаро геохимических исследований, включая анализ стекол гомогенизированных расплавных включений из вкрапленников кварца, заимствованы из публикаци А.В.Титова и др. (2001).
Радиологическое определение возрастов было вь [пол и єно Rb-Sr и Ar-Ar-изотопными методами. Для Rb-Sr изотопного датирования использована коллекция А.А.Оболенского, включающая граниты главной фазы, онгониты и эльваны (Владимиров и др., 1998). Rb-Sr-изотопное исследование проводилось в АЦ ОИГГМ СО РАН, г.Новоснбирск (В.А Лономарчук, С.В.Палесский). Методика Rb-Sr исследований в целом не отличалась от общепринятой (Костицын, 1991; Гавшин, Пономарчук и др., 1994). Бланк по Rb и Sr составил 0,4 и I нг соответственно; погрешность определений изотопного состава Sr-0,01 %, концентраций Rb и Sr-1 %. Статистическая обработка Rb-Sr изохрои проводилась методом Д.Йорка (York, 1966).
Для Аг-Аг определения возраста по биотитам и мусковитам использована совместная коллекция И.КХАнникоаой и С. А. Вы став но го. Анализы выполнены в АЦ ОИГГМ СО РАН по методике, подробно описанной в работе (Травин, 1994). Выбор температурных фракций для расчета датировок методом возрастных плато проводился в соответствии с рекомендациями (Pleach ecal., 1977). При расчетах возраста использовались константы распада, рекомендованные Комиссией по геохронологии (Steiger et, ah, 1976).
Определение изотопных отношений Nd и РЬ в породах и рудах Калгугинского месторождения (коллекции А-С.Борисенко, СА-Выставного и А.ВЛитова) выполнено в лабораториях ИГЕМ-ИМГРЭ РАН (г. Москва) Д.З.Журавлевым и ИГГД РАН (г.Санкт-Петербург) А.Б.Котовым и др. по стандартным методикам (Richard et al., 1976; Фор, 1990).
Защищаемые положения,
1. В строении Калгугинского массива выделяются два интрузивных комплекса: калгугинский гранит-лейкогранитный и восточно-калгутинский -даек и малых интрузий. Ранний ритм представлен гранитами (90 %), лейко гранитам и (10 %\ а также жилами аплитов и аплито-пегматитов; поздний - гранит-порфирами повышенной редко-металльности, апатитсодержащими эльванами и онгонитами. Возраст гранит-лейкогранитов равен 215-210 млн лет, возраст пород дайкового пояса - 205-190 млн лет.
2, Калгутинский комплекс представляет собой ^стандартную» гранит-
лейкогранитную ассоциацию повышенной рсдкометалльности. Гранит-порфиры, онго-
ниты и эльваны восточно-калгутинского комплекса, обладая повышенной и высокой
редкометаллъностью, не содержат топаза, вместо которого кристаллизуются апатит и
флюорит-Отмечаются аномальные по цезиеносности разности онгонитов (до 1800 г/т),
Калгутинский комплекс завершается пегматитами и кварцевыми жилами, содержащими повышенные концентрации молибденита, а также рудными телами («кварц-молибденитовое ядро»), отражающими максимальное накопление молибдена в ходе кристаллизационной дифференциации, Дайковый комплекс является внутрируд-ным. Для Калгутинского рудного поля установлена латерально-временная зональность, когда к центральной зоне СВ простирания приурочены все ультраредкометалльные дайки онгонитов и эльванов, пространственно сопряженные и близодновозрастные. с наиболее продуктивным Mo-W оруденением.
На раннем этапе (215-210 млн лет) первичная гранит-лейкогранитная магма сформировала трещинную интрузию Z-образной формы. Состав гранитов определялся кристаллизационной дифференциацией. На позднем этапе (205-190 млн лет) произошла деформация гранитного массива в результате взбросово-сдбитовых движений. Внедрение онгонитов, эльванов и рудных жил контролировалось субвертикальными трещинами отрыва, вскрывшими ультраредкометалльные остаточные очаги в корневой части интрузии и обеспечившие их взаимодействие с мантийным источником.
Научная новизна,
I, Впервые установлена существенная автономность гранит-лейкогранитов повышенной редкометалльности, слагающих главный объем Калгутинского массива (ранний интрузивный ритм, 220-210 млн лет), и дайкового пояса гранилмторфиров, ононитов н эльванов (поздний интрузивный ритм, 205-190 млн лет). Для раннего ритма обоснована ведущая роль внутрикамерной кристаллизационной дифференциации, приводящей в конечном итоге к формированию аплитов и аплито-пегматитов. Для позднего ритма доказана существенная роль мантийных расплавов, взаимодействовавших с остаточными ультраредкометалльными расплавами на глубинных уровнях земной коры.
2» Впервые доказан внутрирудный характер ультраредкометалльных даек онгонитов и эльванов, с которыми тесно сопряжены богатые кварц-берилл-вольфрамитовые жилы. Предложена геолого-генетическая модель формирования Калгутинской РМС,
согласно которой разрыв во времени формирования раннего гранит-лейкогранитного ритма с убогой минерализацией (Mo,W) и позднего ритма с богатой минерализацией (Mo, W, Cs, Та, Nb, Be) связан с деформацией гранитного массива в результате вэбро-сово-сдвиговых движений. В результате этих деформаций были одновременно вскрыты глубинные остаточные очаги ультраредкометалльных расплавов (коровый уровень) и мантийный очаг, обеспечивший поступление щелочно-базальтовых и/или лампрофиро-вых магм. Их взаимодействие привело к появлению широкого спектра онгонитов и эль-ванов специфического состава, в том числе перегретых в сравнении с гранит-л ей ко гранитны ми расплавами раннего ритма.
Теоретическая и практическая ценность, В фундаментальном плане изучение Калгугинского гранитного массива и связанного с ним редкометалльно-молибдеи-вольфрамового рудного поля как единой рудно-магматической системы позволяет в существенной мере уточнить специфику эволюции ред ко металл ьно-гранитных расплавов, оценить роль мантийного и корового факторов в формировании ультраредкометалльных эльванов и онгонитов.
Изучение Калгугинского редкометалльно-гранитного массива представляет интерес не только в теоретическом плане, как рудно-магматической системы корово-мантийного генезиса, но и в практическом, так как дайки онгонитов и эльванов, имеющие внутрирудный характер, являются надежным индикатором при поиске богатых бе-рилл-вольфрамитовых кварцевых жил. Необходимо подчеркнуть, что Калгутинское месторождение относится к числу крупных промышленных объектов по вольфраму (прогнозные запасы WGj - 69 000 т), а также включает аномальные по цезиеносности (до 1800 г/т) и танталоносности (Та205 - 30-110 г/т, Nb205 -95-330 г/т, Ta205/Nb205 - 0,10-0,83) онгонитовьге и эльвановьге дайки, которые следует рассматривать как самостоятельные рудные тела с бедным содержанием ценных компонентов, но крупными и уникальными запасами.
Аппобапня работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 10 статей и 7 тезисов. Результаты исследований отражены в 7 отчетах и обсуждались в Министерствах геологии СССР и РФ, "Роскомнедра" РФ, Министерстве природных ресурсов РФ, Всесоюзном научно-исследовательском институте минерального сырья (ВИМС), Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии РАК (ОИГТМ) и Сибирском НИИ геологии, геофизики и минерального сырья (СНИШТиМС). Основные положения работы были опробированы на научных конференциях в Томском гос-
университете (1996-2000 гг.), а также па международных совещаниях, проводившихся в рамках проекта IGCP-420 (1999-2001 гг.).
Объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения, из-ложена на 250 страницах, в том числе содержит 52 рисунка и 31 таблицу, 2 приложения. Список литературы включает Д74 наименования.
Автор выражает глубокую признательность дл\-м.н. А. Г.В л ад и мирову за научное руководство работой, д.г.м,-н. А.С.Борисенко и А.А.Оболенскому, к.г.-м.н. В.Е, Дергачеву, |А-В.Титрвз] и м.н.с. С.АЭыставному за ряд предоставленных материалов и обсуждение отдельных положений работы, а также к.г.-м.н. В.НЛерехову, С.Н.Рудневу, Н.Н.Круку, Л.МЖитовой - за ценные советы, дискуссии и замечания. Автор особо признателен И.М.Резаповой, АДБакулову, В. С.Та ран и ной, Л.В Лебедевой, А.СЧеревко, А.Д.Кирееву, С-М.Шестелю, Л. Н. Поспеловой, В.А.Пономарчуку, С.В.Палесскому, А.В.Травину, Д.З .Журавлеву, А.Е.Котову за неоценимую помощь в проведении аналитических исследований, а также А.Е.Богуславскому, Н.В-Максимовой, С.В.Хромых, И.В.Шемелиной, Е.Н.Мороз и М.Л.Куйбиде - за помощь в оформлении работы.
Пронятые сокращения
ГФ - главная фаза
ФДИ - фаза (фазы) дополнительных интрузий
ДФ - дайковая фаза
ЗФ - заключительная фаза
РМС — рудно-магматическая система
РВ - расплавные включения
С В — северо-восточный
ЮВ — юго-восточный
ЮЗ - юго-западный
СЗ - северо-западный
АССО - Алтае-Саянская складчатая область
ИНК - индекс концентрации
ГРИГ = ^ — главный редкометалльный индекс гранитов
Sr + Ba
К am = — — (м.к.) - коэффициент агпаитности (Ефремова, Стафеев, 1985)
А1203
А! О
К al = — (м-К.) - коэффициент глипоземистости (Хитрунов, 1989)
CaO + Na20 + K20
Fc О + FcO
fo6in.,= — (м.к.)-общая железистость
MgO + Fe20,±FeO
100% - глиноземистость (для слюд)
Mg + Fe + Al
f = 100% - железистость (для слюд)
Mg+Fe
РЭ - редкие элементы РЩЭ - редкие щелочные элементы РЗЭ - редкоземельные элементы ЭПГ— элементы платиновой группы
УРМ - ультраредкометалльный
ОМ - основная масса
ГТШ — полевые шпаты
к-з - крупнозернистый
с-з - среднезернистый
н-з — неравномернозерннстый
м-з - мелкозернистый
т-з - тонкозернистый
АЬ - альбит
Amf — амфибол
An — анортит
Ар — апатит
Bt - биотит
Срх - моноклинный пироксен
Cm - корунд
En - энстатнт
Fs - ферросилит
II m — ильменит
Kfs-калиевый полевой шпат
Mag - магнетит
Ms-мусковит
От — ортоклаз
PI-плагиоклаз,
Qtz - кварц
Глубинная морфология Калгутинского массива по геолого-геофизическим данным
Орографически Калгутинский гранитный массив приурочен к верховьям рек Калгуты, Джумалы, Аргамджн и Ак-Кол и слагает обшую для всех 4-х рек водораздельную область, несколько возвышенную в рельефе относительно остальной территории междуречья Калгуты-Джасатор (рис. 2,2). В структурном плане массив располагается в центре одноименной вулкано-тектонической депрессии, сложенной раннедевонскими вулканогенно-осадочными отложениями аксайской свиты и комагматичными субвулканическими образованиями. Размещение массива и сопряженного с ним редкометалльно-молибден-вольфрамового оруденения в центре более древней вулкано-тектонической депрессии, вероятнее всего. обусловлено унаследованием единого стиля магмоконтролирующих разломов, имеющих преимущественно СВ-ЮЗ и СЗ-ЮВ простирания.
На современной эрозионной поверхности Калгугинский массив имеет форму широтно-ор и ентиро ванного асси метричного овала, суженного до клиновидного на западе и расширенного на востоке (см. рис- 2,2). Общая площадь выходов составляет около 70 км2. Обнаженность массива относительно слабая: 65-70 % его площади покрыто разномощным чехлом рыхлых отложений и курумовыми свалами» коренные выходы приурочены, в основном, к верхним частям водоразделов. Рельефно сильнее расчленена и, соответственно, лучше обнажена восточная половина массива (отметки абсолютных высот здесь от 2,5 до 3,3 км), западная часть более сглажена {от 2,6 до 3,0 км). Контакты гранитов с вмещающими породами повсеместно имеют интрузивный характер. Для массива и его непосредственного обрамления характерна интенсивная трещинная тектоника, в значительной степени осложнившая его первоначальные контуры. Зоны тектонических нарушений прослеживаются как в гранитах, так и во вмещающих породах ло интенсивному рассланцсванию, брекчированию и катаклазу. Статистический анализ замеров трешиноватости (отдельности), проведенный в ходе поисково-съемочных работ (Ульянов, 1951 ф), позволил выделить две господствующие системы хрупких разрывных нарушений: I) Аз. пр. 10-40, ЮВ падение с углами 70-80, 60-70 или 40-50; несколько реже трещины того же простирания падают на СЗ под углами 70-80 или 50-60; 2) Аз, пр. 280-320, СВ падение с углами 60-70, реже 80-90; редко падение на ЮЗ под углами более 70.
Кроме того, было установлено достаточно широкое развитие пологопадающих и субгоризонтальных трещин с преимущественными азимутами простирания 5-15 и ЮВ падением с углами, не превышающими 10-20 Можно отметить еще две подчиненные системы трещин: 1) Аз. пр. 70, СЗ или ЮВ падение с углами 75-80; 2} Аз. пр. 340, СВ падение под углом 35, однако они, по-видимому, не играли существенной роли в трещинной тектонике Калгутинского массива. Это следует из анализа общей розы-диаграммы трешиноватости биотитовых порфировидных гранитов главной фазы (рис, 2,3). Необходимо отметить, что главная система разрывных нарушений в гранитах, имеющая СВ простирание, подчеркивается ориентировкой абсолютного большинства лайковых образований, а также крупных промышленных рудных тел Калгутинского месторождения. С системой разрывных нарушений СЗ-ЮВ простирания совпадает ориентировка лишь отдельных даек, а также некоторых кварцеворудных жил и зон грейзеннзации. Из общих соображений {см. ниже), можно с большой степенью вероятности предположить, что превалирующая система трещиноватости СВ простирания отвечала ранней стадии хрупких деформаций, а подчиненная ей система трещиноватости субширотного и СЗ простираний - поздней стадии хрупких деформаций. К сожалению, прямых структурных наблюдений, которые могли бы подтвердить этот вывод не известно из-за пространственной разобщенности тех и других трещин, связанных с ними зон брекчирования, а также отдельных даек. Однако, их нельзя рассматривать как сопряженные системы трещин одного возраста, поскольку азимуты их простирания (70-80) не отвечают классическому эллипсу напряжения в горных породах. 2 2.2 Петрофизнческие свойства и глубинная морфология массива
Предшествующие результаты В 1980-М гг. Алтайская геофизическая экспедиция выполнила гравиметрическую съемку масштаба 1:200 000 на юге Горного Алтая, в результате чего были составлены кондиционные гравиметрические карты. Установлено, что Калгутинская структура отражена гравиметрической отрицательной аномалией. Интерпретация гравиметрических данных позволила сделать следующие выводы (Фи-лоненко, 1986 ф). 1. Подошва ран немезозойского гранитного батолита расположена на глубине до 10 км. 2. Общая площадь батолита мощностью 5-10 км сравнима по площади с размерами всей Калгутинской вулкано-тектоничеекой структуры среднепалеозойского возраста. 3. Граниты, обнаженные на современном эрозионном срезе, являются лишь выступом этого неглубоко залегающего батолитообразного тела. 4. Кровля гранитного батолита, с учетом данных геокартирования, полого погружена на север-северо-восток и круто (70-80) - из. юг до глубины 3,5-4 км. Вместе с тем, геолого-геофизическая модель глубинной морфологии Калгутин-ского массива была слишком упрощенной из-за отсутствия в то время необходимого программного обеспечения и современной вычислительной техники. В связи с этим А.Н.Василевским, А,Г.Владимировым (ИГ СО РАН) и Л.В.Витте (ИГФ СО РАН) совместно с автором диссертации была проведена переинтепретация имеющихся гсолого-геофизических материалов.
Методика исследований. Для решения задачи моделирования Калгутинского плу-тона были использованы карты гравитационного поля: остаточных аномалий силы тяжести (AgtKrr.=AgKa&b-Agh = Ю км) масштаба 1:200 000, регионального фона масштаба 1:500 000 (Agh = 10 км), карта изодинам масштаба 1:50 000 района Калгутинской интрузии. Расчеты моделей проводились по AgHafa, полученному суммированием значений регионального фона и остаточных аном&іий. Методика моделирования гравитационных и магнитных аномалий была основана на комплексном подходе к интерпретации данных гравиметрии, магнитометрии, сейсморазведки и геологии. Увязывание воедино разнородных данных об изучаемом объекте производится не на формальном уровне, а посредством построения геолого-геофизической модели или определения некоторых ее параметров. На первом этапе, по данным региональной геологии, тектоники и петрофи-зики строилась предварительная модель, удовлетворяющая определенной геологической концепции (Витте, 1981; Витте, Василевский, 1988), На втором этапе по специальной компьютерной программе (Василевский, 19S0) производился расчет гравитационных и магнитных полей от исходной модели и сравнение этих полей с наблюдаемыми на дневной поверхности. В основу программы положено квазитрехмерное представление среды с разбиением на три блока, границы которых вертикальны и параллельны линии профиля. В каждом блоке среда представлялась набором тел с постоянной плотностью, представляющих собой горизонтальные цилиндры с пологим сечением. После первоначального решения прямой гравиметрической задачи производилась итерационная корректировка параметров модели до совпадения рассчитанных (модельных) полей с наблюдаемыми. Модификация модели производилась при условиях соответствия петрофнзическим и другим геол о го-геофизическим данным, а также исходной геологической концепции. Если построенная таким образом модель удовлетворяла всему комплексу геолого-геофизических данных, то геологическая концепция ее построения признается вероятной, в противном случае эта концепция должна быть заменена или модифицирована.
Петрофизические свойства горных пород Для интепретации аномалий магнитного и гравитационного полей была использована база данных по магнитной восприимчивости и объемной плотности более 1000 образцов горных пород, включая главные разновидности гранитов Калгутинского массива и вметцающих толщ (Иванов, 1990 ф). Усредненные характеристики приведены в таблице 2Л. Распределение петромагнитных породных групп обусловлено вещественным составом пород и влиянием наложенных геологических процессов
Типоморфные особенности слюд и акцессорная специализация
Особенности состава слюд были изучены только для бнотитовых порфировид-ных гранитов ГФ, которые наиболее близко отвечают материнской магме. Биотит является единственным темноцветным минералом в биотитовых порфи-ровидных гранитах главной интрузивной фазы Калгутинского массива и, судя по данным микрозондового анализа (табл. 3.1), не обнаруживает существенных вариаций химического состава. Его химизм определяется умеренной железистостью (FeO=18,53-19,18 масс. %, f=49,5-51,7 %), относительно низкой глиноземистостью (содержания АЬОз варьир тот от 16,50 до16,65 масс. %, 1=22-22,9 %), в то же время для него характерны повышенные содержания ТіОз (2,40-2,66 масс. %), фтора (1,39-1,57 масс. %} и крайне низкие уровни концентрации хлора (см. табл. 3.1). По этим параметрам биотиты из гранитов ГФ Калгутинского массива наиболее близки к биотитам из «стандартных» биотитовых гранитов различных регионов мира (Ушакова, 1980). На диаграмме железистость (і)-глиноземистость (1) (рис- 3.3) биотиты из гранитов ГФ Калгутинского массива отличаются от составов биотитов из редкометалльных и шейсогранитных формаций Забайкалья (Козлов, 1985) более низкими значениями же-лезистости (f), что при близком уровне глиноземистости соответствует более высоким температурам их кристаллизации.
На диаграмме А.А.Маракушева и И.А.Таранина (1965) биотиты образуют поле (рис. 3.4) на границе областей, отвечающих низкощелочным гранитам и гранитам нормальной щелочности. Кроме того, была применена методика Акью и Бримхолла (Aque, Brimhall, 1987), позволяющая использовать составы слюд для классификации гранитодов на минерало-го-геохимические типы. С учетом предполагаемой степени взаимодействия или доли участия докембрнйских восстановленных пород в гранитоидах Калифорнийских батолитов эти авторы выделяют следующие минерал ого-геохимические типы: I-WC (слабо-контаминированные гранитоиды ї-типа), [-МС (среднеконтаминированные гранитоиды I- типа), 1-SC (сильноконтаминированные гранитоиды Ьтипа) и I-SCR (сильноконтами- нированные и восстановленные гранитоиды 1-типа). Каждый из упомянутых выше минералога-геохимических типов гранитоидов характеризуется своими параметрами log (Хр/Хон) и log (XMg/Xfe)» как это показано на рис, 3.5 . На диаграмме Акью иБрнмхолла с дополнениями (Будников и др., 1993) (см. рис. 3.5) биотиты из гранитов ГФ Калгутин-ского массива относятся к высокомагнезиальным высокофтористым разновидностям (I-5Стип),т,е. ксильноконтаминированным гранитам Г-типа. На диаграмме в координатах Fe F (рис. 3.6), отражающей особенности состава слюд и соответсвие их первично-магматическому и позднемагматическому трендам, биотиты из гранитов ГФ обнаруживают принадлежность к области относительно высо-кофтористых слюд умеренной железистости, а их составы попадают на тренд первично-магматических слюдредкометалльных гранитов (Henderson et, а1„ 1989), [ylycKOBHTbf из биотитовых порфировидных гранитов ГФ характеризуются относительно невысокими содержаниями фтора (0,54-0,55 масс. %) повышенными концентрациями ТЮг (0,29-0,44 масс. %) и Na20 (0,26-0,32 масс. %) и высокими- MgO (1,84-ї,90 масс. %) при крайне низких, так же как и в биотитах из гранитов ГФ, содержаниях хлора (табл. 3.2), Таким образом, их составы в ряду непрерывных твердых растворов мусковит-ферри-фенгит-фенгит, тяготеют к минеральному виду собственно мусковитов с некоторой примесью фенгитового минала (Годовиков, 1983). Несмотря на то, что морфострунггурные особенности проанализированных мусковитов (крупные обособленные субидиоморфные зерна) позволяют отнести их к первично-магматическим, на дискриминационных диаграммах это не подтверждается. На треугольной диаграмме в координатах Ti-Na-Mg (Miller et. ah, 1981) (рис. 3.7) составы мусковитов из гранитов ГФ Калгутинского массива попадают в область неопределенности между первично-магматическими мусковитами и мусковитами вторично-магматического генезиса, а на графике Fe-F они занимают однозначное положение в поле постмагматических слюд (см. рис- 3-6).
Акцессорные минералы в породах Калгутинского гранитного массива обычно ассоциируют с биотитом, а рудные минералы иногда находятся в срастании с ним.
Акцессорный парагенезис биотитовых порфировидных гранитов ГФ (табл. 3.3) характеризуется очень высокими концентрациями магнетита и гематита (сотни-тысячи г/т) и сравнительно высокими - циркона, апатита, флюорита, пирита и турмалина. Низкие содержания характерны для таких минералов, как ильменит, ортит, сфен, монацит, ксенотим, оранжит, тантал он иобаты, ильменоругил, ампангабеита. Эпизодически встречаются халькопирит, шеелит, висмутин, бисмутит, сфалерит, халькозин. В мусковит из про ванных порфировидных фанитах ГФ, в сравнении с биотито-выми, отмечаются более высокие концентрации монацита, ильменоругила, флюорита, граната, турмалина, пирита, халькопирита, молибденита и вольфрамита, в тоже время более низкие - магнетита, гематита, ильменита, циркона, апатита. Не обнаруженными оказались такие минералы, как сфен, оранжит и ортит. По мнению некоторых исследователей, это следствие авто метас ом этического генезиса этих пород (Туровский, I960). Из танталониобатов в мусковитизированных порфировидных гранитах отмечается колумбит-танталит, тогда как в биотитовых - эвксенит (Волочкович, Леонтьев, 1964). Присутствие вольфрамита, молибденита и шеелита в гранитах ГФ Калгугинского массива отражает их металл ore ническую специализацию и генетическую связь с вольфрам-молибденовым орудепением.
Биопштовые порфировидиые граниты (уГФіГгЗіМ) Химизм биотитовых порфировидных гранитов определяется существенными вариациями в содержаниях кремнезема (69,31-74,71 масс. %), нормальной щелочностью (Na2O+K2O=6,20-8,85 масс. %) при стабильном преобладании калия над натрием (K:0/Na20=I,14-2,09), умеренными значениями коэффициентов агпаитности (Кат-0,57-0,82) и общей железистости (f бш =0,06-0,68); диапазон значений (0,88-1,28) коэффициента глиноземистости (Кар), или индекса Шенда — (A/CNK), отражающего насыщенность пород глиноземом, позволяет охарактеризовать их как глиноземистые и высокоглиноземистые (Хитрунов, 1989) (прил. 1, табл. 3.4). Содержания остальных породообразующих компонентов - ТІОі, MgO, МпО, РгОэ — являются типичными для среднего состава гранита (Богатиков, Косарев, Шарков, 1987). В пересчете на нормативный состав бнотитовые порфировидные граниты характеризуется избытком глинозема («корунд» — 1,3 %)ч присутствием «анортита» (6,91 %) и «апатита» (0,52 %), близким к эвтектическому соотношением «кварца» (32,73 %), «альбита» (26,16 %) и «ортоклаза» (26,93 %).
Типоморфные особенности слюд и полевых шпатов, акцессорная специализация
Биотит не является породообразующим (характерным) минералом для пород Восточно-Калгугинского лайкового пояса. Наибольшее распространение он имеет в биотитсодержащих эльванах и лишь спорадически встречается в калгутитах. По данным микрозондовых анализов (табл. 4.2), биотиты из эльванов являются маложелезистыми (SFeO=15,45-16,77 масс. %, f=39,l-42,6 %), относительно низкоглнноземистыми (содержания А120з варьируют от 15,66 до15,78 масс. %, 1=20,9-21,2 %), в то же время для них характерны еще более высокие, чем для биотитов из гранитов ГФ содержания ТЮг (3,75-4,07 масс. %) и фтора (1,63-1,90 масс, %) при близфоновых концентрациях хлора (0,04 масс. %). По всем этим параметрам биотиты из эльванов Восточно-Калгутинекого лайкового пояса близки к биотитам нз молодых маложелезистых биотитовых гранитов ряда редкометаллъных комплексов Забайкалья и Центрального Казахстана (Ушакова, 1980). В сравнении с эльванами и гранитами ГФ, биотиты из калгутитов обладают более высокими значениями коэффициентов железистости (FeO=17,25,18,34 масс. %, f=53,2-56,6 %) и глиноземистости (содержания AI Oj варьируют от 18,54 до18,79 масс. %, 1-25,7%) (см. табл. 3-І, см. табл. 4.2), содержания ТЮ2(2,23, 2,28 масс. %) в них ниже, чем в биотитах из эльванов и близкие к таковым в гранитах ГФ. Кроме того, обращают на себя внимание повышенные уровни концентрации в них фтора (2,65, 2.86 масс.%) и очень высокие МпО (LSI, 2,31 масс, %) при низких содержаниях хлора (0,05, 0,12 масс. %).
На диаграмме железистость (О-глипоземистость (I) (см. рис. 33) биотиты из эльванов и калтугитов занимают положение за пределами области составов, характерных для биотитов из редкометалльных формаций Забайкалья (Козлов, 1985). В отличие от последних, они являются менее железистыми, что, вероятно, при близких уровнях глинозем и стости свидетельствует о более высоких температурах их кристаллизации. На диаграмме ААлМаракушева и И.А.Тараиина (1965) биотиты из калгутитов попадают в область биотитов из низкощелочных гранитов, в то время как биотиты из эльванов - в поле биотитов из гранитов нормальной щелочности (см, рис. 3.4). На диаграмме log (ХгУХон) - log (Хмй/Хре) (Будннков и др., 1993) (см. рис. 3.5) исследованные биотиты из пород Восточно-Кал гут и не ко го дайкового пояса образуют компактное поле (вместе с биотитами из гранитв ГФ) в области высокомагнезиальных высокофтористых разновидностей (I-SC тип), что согласно классификации (см, гл. 3 данной работы) отвечает сильноконтаминированным гранитам 1-типа. На диаграмме в координатах Fe-F (см. рис, 3-6) биотиты из эльванов и калгутитов обнаруживают принадлежность к области относительно высокофтористых слюд умеренной железистости, а их составы попадают на тренд первично-магматических слюд редкометалльных гранитов (Henderson et. al., 1989).
Мусковит, в отличие от биотита, является важнейшим породообразующим и сквозным минералом для всех разновидностей пород Восточно-Калгутинского дайконо-го пояса, В целом, химические составы мусковитов для различных породных групп достаточно монотонны (табл. 4,3). Значительные вариации в содержаниях отмечаются лишь для ТЮ?, MgO и фтора, при этом следует отметить, что все проанализированные мусковиты оказались практически безхлорными (см. табл. 4.3). Аномально высокие концентрации фтора отмечаются для мусковитов из калгутитов (до 2,92 %). На треугольной диаграмме в координатах Ti-Na-Mg (Miller et. al., 1981) (см, рис. 3.7) составы мусковитов из пород восточно-калгутинского комплекса преимущественно попадают в область перекрытия полей первично-магматических и вторично-магматических слюд, при этом лишь мусковиты из эльванов находятся в поле постмагматических. В то же время на графике Fe-F (см. рис. 3.6) все проанализированные составы мусковитов обнаруживают принадлежность к тренду постмагматических слюд.
Полевые шпаты. По данным микрозондовых анализов (табл. 4.4), особенностью состава полевых шпатов из пород Восточно-Калгутинекого лайкового пояса являются значительные вариации кальциевости плагиоклазов (вплоть до андезина в биотитсо-держащих эльванах) и повышенные содержания натрия, кальция и бария в калиевых полевых шпатах, при этом калгутиты характеризуются более «чистыми» среди других разновидностей пород составами полевых шпатов, что, по-видимому, объясняется высокой степенью дифференциро ванн ости исходной магмы. Кроме того, на основе микрозондовых исследований вкрапленников эльванов Восточпо-Калгутинского дайкового пояса, проведенных А.В.Ахметьевым (1994), установлены очень высокие содержания Р?Оз в калиевых полевых шпатах (до 1,1 %), плагиоклазах (до 0,7 %) и слюдах (до 0,4 %), причем содержа
Особенности распределения редких щелочных элементов в минералах вкрапленников эльванов характеризуются их общим дефицитом относительно валового содержания в породе (табл. 4.5). Распределение редких щелочных элементов во вкрапленниках калгугитов в сравнении с различными минералами гранитоидов (Ляхович, 1976) оказалось необычным; так, литий накапливается не в слюде, как обычно в гранитах (Таусон, 1961), а в полевых шпатах, и содержания редких щелочных элементов во вкра-плетінках ниже, чем в породе (см, табл. 4J). Для сравнения укажем» что в "классических" онгонитах дайки Лмазонитовой в слюдах уровни концентрации ЫгО колеблтотся от 1,84 до 3,30 % (Коваленко, Коваленко, 1976), а во вкрапленниках полевых шпатов -0,0075-0,0970 % (Коваленко, 1977). Специальное изучение вкрапленников мусковита в ультраредкометалльных эльванах показало низкие уровни концентрации в нем редких щелочных элементов (относительно среднего состава мусковита гранитов), а в целом распределение редких щелочных элементов во вкрапленниках этих пород аналогично таковому для калгугитов (см. табл. 4,5). Акцессорные минералы. Результаты минералогического анализа гранит-порфиров, эльванов и калгутитов показали, что особенностью всего парагенезиса акцессорных минералов является весьма высокое содержание апатита» заметно доминирующего над остальными акиессорнями (см. табл. 3.3). В эльванах в качестве акцессорных минералов определяются флюорит, пирит, магнетит, единичные зерна биотита, клинопироксена, эпидота, хлорита, актинолита,
Минеральный состав руд Калтугаиского месторождения
Минеральный состав жил Калгутинского месторождения довольно сложный, В них установлено 32 эндогенных минерала: кварц, вольфрамит, пирит, молибденит, халькопирит, висмутин, берилл, апатит, флюорит, серицит, мусковит, ортоклаз, альбит, шеелит, магнетит, блеклая руда, борнит, топаз, турмалин, ильменит, рутил, гематит, касситерит, самородный висмут, монацит и др. Эти минералы встречаются в следующих количественных соотношениях: главные - кварц, мусковит, вольфрамит, молибденит, пирит, халькопирит, висмутин, берилл, флюорит; второстепенные - лепидолит, ортоклаз, альбит, сидерит, апатит, шеелит, магнетит, сфалерит, блеклая руда, борнит, халькозин; редкие - топаз, турмалин, ильменит, рутил, гематит, касситерит, самородный висмут. Более подробно остановимся на наиболее распространенных минералах, а также минералах, являющихся основными носителями полезных компонентов при добыче, ЖИЛЬНЫЕ МИНЕРАЛЫ КВАРЦ является главным жильным минералом руд Калгутинского месторождения, составляющим в отдельных жилах до 90-95 % объема. По данным различных авторов (Баклаков 1948, ф; Котляров, 1951 ф; Котляров, Тимофеев, Калугин, 1952 ф;Оболенский, Дашкевич, 1993 ф) на месторождении выделяется от 4 до 9 генераций кварца. Нами этот вопрос специально не изучался; можно лишь отметить исключительное разнообразие внешнего облика кварца на Калгутннском месторождении: темно- и светло-серый, молочно-белый, крупно- и с ре дне кристаллически и, с жирным и стеклянным блеском, с раковистым и «роговым» изломами, а также в виде друз горного хрусталя. По данным М.С. Бакланова (1948, ф), более высокотемпературные жилы первых двух генераций выполнены серым, иногда темно-серым друзовидным кварцем, в жилах 111 и IV генераций кварц заметно светлее с переходом в полупрозрачные разновидности, причем здесь наряду с серым появляется и молочно-белый кварц. Термобарогеохимический анализ газово-жидких включений (ГЖВ) кварца, проведенный в лаборатории термобаро-геохимии СНИИГГиМС под руководством СХН.Косухина, показал, что главными компонентами флюида являются вода и углекислый газ (СО?), причем доля воды во флюиде в отдельных случаях может достигать 96 %. Общая сумма воды и газов, выделившихся при термовскрытии ГЖВ в диапазонах температур 180-380 и 380-510 С-2028 мг/кг (среднее по 24 анализам), в этой сумме на долю воды приходится 1939 мг/кг, при этом величина отношения 100- CCV гЬО, отражающего особенности распределения главнейших компонентов флюида составляет в среднем 4,4, коэффициент восстановленное флюида (отношение суммы восстановленных и окисленных газов) - 1,7, коэффициент водородной специализации (отношение водородной и углеродной составляющих) -22,3- Сумма прочих газов в ГЖВ кварца крайне мала (0,2 %), причем их роль более существенна в высокотемпературных включениях, и основными компонентами являются СО HN2.
По данным исследований естественной термолюминисценции кварца (ЕТЛ) для кварцев Калгутинского месторождения, в целом характерны двухпиковые кривые с максимумами термосвечения 225 и 310 С со средней интенсивностью соответственно 1,7 (коэффициент вариации (V)=1,0) и 1,2 (V=Q,8) усл. ед. и светосуммой 26,8 см2. Следует отметить, что наиболее низкими параметрами ЕТЛ отличается главная промышленная жила Калгутинского месторождения (№ 87): средние значения интенсивности термосвечения кварца при низкотемпературном максимуме составили 1,3 усл. ед. (V=0,6), при высокотемпературном -0,9 (V=0,6) и величине светосуммы 18,4 см3 (V=0,6). При изучении ЕТЛ кварца золоторудных и медно-молибденовых месторождений установлено, что с повышением температуры кристаллизации уменьшаются интенсивность термосвечения, светосумма, дисперсия этих величин, и увеличиваются температуры начала и максимума свечения, а также доля двухпиковых кривых (Акчурина, Булгаков, Булынников и др., 1976). МУСКОВИТ является одним из широко распространенных минералов как жильного выполнения, так и грейзеновых образований, В грейзенах он постоянно ассоциирует с метасоматическим кварцем, которым зачастую и корродируется. Постоянно фиксируется замещение мусковитом всех породообразующих и более ранних метасоматических минералов (кварца, калиевого полевого шпата). Для внутренних существенно мусковито-вых зон околожильных грейзенов часто отмечается повышенная концентрация рудных минералов (преимущественно молибденита). При этом содержание молибденита в мус-ковитсодержаших грейзенах бывает значительно выше, чем в жильном выполнении. Постоянная приуроченность молибденита к мусковиту объясняется, по-видимому, благоприятной химической обстановкой для осаждения молибденита (Сотников, Никитина, 1971). Существенных различии в редкоэлементном составе мусковитов из околожильных грейзенов и грейзенов «Молибденового штока» не наблюдается (табл. 5,2).
В жильном выполнении мусковит обычно тяготеет к зальбандам жил, образуя слюдяные оторочки мощностью от 0,5 до Ї0 см, сложенные крупными пластинами, ориентированными перпендикулярно зальбандам. Кроме зальбандовых оторочек, мусковит (особенно его мелкочешуйчатые разности) встречается и непосредствен!го в жильной массе в виде гнездообразных скоплений, к которым тяготеют рудные минералы {чаще всего вольфрамит). Обращает на себя внимание различие в редкоэлементном составе мусковитов из богатых и бедных промышленных жил (табл. 5.3). Для мусковитов из богатых промышленных жил (комплексных редкометалльных) характерны более высокие концентрации редких щелочных элементов (Li, Rb, Cs), а также ряда рудных элементов (особенно молибдена) (см. табл, 5.3).
БЕРИЛЛ обычно образует хорошо ограненные одиночные крупные столбчатые кристаллы сильно уплощенные по оси «с» или сросшиеся в пучки их агрегаты, неравномерно распределенные по телу жил и обычно приуроченные к их зальбандам. Берилл наблюдается на месторождении в виде двух разновидностей: золотисто-желтого и голубовато-зеленого цвета, причем первая из них, наиболее высокотемпературная, по А.Е.Ферсману, получила наибольшее распространение в в жилах 1-2, 69-70, 87, 4а II разведочного участка месторождения (так называемых комплексных редкометалльных). На отдельных участках в раздувах этих жил, а также в их маломощных апофизах и местах каленообразного изгиба происходит резкое увеличение содержания берилла, вплоть до 90 % объема жильных минералов. Берилл в комплексных редкометалльных жилах является одним из наиболее ранних по времени образования минералов: он часто рассекается кристаллами вольфрамита, а в местах развития сульфидной минерализации (главным образом, халькопирита) берилл интенсивно корродируется чешуйками молибденита. По зонам дробления в берилле нередко наблюдается развитие мелкочешуйчатого мусковита. ФЛЮОРИТ является весьма распространенным минералом в рудах Южно-Калгутинского проявления, где он в ассоциации с кварцем, ферберитом и сидеритом образует крупные (до 30-40 см) гнезда и практически мономинеральные жильные зоны мощностью до первых метров. На Калгутинском же месторождении флюорит встречен во многих жилах в виде сравнительно крупных округлых выделений от темно-лиловой до розовато-фиолетовой окраски.
