Mountain Pass Deposito de Tierras Raras

 

ROCAS IGNEAS Las rocas ígneas esencialmente no esmaltadas invaden el complejo metamórfico de la edad pre-cambriana. En cuanto a edad, composición y distribución, se dividen en dos grupos generales: un grupo más antiguo de rocas ricas en potasio, incluyendo la biotita shonkinita, las sienditas hornblende y biotita, el granito y las rocas de dique relacionadas y un grupo más joven de diques generalmente andesíticos con una composición Desde el basalto hasta la riolita. Los diques más antiguos, ricos en potasio generalmente tienden hacia el noroeste, mientras que los diques más jóvenes tienden comúnmente hacia el este. Los diques d iques andesíticos se consideran provisionalmente como terciarios en la edad sobre la base de la evidencia regional (Hewett, 1950, comunicación personal). Las rocas ricas en potasio son más jóvenes que la foliación precambriana y más antiguas que el grupo andesítico de diques. Las determinaciones de edad de monazita y circón indican que las rocas ricas en potasa y las rocas de carbonato relacionadas son de edad pre-Cambriana. Las rocas ígneas ricas en potasio ocurren en un cinturón de aproximadamente 7 millas de largo e iy2 millas de ancho que se extiende desde la falla transversal, a unos 2.000 pies al norte de la Colina Mohawk, por lo menos hasta el límite sur del mapa geológico. Cerca del extremo sur del área del mapa (pi.1), los diques ricos en potasa son delgados y escasamente distribuidos, y probablemente son escasos o ausentes ausen tes en el intervalo de 2 o 3 millas entre el límite sur del mapa y el aluvión de Ivanpah Valle. Dentro del distrito siete cuerpos intrusivos más grandes, que van desde 300 a 1.800 pies de ancho, y varios cientos de diques más finos y potásicos, de 1 a 30 pies de espesor y hasta 3.500 3.50 0 pies de largo, han sido mapeados. Cuanto más silícico de los cuerpos intrusivos, especialmente aquellos que contienen cuarzo, son relativamente resistentes a llaa intemperie y se destacan como crestas y picos. Las rocas intrusivas oscuras ricas en biotita, sin embargo, son más friables que las otras rocas, se desmoronan con relativa facilidad en la intemperie y generalmente forman pendientes suaves. La unión es notable en algunos de los cuerpos intrusivos más claros, pero la shonkinita es menos articulada y se descompone en masas redondeadas por meteorización esferoidal. Shonkinita, sienita y granito forman diques en todo el distrito. La mayoría de los diques son en general paralelos con la foliación en el gneis, y se concentran cerca de los siete cuerpos instrusivos más grandes. gra ndes. En promedio, los diques finos, ya y a sean de shonkinita, sienita o granito, son de grano más fino que las mismas rocas en los grandes cuerpos, y las variedades porfídicas están abundantemente representadas en las rocas del dique. La mayoría de los diques delgados son esencialmente homogéneos en toda su extensión, pero algunos son compuestos. Un dique compuesto casi vertical de 6 a 9 pies de grosor está expuesto para una longitud de 50 pies sobre 3.800 pies N. 85 ° W. de los ventosos propects. Este dique se compone en parte de shonkinita o de la sienita rica en biotita, pero es en gran parte syenita hornblende y leucosenosita. Otro dique compuesto justo al sur del cuerpo de granito de Mineral Hill tiene 20 pulgadas de grosor. La mitad de la pared del pie de este est e dique es la sienita de biotita de color claro, y la mitad superior es una inyección ligeramente más joven de leucosenita de grano fino que contie ne cuarzo. La secuencia de intrusión de las rocas ígneas es la misma en todo el distrito, como lo demuestran las relaciones en todos los cuerpos intrusivos descritos. La más antigua de las rocas ricas en potasa es la shonkinita, que generalmente es de grano grueso. El shonkinite se clasifica en y es cortado por sienitas ligeramente más tarde, y éstos a su vez son transected tran sected por aún más tarde, progresivamente más fino grained syenite y granito. Los diques oscuros de shonkinita, de grano más fino f ino en promedio que la shonkinita de las poblaciones p oblaciones más grandes, cortan el granito y son los más jóvenes de la secuencia de roca rica en potasio dondequiera que las relaciones de edad estén claramente clara mente establecidas. PETROGRAFIA SHONKINITA El término "shonkinite" en este informe se usa para rocas del clan de sienitas que contienen más de 50 por ciento de minerale s oscuros. El nombre fue aplicado por primera vez por Weed y Pirsson (1895, p 415-416) a una sienita melanocrática en las montañas Highwood de Montana, y lo definieron como una roca plutónica granular constituida por augita y ortoclasa esenciales, y Por lo que se relaciona con la familia de la sienita, puede ser con o sin olivina, y la nefelina accesoria, la sodalita, etcétera, puede estar presente en pequeñas cantidades ". El modo promedio descrito por Pirsson (1905, p.104) se muestra en la tabla 1. Aunque el tipo shonkinita de las montañas de Highwood contiene nefelina menor, el feldspatoide no es un constituyente esencial definido definido por Weed y Pirsson. Barksdale (1937), Larsen y Buie (1938) y Larsen, Hurlbut, Buie y Burgess (1941) han publicado estudios petrográficos detallados posteriores de la shonkinita en las montañas Highwood. El shonkinite en el paso de la montaña es una roca distintiva, de color oscuro compuesta en gran parte del microcline rojo -grisáceo, del augite verde, y de la biotita (pi 2J.). En la tabla 1 se dan los análisis modales de la shonkinita del área de Cumpleaños (pi. 10). Los minerales oscuros forman rara vez tanto como el 70 por ciento y más comúnmente alrededor del 50 por ciento de la shonkinita del distrito de Mountain Pass. Las sienitas ricas en biotitas que contienen de 30 a 50 por ciento de minerales máficos también son comunes

 

BIOTITA El mineral oscuro más abundante es la biotita lustrosa gruesa, en copos de hasta 0,5 pulgadas de diámetro, que constituye el 25 a 40 por ciento de la mayor parte de la shonkinita; Por lo tanto la roca es biotita shonkinite. En una sección delgada, la biotita es de color rojo oscuro, café pálido y verde. El índice intermedio de refracción de parte de la biotita se ha determinado como 1.618 ± 0.002. La biotita está comúnmente salpicada de óxidos de hierro. Los halos pleocíroicos están presentes pero no abundantes. Algunos de los cristales de biotita contienen un pequeño eufeda de augita y apatita. Pequeños copos de biotita están encerrados poikiliticamente en el feldespato d dee potasa de grano medio a grano medio. Localmente los copos de biotita tienden a ser paralelos entre sí, pero en casi toda la shonkinita los copos de b iotita tienen orientación aleatoria. La biotita es verde en partes de algunas secciones delgadas y grados de marrón amarillento fuera de estas áreas. El cambio de color puede ocurrir dentro de un cristal de biotita único, y algunos de los cristales de biotita tienen fra franjas njas verdes que pueden ser pro productos ductos de reacción tardía. En una sección delgada, la biotita de color marrón amarillento se asocia con anfibolo rico en soda y soda, pero la biotita verde se produce sólo en la proximidad del tipo de soda, sugiriendo que la variación de color está asociada con el desarrollo de soda-ampliibol . En otra sección delgada de shonkinita cerca del cuerpo de carbonato de Sulfuro Reina, la alteración de la biotita parece estar relacionada con el reemplazo de partes de la roca por el feldespato de potasa. Esta sección delgada de shonkinita alterada, tomada de una zona de cizallamiento (1905 S., 374 W. en la cuadrícula del mapa, pi. 4), consiste en aproximadamente 35 por ciento de biotita; 35 por ciento de augita, en parte alterada a epidota, óxido de hierro de grano fino, y feldespato (?); 25 por ciento de ortoclasa; Y 3 a 4 por ciento de apatita accesoria. La augita alterada y los minerales de carbonato a lo largo de las costuras están probablemente asociados con el período de cizallamient cizallamiento. o. Los remiendos grandes, irregulares y ópticamente continuos de ortoclasa se encuentran dispersos por todo el. Y cortar indiscriminadamente a través de la biotita y otros minerales. Periférico a los remiendos de la ortoclasa la biotita es verde en contraste con la biotita naranja -anaranjada lejos de los remiendos. Algunos cristales de mica se gradúan hacia la ortoclasa de la biotita naranja-marrón a través de la biotita verde a la mica incolora (pi. 3). Los centros de los remiendos r emiendos de ortoclasis contienen comúnmente cristales de esqueleto de moscovita, cuyas pequeñas partes son verdes. El moscovita tiene 2V de aproximadamente 35 °. PIROXENOS Y ANFIBOL El piroxeno y el anfíbol están próximos a la biotita en abundancia entre los minerales máficos y constituyen de 5 a 40 por ciento de la shonkinita. El augito, la aegirina-augita y la hornblenda predominan entre los minerales de estos grupos, pero la aegirina y las soda-anfíbolas, soda -anfíbolas, como la riquecita y la arsina, están muy extendidas. El piroxeno dominante de la shonkinita es la augita pálida. Las siguientes propiedades ópticas se han determinado para augita en shonkinite desde el área de cumpleaños: nY = 1.685 ± 0.005; Birrefringencia 0,025 ± 0,003; 2V estimado como 60 ° -70 °; Positivo biaxial; CAZ aproximadamente 45º. Pleochroism no es evidente en la mayor parte del piroxeno. Algunos cristales son d dee color verde brillante o tienen franjas de color verde brillante y alto relieve, y se consideran aegirine-augite. Augite y aegirine ocurren, separadamente o en la misma roca, en pequeños granos de euhedral a subhedral hasta tanto como 0.3 pulgadas de largo. La edad relativamente temprana de la augita en la roca está indicada por la evidencia de su reemplazo por otros minerales, recintos poiquilíticos en feldespato potásico, forma eúdica común y cristales rotos cementados por mezclas de feldespato potásico, biotita y óxidos de hierro. Los cristales de Augite comúnmente se dividen en zonas paralelas a los contornos de cristal. Las propiedades ópticas de la aegirina en una muestra de shonkinita fueron determinadas por Robert S. Jones, del Geological Survey, quien aportó datos ópticos sobre piroxenos y anfíboles en tres muestras muestras de shonkinita. Esta aegirina es biaxialmente positiva, nX 1.758 y nZ 1.803 ± 0.003, con un pequeño ángulo de extinción. Los anfíboles están relativamente extendidos en la shonkinita pero forman sólo una pequeña fracción de los minerales del mafic. La hornblenda común verde oscuro ocurre en algunas de las rocas, soda-anfibola en otras, otra s, y comúnmente ambos tipos están presentes. Dentro de estos grupos existe una gama de índices y colores que sugieren gradaciones en la composición. La hornblenda común en la sección delgada muestra una gama en colores pleochroic, típicamente amarillo-verde (X) a verde oscuro o amarillomarrón (Z). La birrefringencia es comúnmente de 0,020. Los índices, determinados para algunos granos, oscilan entre 1,625 y 1,68 (nS) y entre 1,64 y 1,70 (nZ), lo que sugiere un rango de composición. Los soda-anfíboles son marcadamente pleocroicos, en tonos de azul, violeta y verde. Algunos de los sodaamphibole sodaa mphibole se ha identificado como riebeckite, pero el rango en propiedades ópticas sugiere que otros sodaamphiboles están presentes también. En algunos fragmen fragmentos tos de cristal, diferencias de color distintas de azul en una parte de verde en otra probablemente indican diferencias en la composición química dentro del fragmento, pudiendo el color azul ser debido a una mayor riqueza en sodio. El análisis espectrográfico de anfíboles que conti contienen enen tanto el tipo verde como el azul indica un alto contenido de sodio y un bajo contenido de aluminio, como en la riebecquita. Unos cuantos granos de soda

 

anfiboles, sumergidos en líquidos índice, muestran muestran un rango en índices de 1.665 a 1.695 (nX) y 1.670 a 1.700 (nZ), birrefringencia alrededor de 0.005. Las soda-anfíbolas se presentan como granos de 0.25 0 .25 pulgadas o menos de longitud, o como agregados de granos, que parecen ser constituyentes primarios; Y como productos de alteración de piroxeno o hornblenda común. En algunas secciones delgadas, los aagregados gregados de hornblenda, magnetita y calcita, que representan un antiguo mineral máfico, están rodeados por un borde de reacción kelyfítico de anfíbol sódico. Los agregados fibrosos de soda-anfíbol sustituyen al piroxeno oa la hornblenda común. Algunos de los planos de corte en la shonkinita y otras rocas están revestidos con crocidolita (asbesto azul), con propiedades ópticas similares a las riebeckitas. FELDESPATO El feldespato de potasa, que constituye casi la mitad de la shonkinita, generalmente se presenta en gránulos de color rojo pá lido, grisáceo o rojo violáceo de 0,1 a 0,5 pulgadas de diámetro y excepcionalmente de hasta 3 pulgadas de diámetro. Algunas de las shonkinitas tienen una textura poikilítica, en la que los granos de microclina contienen muchos cristales más pequeños de biotita, augita, a ugita, apatita y otros minerales. En la muestra D (tabla 1), grandes masas individuales de feldspato transparente de potasa, de hasta 3 pulgadas de diámetro, encerran poikilicamente otros minerales. El feldspato de potasa (sanidina?) En este espécimen tiene un ángulo óptico pequeño a medio, en contraste con el ángulo óptico grande del feldespato potásico en 20 o más otras secciones delgadas de shonkinita. Sobre la base de este muestr muestreo, eo, la sanidina es probablemente la excepción más bien que la regla en los shonkinites del paso de montaña. Los micropertíticos intercalares de albita son comunes en los feldespatos de potasa, pero los granos separados de plagioclasa raramente exceden el 10 por ciento de la roca y comúnmente constituyen sólo 1 a 3 por ciento. OTROS MINERALES En una sección delgada de la shonkinita del área de cumpleaños, alrededor del 10 por ciento de la roca consiste en cristales euédricos que son sugestivos en forma de leucita. Estos se alteran a una masa turbia de feldespato de potasa, sericita y minerales no identificados de baja birrefringencia y alivio. Estos cristales y otros agregados que parecen similares que carecen de los contornos euédricos se c onsideran provisionalmente como pseudoleucite. Los agregados nublados contienen muchas pequeñas inclusiones de óxidos de hierro. El olivino es un mineral menor que ocurre o curre localmente en la shonkinita. Forma cerca del 5 por ciento de los minerales en la sección delgada donde fue identificado. La mayoría de los cristales son casi equivalentes y casi completamente alterados Serpentina y óxido de hierro. Los minerales accesorios en la shonquinita comprenden esfeno, leucoxeno, zircono, epidota, olivina, y localmente tanto como 5 por ciento de apatita o óxidos de hierro. Los accesorios son comúnmente co múnmente localizados alrededor y en los minerales máficos. La apatita, el mineral accesorio más abundante, constituye el 4 por ciento de las cuatro rocas para las cuales se determinaron los análisis modales. Los cristales de apatita son generalmente euédricos y de 0,1-0,2 mm de diámetro, y hasta 1 mm de longitud. Se presentan como inclusiones en la augita, biotita y microclina. Se examinaron cinco secciones delgadas de shonkinita cerca del contacto sudoeste del cuerpo shonkinitesyenite al noroeste de la mina Sulphide Queen (pi. 4), y éstas son relativamente ricas en minerales accesorios, que contienen comúnmente alrededor de 2 por ciento de zircón, 2 a 5 por ciento de apatita, Y 2 a 3 por ciento de esfeno. La shonkinita se caracteriza por la variabilidad textural. La roca es mayormente de grano medio, pero oscila entre la roca en la que los cristales tienen menos de 1 mm de diámetro hasta las variedades pegmatiticas con algunos cristales de varias pulgadas de diámetro. El tamaño del grano en la mayor parte de la shonkinita es de 2 a 5 mm. Las gradaciones entre las texturas finas y gruesas ocurren en distancias de algunas pulgadas o algunos pies. Parches de pegmatita, generalmente de unas pocas pulgadas de espesor y sólo unos pocos metros de largo, ocurren aquí y allá con contactos irregularmente gradacionales en la shonkinita. En las partes pegmatiticas predominan el feldespato potásico, y los minerales máficos son subordinados y menos abundantes que en la shonkinita que lo contiene. Soda-anfíbola y aegirina son los constituyentes máficos comunes de la pegmatita, y el esfeno, el zirconio, la alanita y la biotita están presentes localmente. La textura poikilítica es característica de gran parte de la shonkinita y se debe al recinto de minerales oscuros como la biotita y la augita en los granos de feldespato de potasa de hasta 3 pulgadas de diámetro. Localmente el shonkinite en las masas ma sas más grandes es porphyritic; porphyri tic; Fenocristales de biotita y algunaoscuros. augita oLa hornblenda ocurrenesenmás una tierra-masa de granoenmás compuesta en gran parte de feldespato potásico con algunos minerales textura porfídica má s común, sin embargo, losfino diques shonkinitic delgados. Una foliación vaga, debido principalmente a la orientación de los copos de biotita, se encuentra localmente en la shonkinita, como se indica mediante símbolos en la placa 4, pero casi toda la shonkinita parece estar prácticamente desprovista de estructura plana. La falta de tal estructura contrasta marcadamente con la foliación bien desarrollada de las rocas metamórficas que lo rodean.

 

SIENITA Las sienitas incluyen rocas ricas en feldespato que tienen menos de 50 por ciento de minerales máficos y menos de 5 por ciento de cuarzo. Las rocas con un 5 a 10 por ciento de cuarzo se denominan sienita de cuarzo en este informe, y las rocas con más del 10 por ciento de cuarzo son de granito. Hay todas las gradaciones en el contenido de minerales oscuros, pero la may mayor or parte de la sienita contiene menos del 30 por ciento de minerales máficos y algunos es casi enteramente feldespato potásico. La sienita típica contiene aproximadamente 80 a 85 por ciento de feldespato de potasa, 5 por ciento o menos de plagioclasa, y 10 a 15 por ciento de biotita, anfíbol, o más raramente piroxeno. Los minerales accesorios que se producen en pequeñas cantidades variables son hematita, apatita, esfeno, zirconio, rutilo y alanita. Un mineral naranja metamict mineral de aspecto moteado, alto relieve y birrefringencia baja observada en una sección delgada es probablemente thorite. Gran parte de la sienita es equigranular eq uigranular y de grano relativamente grueso (3 a 10 mm). En algunas sienitas porfiríticas, la ortoclasa se produce tanto como fenocristales rectangulares como en la masa de tierra de grano fino. Los sienitas más máficos, con 25 a 50 por ciento cie nto de minerales oscuros, tienen fenocristales de biotita, anfíboles o rara vez piroxeno, mientras que la leucositosa porfídica y el granito tienen t ienen fenocristales de feldespato potásico. La pegmatita de la sienita se presenta como parches irregulares localmente en shonkinita y sienita. El feldespato de potasa forma la mayor parte de la sienita y es en parte ortoclasa, en parte microclina, o mezclas de los dos; Los intergrives pertíticos de la plagioclasa son comunes. Los granos de albita u oligoclasa forman típicamente de 1 a 3 por ciento, rara vez tanto como 15 por ciento, de la sienita, y la plagioclasa también ocurre en la perita y la micropertítica. Algunos de los cristales de ortoclasa pertítica se encuentran en zonas, con núcleos ovales fuertemente f uertemente sericitizados, bordeados por feldespatos relativamente inalterados Los minerales mórficos como la hornblenda, la augita, los anfíboles sódicos y los piroxenos y la biotita constituyen entre el 10 y el 15 1 5 por ciento de la sienita típica, pero muchos sienitas prácticamente práctica mente no tienen minerales oscuros. En general, las rocas más oscuras contienen piroxeno, anfíbol y biotita como constituyentes máficos, el intermedio mayormente biotita y hornblenda, y las la s rocas leucocráticas principalmente biotita. Algunos granos de augita tienen bordes de hornblenda. La mayoría de los minerales oscuros son intersticiales entre los granos más gruesos de feldespato de potasa, pero algunos se incluyen poikilitically en el feldespato. En otras sienitas, los minerales máficos son los granos más gruesos, y el feldespato de potasa forma la mayor parte de la matriz de grano fino. La soda-anfibola que se encuentra en algunos a lgunos de los sienitos se produce en parte como granos medianos o gruesos que probablemente cristalizaron relativamente temprano. La crocidolita es un mineral relativamente tardío que reemplaza a otros minerales como la augita, en vetas que cortan otros minerales y en una sección delgada como fibras finas en cuarzo que irradian de los márgenes hacia los centros de las ampollas de cuarzo que están escasamente distribuidas en la sección. Aegirine-augite ocurre en algo del syenite, y algo del soda-anfíbol parece haber formado por el reemplazo de este mineral. En la cartografía general del distrito (pi.1), las rocas ricas en potasio se dividieron en una unidad que comprendía shonkinita y sienita máfica, y otra unidad que comprendía la sienita leucocrática y el granito. La secuencia completa de shonkinita a granito es divisible en muchos tipos de roca dependiendo del grado de detalle involucrado en el estudio. Además de la shonkinita y el granito, cuatro unidades de rocas sieníticas, que se encuentran localmente en masas irregulares en los cuerpos intrusivos más grandes, se delinearon en la cartografía más detallada representada por la placa 4 del área Sulfuro Reina-Cumpleaños y se describen a continuación Párrafos. AUGITE Y BIOTITE-RICH SYENITE La sienita rica en augita y biotita difiere de la shonkinita en gran medida en el contenido de constituyentes máficos. Existe una transición gradual entre la sienita y la shonkinita, y la cartografía de la sienita augita y biotiterich se basa en un contenido mineral máfico que oscila entre aproximadamente el 25 y el 50 por ciento de la roca. Una sección delgada cortada de una sienita oscura en una zona de cizalladura contiene aproximadamente 65 por ciento de microclina, 15 por ciento de biotita y 15 por ciento de augita alterada. Una facies sieníticas o oscuras scuras de la sienita de grano grueso a 1770 S., 166 W. de la rejilla (pi. 4) consiste en granos de feldespato potásico p otásico de 2 a 3 cm de diámetro, encerrando poikiliamente constituyentes máficos que también constituyen el material intersticial a la feldespato. La apariencia moteada de la roca se ilustra en la figura 4. Mica verde-marrón de esta roca, con nY y nTi alrededor de 1.60-1.61, contiene muchos minutos placas hexagonales sin orientación de biotita marrón rojizo La sienita de grano grueso contiene los mismos minerales que la shenkinita shenkinita y la sienita rica en augita y biotita pero tiene menos m enos del 25 por ciento de constituyentes oscuros. Los contactos de este syenite con shonkinite no son afilados, pero son transicionales a través de algunos pies. La textura es como la de la shonkinita adyacente, y es uniforme. El tamaño del grano es comúnmente tan grande como 1 a 2 cm. SYENITE DE GRANAS FINAS

 

La sienita de grano fino se clasifica a través de la sienita de cuarzo a granito, y el contenido de cuarzo fue el único criterio de campo utilizado para diferenciar estos tipos de rocas. Algunos cuerpos individuales en el área á rea contienen los tres tipos, y los contactos entre ellos son ambos agudamente discordantes y transicionales. Debido a esta variación, gran parte del mapeo de estas rocas fue generalizado. El tamaño de grano de la sienita de grano fino es e s de 1 a 2 mm, pero algunos fenocristales máficos son de varios milímetros de longitud. Minerales cantidades de biotita, anfíbol y piroxeno constituyen los minerales máficos. Típico de los cuerpos más grandes de sienita de grano fino es una roca de un dique en el borde suroeste d del el cuerpo de shonkinita cerca de la mina de Sulphide Queen, al este del área del mapa de la placa 4. Consta de 80 por ciento de orthoclasa, gran parte de la cual es pertítica . Muchos cristales de ortoclasis contienen parches dispersos de plagioclasa de albita al bita gemela (An30). Biotita y hornblene constituyen 8 a 10 por ciento de la roca, y cuarzo 2 a 3 por ciento. Los minerales accesorios incluyen zirconio, esfeno, apatita y minerales opacos. QUARTZ SYENITE Las rocas similares a la sienita de grano fino en composición y textura, pero que contienen de 5 a 10 por ciento de cuarzo, han sido cartografiadas como una unidad de roca en la placa 4. Aunque se reconoce la dificultad de evaluar con precisión las cantidades de cuarzo en especímenes manuales, Se ha hecho una distinción para enfatizar la transición gradual de la sienita al granito. Uno de los lo s cuerpos de sienita de cuarzo, muestreados y examinados en sección delgada, está compuesto por 75 por ciento de ortoclasa, 15 por ciento de albita, 7 por ciento de cuarzo y 3 por ciento de hematita y goetita como resultado de la descomposición de minerales ferromagnesianos anteriores y apatita accesoria, zirconio y Minerales opacos. GRANITO Granito en este informe se aplica a las rocas intrusivas que contienen 10 a hasta 40 por ciento de cuarzo. Casi invariablemente los granitos son ricos en potasa de feldespato y pobres en minerales oscuros. En color las rocas graníticas van desde el blanco a través de tonos de gris, lavanda pálida o rosa, a un rojo oscuro en las superficies meteorizadas del cuerpo granítico en Mineral Hill. Los diques finos que se muestran en el mapa (pi.1) como granito indiferenciado y leucosenita son predominantemente de granito, pero son frecuentes las sienitas de cuarzo con un 5 a 10 por ciento de cuarzo y las sienitas con menos del 5 por ciento de cuarzo. Genética de estas rocas. Los análisis modales de dos especímenes del área de Cumpleaños, dados en la tabla 2, indican una variación considerable en la composición de los granitos. En la tabla 4 (E) se presenta un análisis químico de un granito del área de la Reina de Sulfuro. Los granitos varían en tamaño de grano de fino a grueso (vea pi. 22?). Los cristales eeddricos de feldespato rosáceo de potasa, comúnmente de 2 a 3 mm de diámetro y raramente tan grandes como 5 mm, son evidentes en una matriz de cuarzo de grano más fino, feldespato de potasa y plagioclasa. Los cristales de feldespato de potasio se rompen en partes, y las partes se desplazan 1 ó 2 mm, aunque no se ven fracturas en la matriz de cuarzo y feldespato de grano fino. Algo del cuarzo parece estar a lo largo de raquetas sutiles paralelas; Esto sugiere fractura o movimiento durante la historia de cristalización tardía del granito. Los cuerpos intrusivos más grandes son generalmente gruesos, mientras que la mayoría de los diques finos son de grano fino o porfídico, con fenocristales de feldespato de potasa en una masa de tierra de grano fino. El feldespato en el granito es predominantemente potásico, como en la sienita y shonkinita. Tanto el microclina m icroclina como la ortoclasa son abundantes, mucho es pertítico, y algunos granos iguales o rectangulares de feldespato de potasa están carnosamente hermanado hermanados. s. Las texturas micrográficas están presentes pero poco comunes. El feldespato de potasa en granitos en el área de cumpleaños es en gran parte microperthite microclina, en el que la albita pertítica localmente forma un tercio o más de los cristales de feldespato huésp huésped. ed. En algunos de los cristales, las ampollas de albita son muy pequeñas, tienen una orientación cristalográfica común y no parecen estar conectadas con el borde del cristal huésped o con inclusiones de cuarzo. Estos son los criterios criterios utilizados por Ailing (1933, p.163) para reconocer las l as ampollas de exsolución. En otros cristales del huésped, las ampollas a mpollas son más abundantes, tienen formas y tamaños que corresponden al tipo de penacho o tipo de banda de la ampolla, y parecen ser más comunes adyacentes a los bordes de los cristales oa inclusiones de cuarzo. Según Ailing, estas características indican origen de reemplazo. Granos de albita u oligoclase constituyen menos del 10 por ciento del granito medio, rara vez tanto como 15 por ciento. El contenido de sosa del granito analizado (tabla 4, E) es menor de lo que se esperaría de la cantidad de plagioclasa observada en la mayoría de las secciones delgadas del granito de Mountain Pass. La plagioclasa es generalmente clara e inalterada; No se observaron cristales zonales. Muchos de los granos de cuarzo y plagioclasa son subédricos a anhedral, y tienen tien en menos de 0,1 mm de diámetro; Tienden a agruparse alrededor de los cristales mucho más grandes de potasio feldespato para formar una textura de mosaico. Estos pequeños granos también se dispersan d ispersan como inclusiones en los cristales de feldespato de potasa más gruesos. Las pequeñas inclusiones de cuarzo en un cristal de microclina en una sección delgada de las reivindicaciones de cumpleaños se disponen en una zona de crecimiento del microclina y sugieren que al menos una parte del cuarzo es contemporánea con el microclina.

 

Los escasos minerales oscuros que constituyen menos del 5 por ciento de la mayor parte del granito son biotita, hornblenda, soda-anfibola s oda-anfibola (arfvedsonita y riebeckita?) Y rara vez piroxeno-esencialmente los mismos minerales maficos que en la sienita y shonkinita pero en menor cantidad . La soda-anfibola y un producto de alteración clorítica ocurren localmente a lo largo de fracturas en el granito. Los minerales accesorios incluyen hematita, circona, apatita, esfeno, rutilo, monazita, tortita (?), Alanita, epidota, fluorita y leucoxeno. Al igual que las otras rocas ígneas, algunos granitos contienen agregados polvorientos de óxidos de hierro y minerales de carbonato, y probablemente otros minerales de grano fino, dentro de los contornos cristalinos cristali nos de los primeros minerales oscuros. ROCAS SHONKINITIC DIKE Varias rocas shonkinitic del dique, similares en la composición a la shonkinite en las masas más grandes, cortan shonkinite, syenite, granito, y rocas metamorphic. La composición mineralógica variable de ocho rocas de dique shonkinitic se indica en la tabla 3 y la composición química de una muestra en la tabla 4. Aunque estas rocas del dique no son enteramente shonkinitic en sentido estricto, se agrupan deb debido ido a la similitud general de la composición y De D e las relaciones de edad. Las rocas shonkinitic del dique se habían referido como lamprophyre la mprophyre (minette) durante el trabajo de campo, pero en este informe el término "rocas shonkinitic del dique" será utilizado, para acentuar la semejanza general a la composición de las masas más grandes La evidencia de campo indica que las rocas de dique shonkinitic son más jóvenes jó venes que el granito y la sienita, porque cortan a través de diques de estas otras rocas. Debido a que las la s rocas de dique shonkinitic y shonkinite en las masas más grandes son de composición inusual, la similitud de composición sugiere que están relacionados. Así, el granito debe ser también un producto del mismo período general de actividad activid ad ígnea. Las rocas del dique shonkinitic son cortadas por las venas del carbonato en varios lugares. En un punto en el área del cumpleaños, un dique fino de shonkinite de grano fino parece cortar a través de una vena fina del carbonato similar a las venas adyacentes de las tierras raras-que llevan. Aunque las exposiciones no son adecuadas para proporcionar pruebas concluyentes, las relaciones sugieren un posible solapamiento en el tiempo de formación de las rocas dique shonkinitic y las vetas de carbonato. Las rocas de dique shonkinitic se componen en gran gra n parte de ortoclasas y microclina, biotita, piroxeno, anfíbol y minerales accesorios (véase pi. 2C). La roca de dique shonkinitic típica contiene aproximadamente 30 a 50 por ciento de feldespato, que se produce princi palmente como granos anhedral 0.5 a 1 mm de diámetro en la masa de tierra. La mayor parte del feldespato es ortoclasa. La plagioclasa tiene una composición de aproximadamente Ab90. Algo de esto es untwinned, y es similar en aspecto al orthoclase. Debido a la dificultad de distingu distinguir ir entre estos dos tipos de feldespato se agrupan en el análisis modal de la roca (tabla 3). El análisis químico de una de las rocas de dique shonkinitic indica un bajo contenido de sosa (1,3 por ciento), por lo que la cantidad de plagioclasa debe ser correspondientemente baja y sólo una pequeña proporción del feldespato total. La biotita de color marrón claro a rojizo a marrón aamarillento marillento pálido es el mineral máfico dominante. La biotita se produce en copos diminutos en la masa molida y como fenocristales hasta 3 mm de diámetro. La mica oscura varía de biotita a phlogopite; Algunas de las biotitas tienen un índice intermedio de alrededor de 1.620, mientras que otras muestras de mica oscura tienen índices por lo menos tan bajos como 1 1.58, .58, en el rango de phlogopite. Se determinó que la mica oscura en dos de las secciones delgadas tenía t enía un 2V de aproximadamente 15º, con una fuerte dispersión; Se cree que esta mica es flogopítica, y la fuerte dispersión puede ser responsable ante el sodio o el manganeso. El piroxeno corresponde en propiedades ópticas a augite y aegirine-augite. a egirine-augite. Se presenta como granos finos en la masa molida y como fenocristales tan grandes como 3 mm. Tanto los grandes como los pequeños cristales de augita se encuentran en lugar lugares es bordeados por un estrecho orillo de verde brillante aegirineaugite. Algunos de los cristales de augita muestran hermanamiento polisintético grueso, que ha sido interpretado por Poldervaart y Hess (1951, p.483-485) como un indicador del enfriamiento lento de un magma básico. Algunos fenocristales de augita muestran una o dos zonas de inclusiones polvorientas cerca de sus bordes. En gran parte de la roca, los cristales de piroxeno se han alterado a anfíbol con propiedades ópticas que indican un rango de hornblenda común a hornblenda sódica. só dica. Los agregados de epidota, calcita y biotita probablemente representan antiguos granos de augita. El anfíbol se presenta como un fieltro de agujas orientadas al azar en la masa de tierra y como fenocristales de varios milímetros de longitud; Algunas fibras anfíbolas están dispuestas radialmente como si reemplazaran un mineral anterior. Las agujas de anfíbol son generalmente no fracturadas y muestran terminaciones de cristal. El cuarzo constituye generalmente menos del 1 por ciento de las rocas dique shonkinitic sh onkinitic y se produce en las ampollas a mpollas anhedral irregulares. La apatita y el esfeno en cantidad de 1 o 2 por ciento son minerales accesorios relativamente abundantes. Algunos granos de apatita han embebido bordes corroídos, excepto donde los granos eódricos están encerrados en cristales de biotita. El esfeno, como el típico de otras rocas de la zona, suele tener forma de huso, amarillo y pleocroico, con inclusiones submicroscópicas oscureciendo la birrefringencia e impartiendo un mayor índice de refracción aparente a los gránulos diminutos. Otros minerales accesorios son magnetita, hematita, calcita c alcita y fluorita. Las agujas prismáticas del rutilo ocurren escasamente; La mayoría se orientan a lo largo de direcciones cristalográficas cristalográficas en la biotita. bi otita.

 

Dos de las secciones delgadas examinadas muestran áreas circulares de menos de un milímetro de diámetro que contienen prismas de anfibol fibroso que irradian hacia el interior desde el borde hacia un centro lleno de cuarzo. Estos probablemente indican el desarrollo tardío del anfibol de soda en los huecos, con el subsiguiente relleno por cuarzo. En las muestras de la mano de esta roca, los granos esféricos es féricos parduscos alrededor de medio centímetro a través son abundantes. En la sección delgada se ve que son feldespatos llenos de hematita polvorienta. Gran parte de la roca de dique shonkinitic es similar en textura a la shonkinite en los cuerpos intrusivos más grandes, pero en general es de grano más fino, con un promedio de aproximadamente 0,1 a 0,2 mm de tamaño de grano. A diferencia de los diques de granito y sienita, los diques shonkinitic en muchos lugares muestran bandas de flujo bien desarrolladas paralelas a las paredes, especialmente cerca de los contactos. Esto es evidente en especímenes manuales como un alineamiento a lineamiento paralelo de copos de biotita, y en algunas secciones delgadas como una orientación similar de los prismas de piroxeno y anfibol. Los diques ricos en biotita muestran foliación mejor que l os tipos de biotita. Los contactos de los diques shonkinitic con sienita, s ienita, granito o shonkinite anterior son agudos. Los bordes exteriores de los diques son notablemente más finos que las partes interiores; Esto sugiere que las fronteras son zonas refrigeradas. Varias de las rocas del dique shonkinitic contienen inclusiones de la roca más vieja. Un dique shonkinitic tardío de 20 pies de espesor, cortando shonkinite más viejo 350 pies S. 60 ° E. del eje de cumpleaños, contiene muchas inclusiones paralelas redondeadas o slablike de gneis preCambrian, comúnmente del tamaño de una mano. Los contactos entre la roca del dique y las inclusiones son agudos. Las inclusiones están orientadas paralelamente a las paredes del dique, y la foliación dentro de la inclusión hace no raro un ángulo agudo con la dimensión larga de la losa. Las inclusiones de gneis, los afilados contactos exteriores de los diques y la foliación primaria indican que los diques shonkinitic tardíos se inyectaron a lo largo de fracturas. Se sabe que las rocas de dique d ique shonkinitic que son discordantes a las masas shonkinite-syenite grandes son más jóvenes que las masas intrusivas más grandes. Las rocas de dique shonkinitic en el gneiss a cierta distancia de las masas más grandes probablemente se correlacionarán en parte con las existencias de shonkinite-syenite y en parte con los diques posteriores. Algunos de los diques en gneis tienen características que sugieren las masas intrusivas más grandes, tales como co mo el tamaño de grano grueso, la ausencia virtual de estructura e structura de flujo o foliación, variantes locales de composición tales como porciones sieníticas y aausencia usencia de cuarzo. Otros se asemejan a los diques shonkinitic finos de grano fino con tamaño de grano fino o textura porfídica con fenocristales de los minerales oscuros en una masa de tierra de grano fino, estructura de flujo localmente, pequeñas cantidades de cuarzo, cua rzo, pequeñas inclusiones de gneis con contactos afilados, uniformidad general de Composición y textura a lo largo del dique, y márgenes locales refrigerados de grano fino. BIOTITE-RICH DIKES NORTE DE SULPHIDE QUEEN MINE Varios diques finos en un área aproximadamente 1.300 pies al norte de la mina Sulphide Queen son ricos en biotita y tienen contenido de feldespato diferente al de la shonkinita. Al igual que las rocas de dique shonkinitic que acabamos de describir, estos diques ricos en biotita atraviesan e incluyen fragmentos de granito. La composición de la roca rica en biotita está indicada en las columnas G y H de la tabla 3. Es probable que otros diques de composición similar se produzcan en otras partes del distrito pero no se hayan distinguido de los otros diques de shonkinita debido a datos petrográficos insuficientes y similares Aparición en el campo. Los diques ricos en biotita tienen bordes refrigerados refrigerados de grano fino (0,1 mm), en los cuales los copo s de biotita son paralelos a los contactos, y una parte central de grano grueso en la que los cristales tienen una media de 1 mm de diámetro, pero con algunos fenocristale fenocristaless de biotita hasta 1 Cm de diámetro. La roca de grano grueso de un dique se compone de aproximadamente 50 por ciento de biotita, 30 por ciento de aegirina y 7 por ciento de feldespato, en gran parte hermanada albita (An2), pero en parte probablemente ortoclasis sin conso consolidar. lidar. El mineral de carbonato constituye el 10 por ciento de la roca, como granos anárdicos que encierran eúdenas minutos de otros minerales como la biotita y la aegirina, y que están comúnmente rodeados de biotita de mosaico fino. Alrededor del 2 por ciento de apatita y pequeñas cantidades de hematita y minerales opacos están presentes. La biotita es de color naranja pálido y casi uniaxial. La aegirina se presenta como prismas relativamente pequeños, euédricos, euédricos, longitud-rápidos de 0,1 a 0,5 mm de largo. La aegirina es biaxial (-), 2V alrededor de 60 °, tiene una extinción aproximadamente paralela y una birrefringencia alrededor de .045, y es pleocroica de verde a verde amarillento. La aegirina se altera localmente a anfibolo verde pálido y prismático con colores anómalos de interferencia que sugieren contenido de sosa. Algún clorito fibroso ocurre con el anfíbol. El borde fino del dique tiene los mismos minerales que la facies gruesa, pero en proporciones diferentes. La biotita, que constituye aproximadamente el 35 por ciento de la sección delgada del borde de grano fino, se produce parcialmente en cristales del mismo tamaño que los de la parte central, pero una proporción mucho mayor de la biotita es de grano fino (aproximadamente 0,1 mm). Estos pequeños copos de biotita también son fluidos. Alrededor del 25 por ciento de la l a sección es de aegirina de grano fino con un promedio de aproximadamente 0,05 mm de longitud. La albita gemela constituye el 21 por ciento, y ortoclase el 10 por ciento de la sección. Los feldespatos subédricos a anuros oscilan entre granos muy finos y 0,5 mm de tamaño. El 5 por ciento de carbonato es similar en ocurrencia a la de las facies gruesas, pero es de

 

grano más fino. Alrededor del 2 por ciento de apatita y pequeñas cantidades de minerales opacos y hematita están presentes. Algunos A lgunos de los fenocristales de biotita se alteran a un mosaico de grano fino de biotita alrededor de núcleos de carbonato. Algunas de las características descritas anteriormente indican que hubo un aumento relativo de biotita y aegirina en el centro después de la solidificación de los bordes. Posiblemente, gran parte del líquido feldspático fluyó de una malla ya estabilizada de biotita y aegirina, o hubo asentamiento de cristales en el dique de enfriamiento después de la solidificación de los orillos para tener en cuenta la variación var iación de composición. La roca de la pared de la sienita adyacente al dique rico en biotita descrito anteriormente está enriquecida en sosa, conteniendo conteni endo alrededor de 65 por ciento de albita (An0-2), 13 por ciento de ortosa, 10 por ciento de aegirina, 10 por ciento c iento de carbonato mineral y pequeñas cantidades de apatita, minerales opacos , Y zircon. La aegirina es reemplazada pero ligeramente por anfibola de soda. La aegirina se concentra en fisuras que se extienden oblicuamente desde el dique, pero el piroxeno sosa de la sienita es de grano gr ano más grueso que el del dique. El 5 al 10 por ciento de calcita en los diques ricos en biotita sugiere que el CO2 puede haber sido abundante cuando la roca se formó. La aegirina en los diques y la albita predominante en la sienita adyacente a los diques indican un exceso de sosa en estas rocas. Esto puede estar relacionado con el ambiente de CO2 y su posible efecto sobre las relaciones de estabilidad de la sodosa-potasa. CONTACTOS Los contactos entre las rocas ígneas ricas en potasa y sus rocas de pared son en parte contactos de falla, contactos intrusivos discordantes parcialmente agudos y algunos muestran una gradación entre el gneis y las rocas ígneas ricas en potasa. Las apófisis de las masas intrusivas son raras pero presentes en algunos lugares. El metamorfismo de contacto local, restringido a gneis precámbricos cerca de rocas ígneas ricas en potasio y rocas carbonatadas, se menciona en las descripciones de las siete existencias de granito de shonquinita-sienita (pág. Estas alteraciones de contacto no han sido estudiadas en detalle petrográficamente, pero se han observado ciertas características que sugieren el desarrollo local de rocas de contact o similares a la fenite de Brogger (véase Brogger, 1920, Von Eckermann, 1948, Adamson, 1944, Dixey, Smith, Y Bisset, 1937, y otros enumerados en la bibliografía). Localmente, cerca de los contactos de los cuerpos intrusivos del Paso de Montaña, se redistribuye el cuarzo del gneis, convir convirtiendo tiendo algunos gneis en rocas sieníticas pobres en cuarzo o recristalizando formando pequeñas vesículas, vetas y vainas irregulares de cuarzo, comúnmente sin extinción ondulada. Las rocas están enrojecidas localmente por hematita diseminada y manchas de hierro a lo largo de las fracturas. frac turas. Los granos de microclina se han formado a lo largo de los planos de foliación en el gneis, tendiendo así a obliterar la foliación. Los granos de perclito de microclina localmente en la shonkinita y en el gneis adyacente están zonificados, los núcleos contrastan en color con los bordes. La albita y el cuarzo reemplazan al microclina, particularmente cerca de los l os márgenes de los granos, formando myrmekita. Los granos ffrescos rescos inalterados de albita bien cultivada se encuentran entre los granos de feldespato de potasa alterados y sericitizados, y la biotita, la soda-anfibola y el piroxeno sódico se han introducido o recristalizado en algunas de las rocas de contacto. La crocidolita se ha formado a lo largo de costuras o vetas en rocas intrusivas y adyacentes de la pared. La gran masa de shonquinita-sienita en el área de cumpleaños contiene rocas gneísicas parcialmente asimiladas local localmente mente en una zona de varios pies de ancho cerca de la frontera. Esta zona se compone en su mayor parte de shonkinite que es de grano más fino y aparece menos mafica que la roca promedio en la masa intrusiva. Cerca del contacto hay cristales zonales de feldespato potásico, cuyos núcleos gris claro o rosado sugieren feldespato del gneis. Los bordes, de 1 a 2 mm de espesor, son el rojo grisáceo característico del feldespato de potasa en la shonkinita. Los núcleos se embayan localmente y se llenan ll enan con el feldespato más oscuro. Los L os cristales de feldespato que muestran crecimiento excesivo no parecen estar sistemáticamente orientados dentro de la roca de la zona de contacto, aunque son abundantes y algunos a lgunos se encuentran a una pulgada o menos del gneis augen. a ugen. El contacto entre el gneis augen y la roca shonkinitic que contiene las inc lusiones gneissic y los overgrowths del feldespato es agudo. Estas relaciones sugieren la intrusión del magma shonkinitic, y la asimilación parcial de la roca del anfitrión localmente a lo largo de su contacto con el shonkinite. La brecha compuesta de bloques de gneis pre-cambrianos feldspathizados f eldspathizados en granito o sienita es visible a lo largo del llado ado este del cuerpo de granito de Mineral Hill. Los fragmentos de gneis pre-cambrianos pre -cambrianos en la brecha disminuyen en tamaño y número hacia la parte interna del cuerpo intrusivo de Mineral Hill, que es casi enteramente granito y sienita. Brechas similares, cuy cuyos os fragmentos y matriz consisten en granito, sienita y shonkinita, además del gneis, se encuentran en muchos de los l os contactos del gneis con la masa de shonkinitesenita de Sulphide Queen. Estas brechas se formaron indudablemente en el momento del emplazamiento del granito, la sienita o shonkinita. ALTERACIÓN

 

Las rocas ricas en potasa en gran parte del área están ligeramente alteradas. Algunos efectos magmáticos tardíos o deutéricos se indican por alteración local de piroxeno a hornblenda o soda-anfibola, anfíbol y biotita a clorita, y augita a aegirina-augita. Los pequeños granos de fluorita de origen magmático tardío o postmagmático no son infrecuentes como constituyentes menores del granito y diques shonkinitic ttardíos. ardíos. Los agregados de riebecquita, fluorita, óxidos de hierro, biotita y clorita en una sección delgada de granito aparecen pseudomorfos después de los granos de piroxeno. Localmente, las rocas ricas en potasa se alteran ampliamente, especialmente a lo largo de las zonas de cizalladura y cerca de las vetas carbonatadas. La alteración consiste en reemplazar el feldespato y los minerales máficos por calcita, dolomita o anquerita en parches irregulares; Vetas de carbonato y cuarzo, con barita menor; Goticita y hematita de color amarillento o rojizo a lo largo de fracturas; Sericitización de feldespato potásico; Blanqueo de la biotita o oxidación de la misma a un color marrón rojizo, asociado con vetas amarillas opacas y manchas oscuras de óxido de hierro; Y la introducción local de pirita. La clorita y los agregados de clorito, calcita, epidota y óxido de hierro son pseudomorfos después de los granos de biotita, piroxeno o anfíboles. a nfíboles. La serpentina se ha encontrado en algunas de las shonkinitas alteradas. El yeso se observó en una vena delgada en una fractura en la roca shonkinitic del dique subterráneo en la mina de oro de Sulphide Queen. El granito y la sienita están menos alterados que la shonkinita y el gneis más oscuros, pero las rocas leucocráticas comúnmente se enrojecen cerca de las zonas de cizallamiento. El examen de sección delgada revela el desarrollo de carbonato y otros minerales de grano fino, incluyendo óxidos de hierro, en la augita escasa, y de carbonato manchado de hierro y cuarzo en las cizallas estrechamente espaciadas. Un cuarzo en las zonas de cizallamiento es tenso y presenta características cataclásticas. Los últimos diques de shonkinita también se alteran cuando se cortan por zonas de cizallamiento. Una delgada sección típica d el dique de shonkinita alterado en la zona de cizallamiento a 3058 S., 494 W. de la rejilla (pi. 4) está compuesta de fenocristales de flogopita marrón amarillento pálido, bordeados por un orillo de cuarzo, en una fina Que es principalmente feldespato de potasa, flogopita, ampollas irregulares de apatita y esfeno menor. El óxido de hierro se produce a lo largo de las costuras, como el polvo a través de la sección, y como pseudomorphs de agujas minuciosas en la masa de tierra. También diseminadas a través de la sección son pequeñas ampollas irregulares de un mineral platy amarillo pálido a verde-marrón, posiblemente nontronite, con índices de refracción de alrededor alr ededor de 1,6, birrefringencia entre 0,03 y 0,04, uniaxial o con un pequeño 2V, y negativo. Las costuras de la roca están llenas de muscovit muscovita, a, probablemente rica en hierro como se sugiere por un 2V de aproximadamente 20 °, una birrefringencia de 0,035, y unos índices de refracción de aproximadamente 1,6. Los diques ricos en clorito verde oscuro ocurren en varias áreas de gneis cerca de la falla de la Montaña Clark (pi.1), y probablemente están alterados shonkinite. Son más viejas que las fallas y son cortadas localmente por planos de corte estrechamente espaciados que paralelan la falla de Clark Mountain. En tres delgadas secciones de estas rocas verdes, la ortoclasa o microclima micropertítica o ambas varían de 0 a 35 por ciento; Clorito 30 a 50 por ciento, aparentemente pseudomorfo después de biotita y anfíbol; El carbonato es casi el 10 por ciento de una sección y el 30 al 40 por ciento de los otros, produciéndose como un producto de alteración de los minerales máficos, en las vetas, y aparentemente reemplazando los granos de feldespato; El cuarzo está presente en cantidades de casi 0 a 15 por ciento; Y hay pequeñas cantidades de óxidos de hierro, apatita, esfeno, epidota y alanita. PRINCIPALES STOCKS Y ORGANISMOS INTRUSOS CUERPO DE SHONKINITE-SYENITE CERCA DE SULPHIDE QUEEN MÍA El mayor de los cuerpos intrusivos ricos en potasa en el distrito, el material co compuesto mpuesto de shonkinita-sienita al norte de la mina de la Reina Sulfuro, se muestra en la placa 1 y la parte suroeste en la placa 4. La población es de unos 6.300 pies de largo y 1 1.800 .800 pies de ancho máximo. La dimensión larga de este cuerpo es N. 65 ° W., y corta a través de la tendencia general de la foliación pre-Cambrian que es variable cerca de ella pero los promedios sobre el N. 20 ° W. Los contactos intrusivos irregulares de la acción se zambullan hacia el sudoeste En ángulos de 25 ° a 70 °, pero en varios lugares el contacto está formado por una inclinación pronunciada de las fallas que se aproximan a aproximadamente 60 ° -0 ° W. Una exposición de shonkinita en las rocas precámbricas justo al norte de la gran masa de carbonato muestra La actitud del contacto shonkinita-gneis, que aquí golpea N. 20 ° O y se sumerge 25 ° SW. El stock se compone principalmente de shonkinita que se clasifica en irregulares, pequeñas, erráticamente distribuidas masas de augita, hornblenda o sisteína de biotita, o sienita rosa compuesta de 80 por ciento o más de microclina rosada a grisácea, algo de biotita y un poco de anfibol o piroxeno. Estas variantes locales no están indicadas en la placa 1, el mapa geológico del distrito. El cuarzo está en gran parte ausente de la sienita, y donde se observa se produce como un mineral menor en parches pequeños con microclina de grano grueso. Muchos contactos entre la shonkinita y la sienita son gradacionales, pero algunos son agudos. Localmente, pequeños fragmentos de shonkinita es tán encerrados en matriz sienítica.

 

La distribución de los principales tipos de rocas en parte del cuerpo intrusivo se muestra muestra en la placa 4, en la cual las rocas intrusivas se han dividido en shenkinita, sienita rica en augita y biotita, sienita de grano grueso, sienita de grano fino, , Granito y diques shonkinitic finales. En su mayor parte, los parches irregulares de sienita se introducen en la shonkinita, pero los diques de sienita de cuarzo, granito y shonkinitic tardío cortan típicamente el complejo shonquinita-sienita con contactos relativamente agudos. El granito generalmente forma afloramientos llamativos, claros y resistentes dentro de la zona shonkinita. La mayor may or parte de los diques son algunos pies o algunas pulgadas gruesas, pero algunos de los diques del granito son más de 100 pies de ancho. Son casi verticales; La mayoría de huelga de noroeste a oeste y la inmersión fuerte al sur o al suroeste. Las rocas de dique más grandes y abundantes que cortan la masa shonkinitesenita son de granito y de seda fina de grano fino. Por lo menos dos tipos de granito son reconocibles en el ca campo. mpo. Un granito con feldespato de potasa blanca constituye algunos de los diques que cortan un granito de feldespato rosa similar en aspecto a lo s sienitas rosados. Ejemplos de granito claro que cortan granito rosa ocurren a 2045 S., 500 W. ya 2550 S., 350 E. de la cuadrícula del mapa (pi. 4). El granito en los lugares califica en syenite del cuarzo y syenite. Una sienita de cuarzo a unos 1.000 pies al este e ste del eje Sulphide Queen contiene aproximadamente un 20 por ciento de minerales oscuros que son biotita, hornblenda y augita y de 5 a 10 por ciento de cuarzo. La recristalización y el reemplazo están indicados por varias características de la roca. Un fenocristal no ionizado de andesina de 3 mm de diámetro está bordeado con un borde estrecho de ortoclasa. Varios cristales pertíticos de ortoclasa tienen núcleos ovalados, parcialmente alterados a sericita, cuyas orientaciones ópticas difieren de l as de los bordes. El desarrollo de la pertita es mayor en los bordes de los cristales de ortocla ortoclasis. sis. La augita de la roca constituye el núcleo de muchos cristales hornblende. Los agregados de grano fino de minerales opacos y biotita marrón y verde, y agregados de feldespatos diminutos de entrelazado salpicado con biotita y minerales opacos, ocurren dentro de los contornos cristalinos de minerales anteriores. Alrededor de 15 diques shonkinitas tardíos se han mostrado en la placa 4. Los segmentos con fallas de un dique suman más de 2.000 pies de largo. Este dique mide 10 a 30 pies de ancho, golpea el N. 60 ° E., y se sumerge entre 70 ° y 80 ° S. Los diques oscuros de shonkinita de grano fino cortan los diques de granito en varios lugares y suelen tener márgenes enfriados de grano fino, f ino, indicando Su edad relativamente relati vamente avanzada. Algunos de los diques que son sólo un pie o dos de espesor son esencialmente continuas en longitudes de hasta 400 pies. Los diqu es shonkinitic más pequeños son paralelos a muchas de las venas del carbonato y de los diques del granito. Las inclusiones de gneis, de 1 ó 2 pulgadas de diámetro, son comunes, pero forman menos del 1 por ciento de los diques shonkinitic. s honkinitic. Los diques de granito y shonkinita tardío, así como las vetas de carbonato, parecen haber sido colocados en fracturas en la masa de shonquinita-sienita y el gneis adyacente. Esto se demuestra por el paralelismo de diques en ciertas áreas, intersecciones angulares agudas de segmentos, generalmente tamaño de grano fino, y contactos de dique afilados que tienen localmente márgenes refrigerados de gr grano ano relativamente fino. Entre las áreas de Cumpleaños y de la Reina Sulfida, los diques generalmente forman un sistema conjugado, cuyos conjuntos afectan aproximadamente al noroeste y al noreste, tanto en las rocas metamórficas como en las shonkinitas. Los diques diqu es que se inclinan hacia el noreste son generalmente verticales. Los cuerpos de sienita y granito en el área de la placa 4 están cortad os por diques de granito claro, orientados hacia el noroeste y el noreste, lo que sugiere que las fuerzas que controlan la estructura fueron persistentes durante el período de actividad ígnea. Una foliación, manifestada por copos de biotita paralelos, se encuentra en algunos lugares en la masa shonquinita-sienita; Golpea alrededor de N. 75 ° E. y se sumerge abruptamente hacia el sur, correspondiendo en actitud aproximadamente con el conjunto de diques noreste en la zona. La follación se encuentra, aunque rara vez, a lo largo de tijeras no orientadas en la shonkinita. En general, sin embargo, hay una notable falta de foliación en la masa shonquinita-sienita. La shonkinita en muchas áreas, por ejemplo en la proximidad de 2150 S., 125 E. en el sistema de rejilla (pi.4), es una brecha de fragmentos máficos en material más ligero, cortada por una red ramificada de diques graníticos y sieníticos. El granito en lugares contiene inclusiones redondeadas de la luz más vieja a la sienita máfica, indicando que el granito probablemente fue fluido a la vez. Los diques más pequeños de granito dentro del cuerpo shonkinita también contienen fragmentos de brecha de shonkinita. Algunas pequeñas inclusiones de gneis, de 10 a 20 pies de diámetro, se producen dentro de la shonkinita, pero las inclusiones de gneis no son abundantes. Cerca del contacto a unos 1.000 pies al este de la mina Sulphide Queen, la población es un conjunto complejo de shonkinita, biotita oscura o siemita hornblende, biotita rosada o siemita hornblenda con sólo minerales oscuros menores, leucosenita rosada, cuaren syenita y granito. Conjuntos similares de unidades de roca, muchos de menos de un pie de espesor y por lo tanto poco práctico para mostrar a la escala del mapa del distrito, se encuentran en otras partes de la población. Estas pequeñas masas irregulares muestran una secuencia de intru sión en orden de basicidad decreciente. En esta parte de la población, la shonkinita de biotita de grano relativamente grueso forma el borde a lo largo de la mayor parte del contacto, y muchos fragmentos de la misma se incluyen en sienito de cuarzo y granito. Los diques de grueso grueso de sienita o shonkinita máfica de sınido de color claro, y un ejemplar de sınido rosa porfıfrico muestran un margen enfriado de grano fi no contra la shonkinita. El gneis adyacente a esta parte de la población contiene localmente biotita abundante y feldespato de potasa que parecen haber sido introducidos o reconstituidos a partir del gneis pre-cambriano.

 

Los contactos entre el complejo intrusivo y el gneis están en lugares agudos; En otros lugares gradational con la evidencia d del el reemplazo del gneis por los minerales tales como soda-anfibol, aegirine-augite, a egirine-augite, y feldspato de la potasa, característica de la shonkinite; Y en los lugares lo loss contactos son fallas. A lo largo del contacto intrusivo se produce una zona de brecha de unos 10 pies de espesor, en la que los fragmentos de gneis preCambriano están encerrados y parcialmente reemplazados por material sienítico o shonkinitic. En algunos lugares, los lo s fragmentos de gneis, en los que aún se percibe la foliación, y las rocas de la pared gneísica a unos pocos metros d dee la shonkinita, parecen haber sido enriquecidos con feldespato potásico. Algunos de los cristales de feldespato de potasa están divididos en en zonas, con núcleos más claros y bordes más oscu oscuros ros rosados o violáceos. Los cristales de feldespato de potasa zonificados zo nificados de forma similar se encuentran localmente en shonkinita desprovisto de foliación. Los minerales oscuros de los gneises, especialmente el granate y probablemente los anfíboles y los piroxenos, se alteran típi camente a agregados de biotita y magnetita, comúnmente con feldespato, f eldespato, hematita y carbonato. La parte norte del área mapeada en detalle (pi. 4), al este del área de Cumpleaños, incluye un segmento del contacto o erieiss-shonkinita a lo largo de ~ que es una brecha compuesta de varios de los tipos de roca. Más hacia el sur dentro de la shonkinita, alrededor de 1450 S. y entre 460 y 670 W. de la cuadrícula del mapa (pi. 4), los bloques de gneis alterados se encuentran aproximadamente paralelos a la huelga del gneis rocoso. Las capas máficas y graníticas de los gneises, que tienen hasta 1 cm de espesor, están alteradas. Los minerales máficos y granates son reemplazados por agregados de mica oscura y magnetita. El feldespato de potasa es de color rosa oscuro como el de la shonkinita, pero parte del feldespato de color rosa oscuro tiene núcleos de feldespato blanco y rosa pálido. Dos ejemplares de estos gneises fueron examinados en sección delgada. La primera contiene microclina con menor ortoclasa (en lugares perthitic), sillimanite, granate, biotita phlogopítica, cuarzo, magnetita y zircon. La silimanita se presenta como grandes granos prismáticos de hasta varios milímetros de longitud, y como agujas en biotita verde de grano fino y magnetita. Las ampollas de granate dispersas están rodeadas de agregados de biotita verde y magnetita. Los L os copos de biotita marrón rojizo son de varios milímetros de diámetro. Los granos de circonio, rodeados por haloes pleocroicos, están encerrados en biotita. El cuarzo se presenta como granos dispersos y en intercruzamientos vermiculares con feldespato de potasa. La segunda muestra está compuesta de albita, feldespato de potasa, silimanita, biotita fosfolipítica, espinela, magnetita, cuarzo y cantidades menores de alanita y zirconio. El carbonato se produce en costuras tardías, y como granos aislados con el aspecto de constituyentes primarios. Gran parte de la albita es reemplazada por feldespato de potasa para formar perthite de parche. La albita se presenta como agregados de cristales gemelos desordenados, agregados de unidades orientadas pero discretas (figura 5) y cristales simples de 2 ó 3 mm de longitud. Esto se interpreta para indicar una formación progresiva de cristales de albita única a partir de unidades desordenadas de albita. La silimanita se presenta como monocristales y como agregados de diminutos prismas semiparalelos rodeados por agregados de grano fino de feldespato de potasa (?), Biotita de color pardo verdoso y espinela (figura 6). La espinela se presenta como un octaedro isotrópico de color verde brillante, y es probablemente una espinela de magnesio-hierro. A lo largo del contacto al sureste de las rocas que acabamos de describir, en la proximidad de 2600 S., 65 E. del sistema de rejilla en la placa 4, el gneis, el granito, la sienita y la shonkinita alterados se encuentran en una zona de contacto compleja. Un espécimen de esta zona de contacto gneis-shonkinita está compuesto de sienita y shonkinita en capas alternas de aproximadamente 3 a 4 cm de espesor. Una sección delgada de una de las capas ca pas de sienita tiene alrededor de 4% de microclina con menor ortoclasa y pertita, algunas con alteración polvorienta; 20 por ciento de soda-anfibola; T por ciento de cristales de apatita euhedral hasta 2 mm; Y cantidades menores de esfeno, zirconio, hematita y minerales opacos. La soda-anfibola adyacente a la apatita tiene propiedades ópticas que difieren de las de la soda-anfíbol en otras partes del mismo grano, y por lo tanto, se piensa que se han enriquecido en sosa. Las relaciones similares entre la soda-anfibola y la apatita cerrada, que se encuentran en una sección delgada de shonkinita de la gran masa intrusiva al norte de la mina Sulphide Queen, se ilustran en la figura T. En este caso, la mayor parte del anfíbol es biaxial (- 2V 65 ° a TO 0, con dispersión muy fuerte, v> r. El esquema pleocroico es X amarillo pálido, Y violeta-marrón, Z pálido-marrón-verdoso; AbsorciónY> Z = X. Pleochroism de la variedad aparentemente más sodarich es X, amarillento (?); Y, azul cielo; Z, violeta; La dispersión es extrema, v> r. El aparente enriquecimiento en sosa era probablemente de naturaleza direccional, ya que sólo se produce en ciertos lados de los granos de apatita. El gneis alterado cerca del contacto sienita-gneis, 100 pies al norte de la roca descrita anteriormente, muestra parches de hasta 5 mm de diámetro compuestos de mica oscura de grano fino y minerales opacos, en parte hematita, derivada por alteración de los porfir porfiroblastos oblastos de granate, En una masa feldspática. Una delgada sección de la roca muestra plagioclasa alterada polvorienta y plagioclasa transparente, ortoclasa con albita como perthita de remiendo, biotita verde y marrón desarrollada en diferentes áreas como agregados agregados de grano fino, anfibolita a nfibolita sosa, algo de cuarzo, magnetita y hematita y cantidades menores de zirconio , Fluorita y un mineral de carbonato. La plagioclasa transparente y el feldspato potásico se producen a lo largo la rgo de zonas lineales que pueden representar porciones recristalizadas. El feldspato de potasa transparente reemplaza las partes de la roca, dejando algunos plagioclasas polvorientas como cristales relicarios rellenos (figura 8).

 

CUERPOS DE SHONKINITE-SYENITE AL NORDESTE DE GROVER PRIMAVERA A unos 3.000 pies al noreste de Grover Spring hay dos cuerpos compuestos de shonquinita shonquinita-sienita -sienita separados por unos 400 pies de gneis. Ambos cuerpos intrusivos son alargados en dirección noroeste y parecen caer alrededor de 45 ° -60 ° SW. El cuerpo del sureste tiene unos 1,750 pies de largo y 200 a 450 45 0 pies de ancho, y el noroeste tiene aproximadamente 1,250 pies de largo y 150 a 350 35 0 pies de ancho. Su similitud en la composición y estructura sugiere que pueden ser partes de la misma masa conectada c onectada en profundidad. Muchos diques finos d dee granito y algunos de sienita y shonkinita se concentran en el gneis justo al oeste de estos cuerpos y generalmente paralelos a la foliación. La distribución general de los principales tipos de rocas que componen estos dos cuerpos de shonquinita-sienita se muestra en la placa 1. La shonkinita de biotita está compuesta generalmente de 50 por p or ciento o más de biotita y piroxeno, aproximadamente 5 por ciento de sosa sosa-anfibol azul fibroso y el resto en gran parte Rosácea a ortoclasa purpúrea. Esta roca se extiende de grano fino a grueso grueso, y es grano algo más fino en la media que las sienitas más clara clarass coloreadas en este cuerpo. Masas irregulares de la biotita shonkinita ocurren cerca de los márgenes de los cuerpos intrusivos, como se muestra en el mapa, y pequeñas masas demasiado delgadas para mostrar a esta escala forman una frontera discontinua en muchos lugares a lo largo de los contactos con el gneis. Localmente, el tamaño del grano disminuye a unas pocas pulgadas del contacto. La shonkinita está cortada por diques finos y parches pegmatiticos irregulares de sienita de color más claro, y algunas inclusiones de la shonkinita ocurren en la sienita del cuerpo cu erpo principal y diques de sienita cerca, demostrando que la shonkinita es la roca más antigua en los cuerpos intrusivos compuestos. Gran parte de la mitad sur del cuerpo del sureste es una sienita máfica, ligeramente más félsica que la shonkinita. La sienita máfica contiene en promedio 25 por ciento de anfíbol azul y clinopiroxeno, 5 a 20 por ciento de biotita, y el resto en gran parte de feldespato potásico. El tamaño del grano es medio a grueso, pero localmente se vuelve algo más fino dentro de un pie del contacto con la shonkinita. La mayor parte de los dos cuerpos intrusivos al noreste de Grover Spring se compone de sienito que contiene menos de 5 por ci ento de biotita en promedio, aproximadamente 5 a 15 por ciento de anfibol azul y clinopiroxeno y el resto de potasa de color rosa, naranja o de color carne feldespato. La roca es casi invariablemente inva riablemente una sombra de rojo debido al alto contenido de feldespato de potasa y abundantes manchas de hematita. Los contactos entre la sienita y la sienita máfica o shonkinita son comúnmente afilados, y el tamaño de grano de la sienita parece disminuir ligeramente a unas pocas pulgadas del contacto. Las inclusiones de shonkinite ocurren escasamente en la sienita, principalmente cerca de los márgenes. Están algo alterados y contienen gruesos cristales macroscópicos de feldespato potásico que parecen haber ha ber reemplazado parte de las inclusiones. Los minerales oscuros en la sienita son ligeramente más abundantes a pocos pies de los márgenes norte y este, y localmente cerca de las inclusiones de shonkinita, que en otros lugares. Unos pocos diques de shonkinita cortados con c on sienita. Estas relaciones de contacto y las inclusiones de la roca sienítica más vieja sugieren que la sienita, la sienita máfica y la shonkinita son inyecciones separadas aunque estrechamente relacionadas. Varios diques oscuros delgados parecen cortar el syenite. Uno de estos, de aproximadamente 2 pulgadas de espesor, es rico en biotita, más oscura que la sienita, pero más félsica f élsica que la shonkinita típica. Otro cuerpo oscuro de d e composición shonkinitic, de aproximadamente un pie de espesor, contiene biotita, aegirine, y soda-anfibola de grano fino a mediano, en una masa de feldespato de grano fino. El cuerpo dikelike es discontinuo y en varios lugares es rompido por la aegirine circundante-anfibol syenite. El contacto entre el dique y la sienita está marcado por pegmatita, de menos de una pulgada de espesor, compuesta de feldespato de potasa, aegirina y cuarzo. Pequeñas manchas de pegmatita de sienita son comunes cerca de los márgenes de estos cuerpos compuestos. La pegmatita consiste en gran parte de feldespato de potasa con anfibolo fibroso y cristalino, cristalino, aegirina, y muy poca biotita. En las partes periféricas de la sienita y en el gneis adyacente se encuentran unos cuantos vapores revestidos de cuarzo o de cuarzo y especularita menor. La foliación del gneis se deforma localmente cerca de los cuerpos intrusivos. En el extremo sur del cuerpo sureste, el gneis granítico augen aug en dentro de 100 pies del contacto con tacto es cortado por muchos pequeños diques de sienito o granito. Cerca de estos diques, el gneis pre-Cambriano pre -Cambriano es parcialmente reemplazado por material sienítico, y los granos de feldespato f eldespato potásico se han desarrollado en el gneis. Algunas de las sienitas cercanas a este contacto están compuestas de un 50 a un 85 por ciento de microclina y una perclita de microclina, que se producen en granos subangulares que son parci parcialmente almente claros y parcialmente gris oscuro en la muestra de mano. Como se ve en una sección delgada, la porción oscura, que forma un borde alrededor de un núcleo relativamente claro, es feldespato de potasa con la misma orientación óptica pero llena de muchas partículas opacas polvorientas, probablemente hematites. Los granos gruesos de este microclino, que constituyen el 65 al 85 por ciento de cuatro secciones delgadas de estas rocas, están separados por cuarzo intersticial con minerales opacos menores, hematita, anfíbol y biotita. Uno de d e los especímenes de composición de sienita tiene una estructura gneísica. Otros minerales que constituyen una fracción de un porcentaje a un 5 por ciento de las cuatro secciones delgadas son biotita, arfvedsonita, zirconio, minerales opacos, esfeno, albita, moscovita, clorita, alanita y epidota. El cuarzo ocurre en myrmekite y parece

 

substituir el soda-anfíbol y otros minerales. Algunos granos epidote tienen núcleos de alanita. El esfeno se asocia comúnmente con los minerales opacos. La soda-anfibola (arfvedsonita) es pleocroica, con X, azul claro; Y, violeta; Z, de color gris verdoso pálido. CUERPO SHONKINITE-SYENITE AL SURESTE DE LA CARRETERA ESTACION DE MANTENIMIENTO El cuerpo compuesto de shonkinita-sienita a unos 4000 pies al sureste de la estación de mantenimiento de carreteras tiene aproximadamente 2.000 pies de largo, en una dirección de N. 45º W. y 300 a 600 pies de ancho. La shonkinita de biotita o la sienita rica en biotita oscura constituye aproximadamente la mitad del cuerpo y se produce a lo largo de su lado noreste. El color de rosa a la silicia purpúrea-gris constituye la mayor parte del resto del cuerpo, principalmente a lo largo de su lado suroeste y como pequeños diques o vainas en la shonkinita. La sienita es principalmente feldespato potásico, con un muy pequeño por ciento de anfíbol y piroxeno. Los diques de granito y sienito de ccuarzo, uarzo, que contienen de 5 a 25 por ciento de cuarzo y muy poco mineral oscuro, cortan la shonkinita. La shonkinita se altera localmente a parches irregulares de colores claros en los que la biotita alterada es casi incolora. Crocidolita y vetas de carbonato de 0,1 a 0,3 pulgadas de espesor son comunes. El contacto irregular en el noreste del cuerpo intrusivo parece caer alrededor de 50 ° SW. en el promedio. El contacto sudoeste es en parte una falla casi vertical y en parte un contacto intrusivo con el gneis pre-cambriano, que es predominantemente granítico auge gneis. En lugares cercanos a la sienita y shonkinita el gneis está impregnado con material feldspático. En un lugar cercano al contacto sur, el gneis pre-cambriano es brecciado, y los fragmentos pequeños con la estructura gneissic, una pulgada o dos de diámetro, se envuelven en granos fin os syenitic groundmass. El material sienítico de esta brecha es de alrededor del 80 por ciento de ortoclasa, cubierto de inclusiones polvorientas y productos de alteración; Alrededor del 5 por ciento de cuarzo, actinolita y minerales opacos; Y pequeñas cantidades de epidota, biotita, apatita, plagioclasa, clorita y sericita. En un lugar cercano al contacto noreste, las rocas de la pared gneísica aparecen megascópicamente impregnadas de feldespato y cuarzo del cuerpo intrusivo. El examen de dos secciones delgadas indica que estas rocas gneísicas consisten en 35 a 40 por ciento de cuarzo, 10 a 20 por ciento de myrmekita, 20 a 40 por ciento de ortoclasa, 20 por ciento de albita en una sección y pequeñas cantidades de biotita, minerales opacos, clorito, Y apatita. El entrecruzamiento vermicular de cuarzo y ffeldespato, eldespato, myrmekita, parece haberse formado mediante el reemplazo parcial de ortoclasa por albita y por cuarzo, particularmente cerca de los bordes de los granos ortoclásicos. Muchos de los parches p arches irregulares de cuarzo que parecen haberse formado en la roca por reemplazo están limitados por biotita abundante y minerales opacos. Las rocas de la pared adyacentes a dyacentes al cuerpo de shonquinita-sienita contienen algunas ampollas o bolsillos de cuarzo y hematita especular, similares a los asociados con los otros cuerpos intrusivos al sur de la carretera 91 del sur. SINITOS POTÁSICOS RICOS CERCA DEL MEXICANO BIEN Dos leucosidosos ricos en potasio ocurren a menos de media milla del pozo mexicano, uno al suroeste y otro al sureste. El cuerpo intrusivo al sureste del pozo es aproximadamente 300 por 400 pies en el plan. Cerca de los márgenes se encuentra la sienita roja de grano grueso o la sienita de cuarzo que consiste principalmente en feldespato de potasa y que contiene aproximadamente un 5 por ciento de cuarz o. Cerca del centro del cuerpo la roca es de grano más fino, y los parches contienen cuarzo, en parte en prismas terminados euhedral, en cantidades tanto como el 20 por ciento de la roca. El cuerpo de sienita de potasa al suroeste del pozo mexicano, aproximadamente 600 por 750 pies en plan, contiene 80 a 90 por ciento de feldespato potásico en promedio y generalmente es pobre en minerales oscuros. Localmente, los minerales oscuros os curos constituyen el 15 a 20 por ciento de la roca, sobre todo como anfíbol azul oscuro fibroso y piroxeno oscuro. El cuarzo se distribuye esporádicamente en cantidades generalmente del 1 al 5 por ciento, y algunos de los granos de cuarzo son cristales terminados. Gran parte de la sienita es de color rojo oscuro debido a la tinción de hierro, y se han observado algunos vugs pequeños y ampollas de cuarzo como las asociadas con el granito rojo de Mineral Hill. GRANITO ROJO DE LA COLINA MINERAL El granito rojo de Mineral Hill es un cuerpo compuesto similar a un enchufe que es en parte la sienita de biotita, en parte el leositosito, y principalmente el granito. Los minerales oscuros varían desde casi ninguno hasta el 20 por ciento de la roca. La biotita es el mineral oscuro más abundante, pero también es común el anfíbol. El porcentaje de cuarzo varía de 40 en granito rico en cuarzo a casi cero en partes sieníticas. Algunos granos de cuarzo son cristales euédricos. Entre los minerales accesorios en todas las rocas de esta masa están la magnetita, mag netita, el esfeno en cantidades de varios por ciento localmente, tanto como 2 por ciento de especularidad, y zirconio, allanita y thorita raro (?).

 

El enchufe de granito es de unos 600 por 1.500 pies en el plan. El contacto del noreste (footwall) se hunde alrededor de 65 ° SW. Aproximándose a la inmersión del cuerpo en su conjunto. Los contactos con el gneis pre-cambriano son irregulares en detalle y son en gran medida discordantes con la foliación. Las relaciones de contacto son complejas y en una zona de 200 pies de grosor a lo largo del lado noreste, el granito contiene muchas inclusiones del gneis pre-cambriano de biotita, pegmatita y gneis granítico augen. Los bloques de gneis de 40 pies o menos de diámetro están orientados generalmente paralelos a la foliación de la roca de la pared del gneis, pero los bloques bloque s más pequeños de aproximadamente 3 pies de diámetro tienen orientación aleatoria. Los contactos son tan gradacionales que en algunos lugares eess difícil trazar una línea filosa entre el cuerpo de granito y las rocas o inclusiones de la pared gneís- tica. La gradación entre la roca de la pared de gneis y el granito se muestra primero por la aparición de muchas costuras de cuarzo y vainas en el gneis, algunos enrojecimiento de la roca y manchas de hierro a lo largo de las fracturas. Adentro hacia el granito, los remiendos del feldespato rojo aparecen en el gneiss, y como éstos se vuelven más grandes son moteados con cuarzo. La estructura gneísica es gradualmente gradualmen te borrada por la penetración del material feldspático a lo largo de los planos de foliación y el aumento del número y tamaño de los parches rojos de feldespato. En este reemplazo por el feldespato de potasa, la foliación del gneis granítico granulado de b biotita iotita se pierde más fácilmente que la del gneis de biotita, debido a que los copos de biotita orientados persisten en algunas de las rocas alteradas. En un estadio más avanzado, cuerpos parecidos a los dikelike del material granítico separan bloques de gneis. La proporción de granito aumenta hacia aden tro, hasta que predomina sobre las pequeñas inclusiones en las que comúnmente se ha introducido feldespato, el cuarzo redistribuido y los minerales oscuros alterados. En el centro de la zona de 200 pies de roca mixta las inclusiones son menos, y están prácticamente ausentes en gran parte del granito. No todos los bordes de esta masa de granito son tan complejos estructuralmente como la roca mixta descrita en el párrafo anterior. Alg Algunos unos contactos son afilados y rectos, aunque discordantes con la foliación, sin complicaciones por inclusiones o apófisis, con sólo efectos de contacto menores, tales como manchas de hierro y pequeñas venas de cuarzo y vugs en el gneis. Dentro del cuerpo intrusivo, una secuencia de formación de las rocas senetizantes y graníticas está indicada por inclusiones de una en otra y por diques más silíceos cortando menos roca silícea. Las inclusiones de cuarzo pobres de forma irregular, generalmente generalmente de 10 a 15 pies pi es de diámetro, de sienita de biotita y de sienito de cuarzo, se introducen casi imperceptiblemente en el granito circundante, a través del aumento del cuarzo y la disminución del contenido de biotita y hornblenda. Como en otras partes del distrito, el orden general de la cristalización de la roca es de menos silíceo a más silíceo. Por ejemplo, la biotita rosada o la sienita hornblende incluye fragmentos de gneis pre-cambrianos y, a su vez, está encerrada en granito, en la cual se clasifica por proporciones cambiantes de cuarzo y feldespato de potasa. Estas rocas, a su vez, son cortadas por diques de granito de grano fino y rico en cuarzo de unos centímetros de espesor, con contactos afilados. Muchos diques finos, principalmente graníticos, se encuentran en el gneis que rodea al granito rojo. Algunos de estos son apo plryses de la masa principal, pero otros cortan tanto el granito y el ggneis. neis. Comúnmente cerca de la masa principal muchos delights ramificados finos ocurren en arreglo del weblike. Las venas de cuarzo, raramente de hasta 2 pies de espesor, cortan el granito y el gneis adyacente. El cuarzo y la especularita ocurren en forma de vesículas y cavidades drusas en la línea, generalmente de 1 a 8 pulgadas de diámetro, en el granito cerca de sus márgenes y, en menor grado, en el gneis. El cuarzo constituye c onstituye la mayor parte de estas ca cavidades-rellenos, vidades-rellenos, y generalmente ocurre en sus paredes, recubiertas con especularidad posterior. Algunas de las cavidades contienen una sustancia negra opaca, de color marrón claro en polvo, gran parte de la cual es probablemente siderita. Aparentemente Aparentemente después de la consolidación del granito, las soluciones lo corroyeron y el gneis cerca y depositó cuarzo y especularidad. Pequeños remiendos de pegmatita granítica o de cuarzo sienítico, comúnmente de 1 ó 2 pulgadas de diámetro, ocurren en el granito, y algunas vetas pegmatiticas de varias pulgadas de espesor y varios pies de largo parecen haberse formado a lo largo de las fracturas. En un área pequeña cerca de 40 pies cuadrados cerca del contacto del noreste el granito es aatado. tado. Las bandas ricas en hornblende de aproximadamente una pulgada de espesor, con 20 a 40 por ciento de feldespato, se alternan con bandas de luz que tienen al menos un 70 por ciento de feldespato. Ambas bandas contienen cuarzo. ANDESITA Y RHYOLITE DIKES Las rocas de dique que se denominarán en la presente memoria como andesita, en referenci referenciaa a su composición media, incluyen realmente un intervalo en la composición de basáltica a riolítica. En el mapa geológico, en la placa 1, se han distinguido los diques de riolita f elsítica o de cuarzo latito de los tipos intermedios más oscuros. Los diques andesíticos se orientan hacia el oeste en contraste con la tendencia noroccidental de la mayoría de los diques ricos en potasio y la foliación pre-cambriana. Probablemente son de edad terciaria, como otras riolitas similares, latitas, andesitas y diques de basalto en el cuadrángulo de Ivanpah (Hewett, en preparación). Cortan a través de las rocas del

 

dique rico en potasa, pero son más viejos que algunos de los falling. Los diques andesíticos y fisíticos oscilan entre 1 y 20 pies de espesor, y algunos tienen más de una milla de longitud. Los diques andesíticos suelen ser de color verde oscuro o gris, pero también se encuentran tonos negros, marrones, de color amarillo o rosáceos. Andesine es el principal constituyente y comúnmente compone alrededor de 50 a 60 por ciento de la roca. Se produce como pequeños fenocristales en forma de listones de aproximadamente aproximadamente 1 mm de largo y más abundantemente en la masa de tierra afánic afánica. a. La plagioclasa es la labradorita en algunos a lgunos diques de composición basáltica. Hornblende compone comúnmente cerca de 20 2 0 a 40 por ciento de las rocas andesíticas del dique, y un poco augite ocurre en algunos diques. La hornblenda pleocroica de color marrón claro, con un ángulo de extinción de 20 °, ocurre tanto en los fenocristales como en la masa molida y constituye aproximadamente el 20% de una sección delgada típica. Augite constituye aproximadamente el 5 por ciento de otra sección. La magnetita constituye del del 1 al 5 por ciento de l a roca. Rara vez el cuarzo está presente como pequeños granos redondos. Las andesitas se alteran comúnmente a clorito, carbonato, óxidos de hierro, epidota, serpentina, sericita y zeolitas. Alrededor del 20 por ciento de una sección delgada es una sustancia isotrópica, probablemente clorofela, presumiblemente un producto de alteración de una masa de tierra una vez vidriosa. Los diques andesíticos varían considerablemente tanto en textura como en composición. Muchas son densas, de color gris verdoso oscuro, de grano fino rocas. Las variedades porfirítica porfiríticas, s, que tienen fenocristales de plagioclasa, hornblenda o augita, no n o son infrecuentes, y la textura esferulítica se encuentra localmente. Los porcentajes de minerales en cuatro secciones delgadas delgadas típicas de basalto, andesita y dacite se muestran a continuación y un análisis químico de basalto se da en la tabla 4. Dos secciones delgadas de un dique de basalto hornblenda cerca de 765 S., 575 E. en el Windy (P.13) muestran fenocristales de hornblenda, pleocroicos pleocroicos de amarillo pálido a marrón verdoso pálido y verde pálido, y fenocristales de augita, hasta 3 mm, en una masa de grano fino (menos de 0,25 mm) de agujas de hornblenda, plagioclasa Listones y octaedros minutos de magnetita (comúnmente de menos de 0,01 mm de tamaño). Una sección delgada de un dique de hornblenda cerca de 130 N., 50 W. (p.13) muestra abundantes fenocristales de hornblenda, pleocroicos de amarillo pálido a marrón verdoso pálido, y fenocristales escasos de au gita, en una masa de tierra de hornblenda de grano fino, Plagioclasa, cuarzo y magnetita. Los porcentajes de los minerales en el basalto hornblenda y dacite hornblende se muestran como sigue: Los diques andesíticos ocurren en conjuntos principalmente en cuatro áreas. Dentro de estas áreas, los diques tienden generalmente hacia el este o ligeramente al norte del este, aproximadamente paralelos entre sí, pero la ramificación es común. co mún. Los contactos con rocas de la pared son invariablemente afilados. Es evidente que los diques de andesita fueron colocados en fracturas. Algunas de las fracturas son fallas previasitas, con un desplazamiento obvio, aunque probablemente pequeño, mostrado por el desplazamiento de unidades de rocas metamórficas o rocas de dique ricas en potasio. La mayoría de los diques andesíticos son casi verticales, pero algunos tienen bajadas de hasta 40 °. El sistema de fractura fue, con mucho, el control más importante en su emplazamiento, pero la foliación pre-cambriana controló algunos de los diques ramificados. El hecho de que muchos de los diques andesíticos en el área de preCambrian parezcan cruzar la falla de la montaña de Clark pero no cruzarla sugiere que un cierto movimiento del postandesite postandesite ha ocurrido en la falla de la montaña de Clark. Alrededor de seis diques riolíticos se distinguieron del grupo andesítico, al que aparecen relacionados re lacionados estructuralmente. Estos diques felsíticos ocurren principalmente dentro dentro de la mitad de una milla de la carretera 91 del E., y su tendencia general del este es paralela a la de los diques del andesite. Los diques de riolita tienen hasta 12 pies de espesor y 2.000 pies de largo. La riolita es de color blanco grisáceo o gris pálido y, al igual que muchas rocas de dique felsíticas, suele tener una estructura de flujo o lámina paralela a las paredes del dique. El examen de la sección delgada indica que el feldespato alterado de grano fino constituye 60 a 70 por ciento de la roca felsítica. Es probablemente ortoclasa en gran parte, porque no se ha centrifugado y los índices de refracción parecen ser inferiores a 1,53. Los granos finos y vetas finas de cuarzo constituyen alrededor del 30 por ciento de la riolita. Los constituyentes menores menores incluyen apatita, leucoxeno, moscovita, zirconio y ampollas y vetas de calcita y óxidos de hierro. AÑOS Las rocas intrusivas ricas en potasio del distrito de Mountain Pass son de edad pre-Cambriana, de acuerdo con las determinaciones de edad en zirconio en la shonkinita y monazita en el cuerpo de carbonato de Sulfuro Reina.1 Sobre la base de las relaciones de campo en el distrito y la analogía con Conocidos eventos geológicos de la región circundante, que lógicamente podría ser de cualquier edad de preCambrian a principios Terciario. Las rocas ricas en potasio atraviesan la foliación pre-cambriana y son esencialmente no folladas, lo que indica la ausencia de metamorfismo regional desde su emplazamiento. Están cortados por los diques terciarios (?) Andesíticos que fueron colocados en las fractur as. Todas o casi todas las rocas ricas en potasio son más antiguas que el emplazamiento de roca carbonatada. La edad de circonio en la shonkinita en el eje de cumpleaños se ha calculado tentativamente de aproximadamente 800 a 900 millones de años en cuatro determinaciones. Cuatro determinaciones provisionales de edad basadas en productos de desintegración radiactiva en monazita del cuerpo carbonato de Sulphide Queen oscilan entre aproximadamente 900 y 1.000 millones de años.1 Estos datos indican que tanto las rocas ricas en potasio como las rocas carbonatadas son de edad pre-Cambriana.

 

Las rocas ricas en potasio son más antiguas que la mayoría de las fallas mostradas en el mapa geológico, aunque algunas fallas preexistentes influyeron aparentemente en las intrusiones. Por ejemplo, los diques de granito de 3,300 3,3 00 pies de N. 30 ° E. de Grover Spring, que se orientan hacia el este a través de las poblaciones de shonkinitesyenite, son probablemente controlados por fallas, ya que se ha identificado una zona de falla tanto al este como al oeste de ellos. Esta estructura de pregranita es más o menos paralela a los sistemas de dique de andesita posterior. Los depósitos minerales de tierras raras asociados con las rocas ricas en potasio son desconocidos en las rocas más jóvenes q ue el complejo metamórfico. Las rocas ricas en potasio no se han encontrado en ninguna de las rocas paleozoicas o más jóvenes, ni tampoco se conocen en el distrito los equivalentes extrusivos de la mayor parte de estas rocas, como el traquito. Las rocas volcánicas más cercanas son las de probable edad cretácea y composición dáctica (Hewett, 1950, comunicación personal) en la Cordillera de Mescal al sur de la Primavera de Mescal (pi.1). Estas brechas de flujo descansan sobre arenisca de edad jurásica y, al oeste, son anuladas por rocas sedimentarias de edad paleozoica a lo largo del empuje de Mescal. Debido a que estas rocas ocuparon una posición por encima del complejo metamórfico antes de un desplazamiento de 10.000 a 12.000 pies sobre la falla de la Montaña Clark, es posible que los diques andesíticos que cortan el complejo metamórfico sirvieran de alimentadores para estas rocas extrusivas. Aunque en la región circundante se conocen rocas intrusivas tardías del Mesozoico o del Terciario, ninguna parece estar estrechamente relacionada en el espacio o la composición con las rocas ricas en potasio en el distrito de Mountain Pass. Hewett (1931, p.36, 38, 54-55) describió las rocas de dique ricas en ortoclasis porfídicas (pórfido de granito) en el distrito de Goodsprings, que advirtieron de la sucesión de sucesos estructurales en la región que fueron intrusas En el Cretácico tardío o en el Terciario temprano, probablemente el último. Hewett (1931, p.38-39) también ta mbién describe diques, clasificados como lamprofíres, complementarios de los diques de pórfido de granito y también intrusos en la época anterior a la deposición de mineral, de tres localidades en el cuadrángulo de Goodsprings. Hewett (en preparación) ha mapeado un gran cuerpo de granito cerca del extremo sur de la Montaña del Viejo Padre, que se asocia a brechas de flujo algo parecidas a las del distrito del Paso de Montaña, en la parte suroeste del cuadrilátero Ivanpah. Este granito es relativamente rico en potasa y por lo tanto se asemeja más a la sienita y al granito en el paso de la montaña que cualquier otro conocido en esta región. McAllister (1940) ha descrito la sienita alcalina y la sienita melanita-nefelina, que cortan la dolomita de la edad paleozoica en el norte de Panamint Range a más de 100 millas al noroeste. Lamprofidos y diques ácidos del Lago Searles Cuadrilátero, a unos 100 kilómetros al oeste de Mountain Pass, Se dice que son de pre-medio Mioceno y post-Cretácico Inferior, probablemente Eoceno Eoceno temprano en edad (Hulin, 1934, pág 418 418-419). -419). Los diques camptonianos, generalmente de no más de 2 pies de ancho, invaden las rocas carboníferas y jurásicas de la Cordillera Argus septentrional y las rocas graníticas en las colinas al oeste de Darwin, a más de 100 millas al noroeste del Paso de la Montaña. Hopper (1947, página 413) correlaciona tentativamente estos con los diques Eoceno (\ alpha) similares del cuadrado de Searles Lake descrito por Hulin. ESTRUCTURA defectos El distrito está limitado al oeste y al norte por grandes fallas (pi.1), y muchas otras fallas han sido mapeadas en el distrito. El movimiento de falla paralelo a la foliación se muestra en muchos lugares por brección local y zonas de alteración y tinción con hierro. Las grandes fallas que atraviesan las características estructurales precámbricas son trazadas por los desplazamientos de unidades de rocas pre-Cambrianas o rocas ígneas posteriores, así como otras características comunes, tales como planos de falla deslizantes, alteración de rocas, silicificación, abundantes vetas de calcita o hierro- Manchas, pliegues de arrastre, brechas, manantiales o depósitos de primavera, y expresiones topográficas. Casi todas las fallas asignadas golpean en el cuadrante noroeste y se sumergen hacia el suroeste. Tres excepciones son faltas mapeadas cerca de los manantiales de Wheaton que golpean al noroeste pero se sumergen sumergen al noreste. Las fallas que paralelan la foliaci foliación ón también caen hacia el suroeste, y la huelga preferida del noroeste y las precipitaciones del suroeste de las fallas son muy probablemente debidas en parte al control de la foliación preCambriana en estructuras posteriores. La falla normal de Clark Mountain, que limita el distrito en el oeste, es relatada por Hewett (1951) para tener un desplazamiento de 10.000 a 12.000 pies cerca del paso de la montaña. La caída de este fallo oscila entre 35 ° y 70 ° y probablemente promedia unos 55 °. La piedra caliza, la dolomita, la arenisca y las rocas volcánicas al oeste de la falla se encuentran topográficamente más arriba que los gneises preCambrianos, y la falla en muchos lugares está enterrada por un talud bajo una pendiente pronunciada de piedra piedra caliza, dolomía o rocas volcánicas. Las rocas a ambos lados de la falla están alteradas, silicificadas y manchadas de hierro. Contienen minerales de sulfuro dispersos y han sido prospectados por pequeños pozos. No se han encontrado minerales de tierras raras a lo largo de la falla. La clorita, el epidota y algunas calcitas son visibles en partes del gneis a menos de 1,000 pies de la falla, en una zona caracterizada por abundantes planos de cizallamiento que, en general,

 

paralelizan la falla y en algunos lugares cortan la foliación gneísica. La alteración clorítica se encuentra principalmente en los gneises máfico y granate-biotita, y algunos diques andesíticos se alteran de forma similar. Las tres fallas transversales más visibles en el distrito se denominarán fallas del Norte, del Medio y del Sur (ver pi.1). La falla del norte compensa el rastro de la falla de la montaña de Clark por lo menos 1.200 pies, en el área cerca de 2.400 pies de norte de la cumbre de la colina de Mohawk. Esta falla transversal se extiende una distancia desconocida al noroeste del área del mapa y por lo menos 4 millas hacia el sudeste de la falla de la Montaña Clark, pasando sólo unos pocos cientos de pies al norte del eje de cumpleaños. Las barrancas y las sillas de montar marcan la huella de la falla del Norte sobre una parte de su extensión. La falla disminuye de 65 ° a 70 ° S. El desplazamiento considerable se indica por el truncamiento abrupto del cuerpo de shonkinita-sienita shonkinita -sienita y los diques y venas aasociados sociados cerca del eje de cumpleaños, porque las rocas de dique ricas en potasa no se han encontrado al norte de la falla. Un dique andesita también termina en la falla, lo que sugiere el movimiento postandesita. - Breccia y slickensides están expuestos expuestos a lo largo de la zona de falla. En la silla de montar 1.500 pies N. 80 ° E. del eje de cumpleaños, las fracturas paralelas a la zona de la falta se distribuyen sobre una anchura de cerca de 300 pies en la cual las rocas son alteradas, brecciated, y cortadas por muchos veinlets de sílice y carbonate aparentemente Sin minerales de tierras raras. Al oeste de este punto, en la zona norte del eje de cumpleaños, la falla del Norte parece dividirse en dos zonas de hasta 400 pies de separación, entre las que se encuentra una cuña de gneis pre-cambriano. El gneis de granito de biotita y los gneises mixtos contiguos (unidades A y B en el mapa del complejo metamórfico, figura 3) ocupan un área más ancha al norte de la falla del Norte que al sur del mismo y el trazo de la falla de Clark Mountain Relativamente al este al norte de la falla transversal. El componente horizontal aparente del desplazamiento, basado en las unidades de rocas roca s metamórficas precámbricas precariamente definidas, es el lado sur hacia el este. Estas relaciones, junto con el aabrupto brupto truncamiento de las existencias de shonquinitasienita, diques y vetas carbonatadas al a l norte del eje de cumpleaños, indican que el desplazamiento de esta falla fue probable mente de miles de pies. Se conjetura que puede haber habido un movimiento hacia arriba y hacia el este del bloque al sur de la falla, con el desplazamiento máximo posiblemente en una dirección casi paralela pero ligeramente más pronunciada que la caída de la falla de Clark Mountain. Esta interpretación es especulativa, ya que se basa en gran medida en la distribución de malas rocas mixtas predefinidas y la falla no ha sido rastreada al oeste de su intersección con la falla de Clark Mountain. En la mayoría de las otras grandes fallas en el distrito que muestran componente horizontal de movimiento, el lado sur se ha desplazado hacia el este. La falla sur se extiende hacia el sureste desde un punto de la falla de la Montaña Clark, al sureste de Grover Spring, y pasa unos 1.500 pies al norte de las perspectivas de Windy. Esta falla f alla está marcada por depresiones topográficas y sillas de montar y es evidente por las diferencias en las rocas pre-Cambrian en los dos lados y el truncamiento de shonkinite y diques de granito. El cinturón principal de depósitos de tierras raras y torio (figura 9) se desplaza lateralmente alrededor de 6,300 pies por esta falla. La falla media se ha rastreado desde la vecindad de la estación de mantenimiento de autopista hacia el sudeste más de 2 millas a un punto  justo al norte del cuerpo cuerpo de granito en Mineral Mineral Hill. La falla disminuye 80 ° SW. A la vertical, y el bloque al suroeste suroeste de la falla se infiere que se ha movido hacia el sureste y probablemente hacia arriba en relación con el lado noreste. El desplazamiento real no se conoce, pero el componente horizontal del movimiento es posiblemente una milla. El granito en Mineral Hill y el cuerpo de shonkinite-sienita al sureste de la estación de mantenimiento de autopistas pueden haber sido originalmente partes de la misma masa, ma sa, separadas por el movimiento de falla. El granito de Mineral Hill representa posiblemente la parte inferior de esta masa compuesta averiada que se solidificó ligeramente más tarde que la parte shonkinite-sienita. Los diques de granito que cortan el cuerpo de shonquinita-sienita y se irradian hacia el norte de él pueden estar genéticamente relacionados con el granito de Mineral Hill. El desplazamiento a lo largo de la falla media también se indica por las posiciones relativas de unidades pre-cambrianas y diques de andesita en ambos lados de la falla. El conjunto de diques de andesita que atraviesa el cuerpo shonkinita-siénito al noreste de Grover Grover Spring se extiende hacia el este hasta la falla, luego se desplaza al parecer casi una milla al noroeste, de donde continúa hacia el este al sur de Wheaton Wash. La falla media está mal expuesta al noroeste de la estación de mantenimiento de carreteras, pero es muy probable que pase no muy lejos al suroeste del cuerpo de carbonato de Sulfuro Reina, y fracturas paralelas que probablemente están relacionadas con esta zona de falla se han encontrado en la zona al oeste del cuerpo carbonatado . La avería puede cortar el cuerpo de carbonato en profundidad. Debido a que el bloque de piedras al norte de la falla se cree que se ha movido relativamente hacia abajo, así como horizontalmente, existe la posibilidad de repetición del cuerpo de mineral de carbonato bajo las gravas en la zona al oeste del pozo mexicano. Aunque este cuadro estructural implica impl ica una serie de suposiciones, y la extensión original a la profundidad del cuerpo del carbonato no se sabe, las gravas al oeste del pozo mexicano pueden cubrir algunos depósitos minerales de tierras raras. Los dos diques de granito paralelos que cortan el cuerpo de shonkinita-sienita a 3.300 pies de N. 30 ° E. de Grover Spring fueron colocados en fracturas a lo largo y paralelos a una zona de falla, y esta zona de falla es por lo tanto datada probablemente como postsyenita y pregranita. Esta zona de falla orientada hacia el este se extiende hacia el oeste desde los diques de granito y hacia el este hasta el punto donde es cortada

 

por la falla media. Al este de la falla Media, la zona de falla orientada hacia el este puede ser representada por el fallo silicificado al norte de Wheaton Wash (3.500 pies N. 70 ° E. de la estación de mantenimiento de carreteras). Algunas de las faltas en el distrito están marcadas por rasgos tales como pliegues de arrastre, brecha, gubia, y slickensides. La foliación precambriana en muchos lugares está curvada al paralelismo cercano con las fallas. En un lugar de la falla al sur de la masa de granito de Mineral Hill, los pliegues de arrastre que tienen una amplitud de unos 12 pies, que se sumergen sumergen en la pendiente de 50 ° S. de la fall falla, a, indican un movimiento casi horizontal del lado sur hacia el sudeste. La falla que se extiende alrededor de 500 a 2.500 pies al noroeste de las perspectivas Ventosas está marcada por cuarzo de 2 pies de espesor que está localmente brecciated. La falla que las tendencias ligeramente al norte del este, justo al norte de Wheaton Wash, es similarmente similarm ente silicified, la vena del cuarzo que es tanto como 5 pies de grueso. El gneis cerca de las fallas es comúnmente alterado y manchado a un marrón rojizo, amarillento o violáceo. EDAD DE LAS FALTAS Se conocen al menos cinco periodos de fallas en el distrito de Mountain Pass. La edad más temprana reconocible de la falla es pre-cambriano, y la última es post-terciario. Las zonas de movimiento durante el tiempo pre-cámbrico son indicadas por los viejos dragf y por brechas cementadas por gneis graníticos. Las fallas más jóvenes que los gnaisses pre-cambrianos pero más antiguas a ntiguas que la shenkinita-sienita son difíciles de establecer, aunque las rocas ricas en potasio probablemente fueron controladas en parte por fallas orientadas ha cia el noroeste, además de la foliación de las rocas metamórficas. Los movimientos de la falla ocurrieron sin duda sobre el tiempo de la intrusión de las rocas del dique rico en potasa. Muchas fallas y zonas de corte cortan la shonkinita, la sienita y el granito, pero contienen localmente minerales de carbonato, barita y minerales que contienen tierras raras o torio, y así se forman antes que la deposición de estos minerales en las zonas de cizallamiento. Otro episodio de fallas se muestra por las fracturas en las que se colocaron los diques andesíticos, a lo largo de algunos de los cuales se produjo desplazamiento. Los diques de andesita cortan los cuerpos intrusivos ricos en potasa y los depósitos minerales raros, que dat an de la fractura como postmineralización y preandesita. Muchas de las fallas son postandesitas, porque los diques andesíticos y riolíticos son desplazados por las fallas. El dique felsita a unos 800 pies al sur del pozo mexicano está cortado por una falla que tiende a N ". 20 ° E. Andes de diques en el conjunto que se orienta hacia el este desde el cuerpo shonkinita-sienita 3.000 pies N". 70 ° E. de Grover Spring están aparentemente desplazados alrededor de una milla por la falla Middle, que se extiende hacia el sureste desde la estación e stación de mantenimiento de carreteras. Los hechos de que muchos diques andesíticos se acercan o se cruzan con la falla de la Montaña Clark desde el este y que no se ha observado que ninguno haya cruzado la falla sugieren que ha habido considerable movimiento postandésico postandésico en la falla de la Montaña Clark. Cerca de la falla de la montaña de Clark las rocas se alteran y silicified; Andesita, así como gneis y shonkinita más antiguos, se altera y contiene minerales secundarios como clorito, calcita y epidota. El fallo de Clark Mountain corta el empuje de Mescal, a lo largo del cual las rocas sedimentarias del Paleozoic se empujan sobre rocas volcánicas del Cretácico (?); Por lo tanto ambos defectos son más jóvenes que las rocas volcánicas. Según Hewett (en preparación), la falla de Clark Mountain, a unos 15 kilómetros al norte del distrito, es anulada por la falla de empuje de Mesquite, aproximadamente paralela al empuje de Mescal, y en consecuencia se formó entre los dos empujes. Se cree que estas fallas de e mpuje son Laramide; Es decir, Cretácico Pos-Medio, posiblemente Terciario temprano o Cretácico Tardío en edad. MUELLES Los manantiales en el distrito están relacionados en parte con la falla. La Primavera de Mescal, la Primavera de Grover, y la primavera a medio camino entre ellos, emiten unos 100 a 200 pies al sur de la falla de Clark Mountain de una zona gris verdosa de rocas volcánicas alteradas. Jardín La primavera está en un lavado donde cruza una falla aparentemente pequeña que tiende hacia el noreste y se sumerge alrededor de 70 ° NW. Una falla de tendencia noroeste que sumerge 80 ° N "E. es aparentemente responsable de Wheaton Springs.Muchas fallas están expuestas en las proximidades del pozo mexicano, que está en un lavado.El manantial de unos 4.000 pies S. 10 ° E. de la carretera Estación de mantenimiento está alineada con una serie de pequeñas fallas, constituyendo una zona de falla, extendiendo S. 60 ° E. desde el resorte. Varios pequeños depósitos de toba en el distrito indican manantiales antiguos, y algunos de ellos están cerca de ffallas, allas, como c omo el de unos 1.400 pies de N. 70 ° E. del eje de cumpleaños, otros 3.000 pies de S. 30 ° E. de la estación de mantenimiento de carreteras , Y otro a unos 1.000 pies S. 60 ° W. del cuerpo de granito de Mineral Hill donde la falla cruza el lavado. Otros depósitos de toba que están dentro de 200 pies de fallas conocidas se encuentran cerca de la curva en el lavado 1 milla al oeste del establecimiento de Wheaton Springs, y justo al este del mismo lavado 1.500 pies al sur de este punto. La toba en estos depósitos cementa fragmentos de varios tipos de roca, y las manchas de óxido de hierro son comunes en las rocas cercanas. DEPÓSITOS MINERALES

 

Los minerales de tierras raras ocurren en depósitos caracterizados por abundantes minerales carbonatados, barita y cuarz o. Estos constituyentes ocurren en tres tipos principales de depósitos: el cuerpo de carbonato de Sulfuro Queen, que es de 2.400 pies de largo y hasta 700 pies de ancho; Las muchas venas tabulares de una pulgada a unos 20 pies de espesor; Y las zonas de cizallamiento mineralizadas, en las que los minerales de carbonato, barita, cuarzo, hematita, gotita y otros minerales forman muchos largueros y películas finas en zonas de varios pies de espesor. En las placas 4 y 8 se muestra el cuerpo principal rico en carbonatos, con muchos apéndices y cuerpos satélites. El nombre Carbonato de Sulfuro Queen se aplica a este depósito debido a su proximidad a la antigua mina de oro Sulphide Queen y al molino. Alrededor de 200 venas y zonas de corte mineralizadas se muestran en el mapa del distrito (pi.1). Son de hasta 20 pies de espesor y 600 pies de largo, pero muchos son sólo un pie o menos de grosor. Se estima que la superficie del cuerpo carbonato de Sulphide Queen Queen es más de 10 veces mayor qu quee la suma de todas las otras venas expuestas en el distrito. La roca carbonatada incluye muchas variedades de rocas de calcita, ankerita, dolomita o siderita, que contienen varias cantidades de barita, barita estronciana o celestita bario, cuarzo, bastnaesita, parisita y pequeñas cantidades de muchos otros minerales, incluyendo crocidolita, clorita, biotita, , Muscovjte, aegirine, sphene, allanita, monazita, magnetita, goethita, hematita, galena, pirita, chalcopirita, tetraedrita, malaquita, azurita, cerusita, aragonita, wulfeiiita, fluorita, estroncianita, apatita, thorita, cerite y sahamalita. Las proporciones de minerales varían ampliamente incluso en el mismo depósito. Una estimación aproximada de los principales constituyentes constituyentes de la roca carbonatada del distrito, en porcentaje, son minerales carbonatados, 60; Barita, 20; Fluocarbonatos de tierras raras, 10; Y cuarzo y otros silicatos, 10. La gravedad específica de la roca carbonatada oscila entre 2,7 para las rocas ricas en calcita y 4,0 para las rocas ricas en barita y bastnaesita. La roca carbonatada rica en minerales raros y barita es claramente más alta en gravedad específica que cualquiera de las rocas metamórficas m etamórficas o ígneas del distrito, y esta característica ha demostrado ser una guía importante en la prospección. DISTRIBUCIÓN ABEAL La distribución de rocas carbonatadas, vetas y pozos prospectivos en el distrito se muestra en el mapa geológico (pi.1), y se describe en la figura 9. Los depósitos conocidos de rareza y torio son más abundantes en un cinturón, en lugares de 3.000 a 4.000 pies de ancho, que las tendencias noroeste de la esquina sureste de la zona asignada a la vecindad del eje de cumpleaños. Esta correa es compensada por las fallas transversales y parece ser terminada por el fallo transversal al norte del eje de Cumpleaños. Aunque no se ha mapeado ningún defecto grande en este cinturón, muchas pequeñas fallas orientadas hacia el noroeste están expuestas a distancias cortas, y éstas contienen localmente tierras raras y torio. El número y tamaño de las venas y las rocas carbonatadas en el cinturón parecen estar relacionados con las rocas intrusivas ricas en potasio, ya que la mayor concentración se encuentra en el lado suroeste de la mayor masa de shonquinita-sienita. Las zonas de cizallamiento mineralizadas de esta cinta cortan el cuerpo de shonquinita-sienita y los diques relacionados, así como las vetas carbonatadas; Pero contienen localmente tierras raras, torio, barita y otros constituyentes de las venas. Por lo tanto, las fallas ocurrieron después del período principal de deposición de las rocas carbonatadas, pero alguna circulación de soluciones mineralizantes tuvo lugar durante o después de esta falla. Entre los depósitos situados al sur de la autopista 91, existe una aparente asociación espacial entre las partes más ricas de las zonas de cizallamiento mineralizado y los diques andesíticos terciarios que atraviesan estas zonas (véanse las páginas 13 y pi 1). Debido a que muchos diques andesíticos en el distrito no tienen nada que ver con los depósitos de tierras raras ra ras y torio, es evidente que la fuente magmática de la andesita no fue la fuente de estos elementos raros. La asociación espacial puede ser fortuita, o puede indicar que las emanac iones acuosas que acompañan a las intrusiones andesíticas sirvieron como vehículos v ehículos de redistribución y concentración de algunos de los elementos raros ya presentes en las rocas carbonatadas y otras rocas a lo largo de las zonas de cizallamiento. La concentración de venas en el cinturón que se muestra en la ffigura igura 9 no significa ne necesariamente cesariamente que las venas estén ausentes de otras partes del distrito. La estrecha relación que parece existir entre los depósitos de tierra-torio raro y las rocas intrusivas ricas en potasio sugiere posibles ocurrencias cerca de otros diques fuera del cinturón ci nturón mostrado en la figura 9, tales como el granito de Mineral Hill y el cuerpo de shonkinite-sienita por milla Noroeste de la misma. Se observaron unas finas vetas de carbonato cerca del granito en Mineral Hill, pero n no o se sabe que ocurran en ellas minerales de tierras raras. DEPÓSITOS EN EL EXTREMO NORTE DEL DISTRITO Algunas venas compuestas principalmente de calcita y cuarzo se producen en el área al norte de la falla del Norte, que está a unos cientos de pies al norte del eje de cumpleaños. Un pozo de la perspectiva expone una avería que se silicified y ironstained, pero n no o la tierra rara o los minerales del torio se han encontrado en estos depósitos.

 

DEPÓSITOS CERCA DE CLARK MOUNTAIN FAULT Muchos pozos han sido excavados en rocas silicificadas y alteradas a lo largo de la falla de la Montaña Clark. Se han encontrado costuras de malaquita, azurita y óxidos de hierro asociadas con algunas de las rocas silicificadas y alteradas, pero no se han desarrollado desarrolla do minas a lo largo de la falla o inmediatamente al este. También se han explorado zonas silíceas con pirita dispersa, calcopirita y malaquita en el gneis al este de la falla, tal como una vena de 3,200 pies al norte del pico de Kokoweef y 75 pies de la falla y otra a menos de 100 pies de la falla de 1,8 millas Al noroeste del pico de Kokoweef. Las minas Carbonate King y Mescal, en piedra caliza a 1.000 pies al oeste de la falla, se han extraído para el plomo, el cinc y la plata, y la stibnita es relativamente abundante en la mina Mescal, pero no hay relación entre éstas y las tierras raras depósitos minerales. La falla de Clark Mountain, una falla normal de intertropía, precedió y controló algunos de los depósitos de metal en el distrito, pero no necesariamente la mineralización de tierras raras. La fluorita es abundante en varios depósitos en la dolomita paleozoica al norte de la montaña Clark, pero no se conoce en los depósitos al sur de la montaña Clark y al oeste de la falla de la montaña Clark. DEPÓSITOS NORTE DE LA CARRETERA DE LOS ESTADOS UNIDOS 91 Las ocurrencias conocidas de minerales de tierras raras y torio al norte de la autopista 91 se concentran a lo largo del lado suroeste de la población de shonquinita-sienita tanto en el gneis como en el cuerpo intrusivo. Muchas de las venas en esta área, entre el eje de cumpleaños y el prospecto Bullsnake, contienen tierras raras y son algo radiactivos. ra diactivos. Se han encontrado diminutos granos de color rojo parduzco-rojizo en varios depósitos, y en algunos hay una pequeña galena. El gran cuerpo de carbonato al suroeste de la antigua a ntigua mina de oro Sulphide Queen es la mayor concentración de metales raros conocidos en el distrito, aunque partes de algunas venas delgadas, como la vena de descubrimiento original cerca del eje de cumpleaños, son igualmente ricas o más ricas. El área al oeste del eje de cumpleaños y el cuerpo de carbonato de Sulphide Queen es una superficie amplia, suavemente inclin ada cubierta en gran parte por gravilla y aluvión. La capa de roca está expuesta en algunas áreas, y en estas exposiciones se han excav excavado ado 10 o más pozos prospectivos. Algunas de estas fosas están en gneis no mineralizados; Otros exponen zonas de corte a lo la largo rgo de las cuales el e l gneis es cloritizado y cortado por muchas vetas de calcita, cuarzo, hematita y goethita. Algunas de las zonas de corte son radiactivas. Las vetas de carbonato expuestas en esta área tienen unas pocas pulgadas pulga das a 2 pies de grosor, pero no se observaron cuerpos grandes. En la zona norte de la autopista y al este del prospecto Bullsnake y pozo mexicano, se han buscado fallas y zonas de fallas silicificadas, manchadas localmente por carbonatos de cobre, pero no se han encontrado minerales de tierras raras o torio en esta zona . DEPÓSITOS EN LA PARTE CENTRAL DEL DISTRITO, SUR DE U. S. CARRETERA 91 Todavía no se han encontrado vetas de tierras raras en esa parte del área al sur de la carretera 91 de los Estados Unidos y al noreste de la falla fa lla Media, que pasa cerca de la estación de mantenimiento de carreteras. Las venas y las zonas de cizallamiento mineralizadas ocurren en el área al suroeste de esta falla y al norte de la falla sur, que se extiende hacia el sur desde Grover Spring, especialmente en el cinturón delineado en la figura 9. Bastnaesita y thorita se han encontrado, por ejemplo, Reynolds Bobbins perspectivas 600 pies al noroeste del pozo mexicano y 2.300 pies al sur de la misma. Los depósitos en la zona cercana a estas perspectivas se clasifican como zonas de cizallamiento mineralizado. Como están expuestas en las fosas de prospección, muchas superficies de fractura subparalela estrechamente empotradas, muy empinadas, se recubren con hematita, goticita, sílice, barita y carbonato de hierro, en zonas de aproximadamente 5 a 10 pies de ancho que son comúnmente radiactivas. En algunas de estas zonas de cizalladura se producen venas carbonatadas de 0,5 a 3 pies de espesor. Una vena expuesta en un pozo de unos 2.300 pies al sur del pozo mexicano tiene aproximadamente 2,5 pies de espesor. Bastnaesita y el torito se han encontrado en esta vena, así como barita, calcita y cuarzo. Seis de siete secciones delgadas de la vena de este pozo contenían uno o más granos de bastnaesita. La vena tiene una estructura planar áspera causada por las rayas de la más fino grano calcita-barita-matriz de cuarzo entre más grueso grano de barita en forma de ojo orientado paralelo a las paredes. Las zonas de cizallamiento mineralizado que en algunos lugares son radiactivas se encuentran en las inmediaciones de los dos cuerpos de shonkinita-siénito al noreste de Grover Spring y se muestran en el mapa geológico del distrito como vetas. La radioactividad parece ser debida en gran parte al torio y se encuentra principalmente en las costuras asociadas con hematita y goethita. En estas zonas se han encontrado localmente pequeños granos de tor- tita. Los fragmentos de gneis y la shonkinita de biotita oscuros están encerrados en una vena de carbonato bastnaesita que tiene 3 pies de espesor, 2.500 pies al sur de la estación de mantenimiento de la autopista. DEPÓSITOS EN ZONA CERCA DE LAS PERSPECTIVAS DE RATHBURN

 

En las perspectivas de Eathburn, a 3.800 pies S. 20 ° E. de la estación de mantenimiento de carreteras, varias fallas silicificadas de oeste a noroeste se producen en una zona de unos 250 2 50 pies de ancho. La abertura más grande de la mina es un eje inclinado, presumiblemente hundido en la prospección para el oro, extendiéndose cerca de 50 pies abajo de la inmersión de 60 ° de una vena del cuarzo de 1 a 2 pies. La vena de cuarzo y la roca de pared silicificada adyacente contienen un poco de azurita, malaquita, pirita, sulfuros de cobre y óxidos de hierro. Otros fallos cercanos en la misma zona de falla son silicificados y manchados por minerales secundarios de cobre y hierro, y algunos de ellos han sido prospectados por pequeños pozos. Los minerales de tierra rara-torio no se han encontrado en las perspectivas de Eathburn, y la mineralización de tierras raras es probablemente de una edad diferente a la del cobre y el oro. Se han encontrado algunos granos gra nos de pirita, sulfuro de cobre y malaquita en varias otras localidades, como varios pozos de prospección a unos 2.000 pies al noreste de Grover Spring y otros 1.000 pies al sur de la estación de mantenimiento de carreteras. El área entre las perspectivas de Eathburn y el cuerpo de granito en Mineral Hill contiene muy pocas pequeñas vetas de carbonato o cuarzo. Un poco de prospección se ha hecho en shonkinita, sienita o diques de granito que son un poco más radiactivos que el gneis adyac ente pero de valor desconocido. Varias vetas de carbonato, de d e aproximadamente 2 pies de espesor en la media, se producen en el gneis alrededor del cuerpo de granito en Mineral Hill, pero los minerales de tierra rara no se han encontrado en ellos. DEPÓSITOS AL SUR DE LA FALTA DEL SUR En el bloque pre-cambriano al sur de la falla Sur, que pasa a 1.500 pies al norte de las Ventosas, las venas se producen en varias áreas, como se muestra en la placa 1 y la figura 9. Las venas en esta área que se sabe contienen tierras raras o Torio se encuentran en un ccinturón inturón que se extiende desde un punto de unos 3.000 pies N. 50 ° W. de las perspectivas Ventosas, a través de las perspectivas Ventosas, de allí S. 25 ° E. a los gneis anormalmente radiactivos cizallado en la perspectiva más al sureste mostrado en el geológico mapa. Varias de las venas en este cinturón contienen pequeños, brillantes, granos rojos de thorita. Bastnaesita ha sido identificada en las perspectivas Windy. La vena expuesta en el pozo Windy No. 1, que es el noroeste de los pozos de prospecto Windy, tal como se indica en el mapa geológico, tiene de 40 a 50 pulgadas de grosor. En una zona excavada a 150 pies al sureste a lo largo de la huelga, la vena se aprieta a menos de 4 pulgadas de grosor. La vena en el hoyo golpea alrededor del N. 45 ° O y desciende 70 ° SW. Y aparentemente estaba emplazada en una fractura más pronunciada que la inmersión de 60 ° de la foliación de los migmatites encerradores y el gneis granítico. La vena está compuesta principalmente de cuarzo, barita, calcita y goethita. Se encontraron granos dispersos de bastnaesita en 5 de 8 secciones delgadas de esta vena. La fluorita es un componente menor en el pozo Windy No. 1 y en otras exposiciones al sureste. A pocos metros al sureste del pozo Windy No. 1, la veta se encuentra paralela a un dique shonkinita de 1 pie de espesor. El dique fue cortado, paralelo a su huelga, después de su emplazamiento, formando muchos planos de corte en la shonkinita y el gneis, y la vena se depositó en una fractura a lo largo del dique shonkinita. Los diques del shonkinite delgadas similares se exponen en los intervalos irregulares a lo largo de la huelga de esta zona para 2.800 pies al sureste. En una perspectiva que se muestra en la esquina sureste del mapa geológico del distrito, una zona de cizalladura radiactiva en e n el gneis cloritizado se expone en un pequeño afloramiento en un lavado. Una sección delgada de la muestra radiactiva está compuesta en gran parte de microclina y cuarzo del gneis granítico, con un poco de biotita, clorito, zirconio y magnetita. Los minerales secundarios o introducidos, que ocurren principalmente a lo largo de costuras y fracturas en el gneis, incluyen cuarzo, clorita, hematita, goethita, calcita y tortita (?). Varias venas en el área general 3.300 a 4.800 pies de N. 40 ° E. del pico de Kokoweef contienen considerable carbonato mineral ironstained, probablemente siderita, y cuarzo. Pequeñas vetas de carbonato, en su mayoría sólo unas pocas pulgadas de espesor, se producen en el área de unos 2.200 pies al sudeste de estos. En ambas áreas, se ha hecho muy poca prospección y no se han encontrado minerales raros de tierra-torio. (cuadro) CARBONADOS La calcita es el mineral carbonato más abundante en los depósitos. Dolomita y ankerita también son abundantes, y siderita es menos común pero es abundante en algunas venas. Cerussita se encuentra localmente en el extremo norte del cuerpo sulfato de carbonato de sulfuro. Algunos de los minerales carbonatados contienen manganeso, como sugieren las superficies oscuras de algunas rocas carbonatadas. carbonatada s. El desgaste de los carbonatos que contienen hierro causa tinción limonítica en y cerca de las venas. Los minerales carbonatados no templados templa dos varían en color de blanco a crema, gris, o rosa pálido. Se identificó un mineral de carbonato blanco a crema como anquerita sobre la base de las propiedades ópticas de especímenes de la zona de cumpleaños. Pruebas espectrográficas posteriores realizadas por E. L. Hufsch Hufschmidt midt de la Geological Survey confirmaron esta identificación e indican calcio y magnesio como los principales constituyentes y entre 1 y 10 por ciento de hierro.

 

Algunos de los minerales del carbonato ocurren en granos una pulgada o más a través, pero la mayor parte de los minerales del carbonato están en agregados graneados más finos. Los minerales de carbonato constituyen al menos la mitad del material en la mayoría de las venas, pero varían de casi el 0 al 100 por ciento. La calcita predomina en la mayor parte del cuerpo de carbonato de Sulfuro Reina, que es aproximadamente 60 por ciento de mineral de carbonato, y comúnmente se presenta como granos interconectados de aproximadamente 0,5 mm de diámetro. Gran parte del carbonato de las venas es uniformemente conservado y probablemente es ankerita. El índice determinado para el carbonato ca rbonato en una vena en el área de Birthday-Sulphide Queen (2000 S., 630 W. en la rejilla, pi. 6) es de 1.70 ± 0.005 para nO. El índice es el de la parankerita (Mg: Fe:: 2: 1), según Winchell (1951, p. La mancha rojiza en las superficies meteorizadas indica que probablemente es de hierro (parankerita) en lugar de carbonato de manganeso con un índice similar. Strontianite se ha encontrado en de el cuerpo de la carbonato de la reina y en una vena en la demanda cumpleaños No. El Strontianite cementa una brecha la roca del del sulfato baritecarbonate en el cuerpo del carbonato del sulfuro Queen y del parece ser uno de los6.minerales tardíos de la vena (Hewett, 1953, comunicación personal). Un nuevo mineral de carbonato de tierras raras, compuesto de carbonato de magnesio, hierro y tierras de cerio, ha sido llamado sahamalita (Jaffe, Meyrowitz y Evans, 1953). Sahamalite se ha encontrado hasta ahora solamente en un área cerca de 150 pies en diámetro cerca del extremo del sudoeste del cuerpo del carbonato de la reina del sulfuro. La azurita y la malaquita que se producen escasamente a lo largo de las fracturas se derivan quizá de la erosión de los sulfuros que contienen cobre, como la calcopirita y la tetraedrita. Suposiciones La barita en muchas venas es el mineral de no carbonato más abundante. Va de 0 a 65 por ciento de la mayoría de las venas, aunque algunas venas de 1 ó 2 pulgadas de grosor son en gran medida barita. La barita constituye hasta un 65 por ciento localmente, y un promedio pro medio del 20 al 25 por ciento, del cuerpo de carbonato c arbonato de Sulfuro Reina. La barita contiene cantidades variables de estroncio, y parte p arte del mineral está más cerca de la celestita que la barita en la composición. El tamaño de grano de la barita varía ampliamente, y es usualmente de aproximadamente 0,5 a 1 cm. La barita en las venas v enas y en el cuerpo de carbonato de Sulfuro Reina normalmente se presenta como granos tabulares u ovalados de color blanco a rosado o rojo. Algunos de la barita tiene planos de división curvos, y el hermanamiento polisintético se ve co múnmente en la sección delgada. Es particularmente visible en la barita estronciana. Además de los granos gruesos, la barita se presenta también como vvetas etas de grano fino con o sin cuarzo, a lo largo de planos cortantes o fracturas que cortan otros minerales de la roca carbonatada. carbonat ada. En las superficies ásperas resistidas, la barita comúnmente se encuentra en relieve por encima de los minerales de carbonato. En el cuerpo de ca carbonato rbonato de Sulfuro Reina, muchos de los cristales de barita, b arita, cuando se rompen, muestran núcleos de color más claro que tienen una buena división prismática, en contraste con las zonas exteriores de grano fino opacas. En el cuerpo de carbonato de Sulfuro Reina (pi.5), la variedad roja más oscura de barita parece estar asociada con las áreas de abundante crocidolita y clorita. La barita cerca de las zonas silicificadas es predominantemente blanca, aunque la barita rosada y la blanca se encuentran en rocas carbonatadas silicificadas. La causa de la diferencia entre la barita rosa y blanca no es aparente en la mayoría de las secciones delgadas, aunque algunas de las baritas rosadas contienen pequeñas inclusiones inclusiones de hematita (?). Un poco de barita blanca está bordeada y veteada por barita rosada. El alto contenido de estroncio de algunas de las baritas no ha sido correlacionado con las diferencias observadas en las secciones delgadas. Barian celestite formas abundantes cristales tanto como una pulgada de ancho en la vena ankeritic grande en el área de cumpleaños cerca de 1,430 pies al sur, 800 pies al oeste (pi 4). El E l mineral es comúnmente rosa pálido o de color carne, aunque algunos es casi blanco. La división es perfecta en tres direcciones mutuamente perpendiculares, y las superficies de división curvadas son la regla. El hermanamient hermanamiento o polisintético es llamativo y es suficientemente grueso para ser visible megascopicamente. El examen de rayos X por J. M. Axelrod de la U. S. Geological Survey indica que el mineral es un miembro del grupo de barita, intermedio entre la barita y el celestite. Las pruebas químicas cual cualitativas itativas realizadas en el laboratorio de la U. S. Geological Survey indican sulfato, bario y estroncio. Las pruebas espectrográficas independientes realizadas por la Smith-Emery Company indican tierras raras como constituyentes menores. Las propiedades ópticas óptica s determinadas por Jewell Glass, de la U.S. Geological Survey, son las siguientes: (cuadro) FLOTOCARBONADOS

 

Los minerales de tierras raras hasta ahora reconocidos en las venas y las rocas carbonatadas incluyen los fluocarbonatos bastnaesita y parisita, y monazita, allanita, cerita y sahamalita. De éstos, la más abundante es bastnaesita, que constituye del 5 al 15 por ciento de gran parte del cuerpo de carbonato de Sulfuro Queen y excede localmente el 60 por ciento. En las la s venas delgadas, el contenido de bas tnaesita oscila entre 0 en la mayoría de las venas hasta concentraciones raras de 60 por ciento o más. La bastnaesita es de color bronceado claro a color miel, crema pálida, amarillo, amarillo verdoso, amarillo rojizo y marrón rojizo. Bastnaesita cristaliza en la clase ditrigonal, dipirámide del sistema hexagonal. La mayoría de los cristales son tabulares (pi 2Z>), aplastados paralelos a (0001). Raramente en las venas de alto grado (6) los cristales tienen 4 pulgadas de largo, pero la mayoría son menos de una pulgada, y en el gran cuerpo de carbonato muchas de las pastillas de bastnaesita no tienen más de 1 mm de longitud, Estructura de las masas de cristal tabular está bien desarrollada localmente.Además forma tabular, se encuentran pequeños prismas de bastnaesita en el gran cuerpo de carbonato.Las superficies dede la la fractura son irregulares y tienenlocalmente un brillo resinoso.Una escisiónhexagonales prismática indistinta indist inta La Bastnaesita de Mountain Pass no parece tener una escisión basal tan perfecta como la descrita por Glass y Smalley (1945, p.655) para la bastnaesita de Nuevo México.Lacroix (1922, p.297-299) describe dos variedades de Bastnaesita, la cual tiene una dureza de alrededor de 4/2 y una gravedad específica de aproximadamente 5. El mineral es soluble En ácido sulfúrico fuerte con evolución de ácido fluorhídrico y dióxido de carbono. Una bastnaesita de color amarillo pálido es ligeramente pleocroica con absorción Z> X. Los índices de refracción de la bastnaesita del área de cumpleaños han sido determinados por Jewell Glass, y se comparan con otras determinaciones de los índices de refracción de bastnaesita citados por Glass y Smalley (1945, p.610) Un análisis químico de la bastnaesita impura, que se cree que contiene alrededor de 5 por ciento de cuarzo de grano muy fino, y un poco de barita y carbonato de minerales, de las afirmaciones de cumpleaños se da en la tabla 7, y un análisis espectrográfico en la t abla 8. El fluoruro ha sido detectado espectrograficamente por la banda CaF + por George Petretic P etretic de la U. S. Geological Survey. El análisis cuantitativo espectrográfico de tierras raras separadas químicamente de bastnaesita (99 por ciento puro) del área de cumpleaños ffue ue determinado por H. J. Rose, con los siguientes resultados: La2O3, 29,6 por ciento; CeO _ {2} (químico), 50,3; Nd _ {2} O _ {3}, 14,3; Pr6Ou, 4, 4,4; 4; Sm _ {2} O _ {3}, 1,3; 1,3 ; Y2O3, no detectado. La fórmula de bastnaesita de otros distritos analizados es RFCO3, en la que R indica las tierras raras, en su mayor parte cerio, la lantano, ntano, neodimio y praseodimio. Los óxidos de tierras raras se forman del 73,59 por ciento al 76,80 por ciento de bastnaesita. Los patrones de difracción de polvo de rayos X de la bastnaesita del área de cumpleaños, realizados en el laboratorio de la U.S. Geological Geologi cal Survey en Washington, coinciden con patrones de rayos X de bastnaesita de otras localidades. Bastnaesite es un mineral raro y era conocido de sólo unas 10 localidades en el mundo antes de los descubrimientos de Mountai n Pass. Los datos para muchos de estos han sido resumidos por Glass y Smalley (1945 (1945). ). El mineral se encuentra en pegmatitas de granito y sienita; En zonas metamórficas de contacto; En venas con otros minerales carbonatados, fluorita y barita; Y en depósitos aluviales. La mayoría de las ocurrencias conocidas se resumen en la tabla 9. Se ha identificado la parisita, un fluocarbonato de calcio y tierras raras, en el distrito de Mountain Pass en el cuerpo carbonato de Sulphide Queen y cerca del mismo, donde se produce localmente en las rocas carbonatadas y una muestra de granito (HW Jafl'e, 1952, comunicación personal) . En la placa 7A se muestra un intercalamiento lamelar de bastnaesita y parisita. Un estudio mineralógico más detallado demostrará probablemente que la parísis está más ampliamente distribuida de lo que se conoce actualmente. óxidos El cuarzo se produce en las venas en varias proporciones, generalmente del 5 al 40 por ciento, pero oscila entre 0 y 100 por ciento. Algunas venas que son esencialmente todo el cuarzo son hasta 6 pies de grosor. Se encuentran principalmente cerca de cuerpos de granito ya lo largo de varias zonas de fallas silicificadas, como la que se encuentra al norte de Wheaton Wash y otra al noroeste de las perspectivas Windy. Una vena de cuarzo de hasta 6 pies de espesor y varios cientos de metros de largo corta shonkinita y rocas metamórficas cerca del eje de cumpleaños. Las venas de cuarzo son probablemente de varias edades. El cuarzo en los depósitos de tierras raras y torio es un mineral tardío y se encuentra en vetas irregulares que cortan minerales más antiguos; Como granos eúdricos en lugares zonificados con material opaco y polvoriento, en barita; Y como cristales euédricos que tapon taponan an los vugs. Parches de granos de cuarzo anclados se producen en gnaisses breconizados y mineralizados, y pueden haberse formado por recristalización del cuarzo original de los gneises.

 

El cuarzo tardío que aparece después de la mineralización del torio se produce en el granito radiactivo en 2165 S., Ill W. en la cuadrícula del mapa del área de la Cumpleaños-Sulfuro (página 4). Las superficies de las juntas teñidas en el granito muestran una radioactividad de hasta 0,9 milioentgen por hora. En la sección delgada, se observan hematites y, probablemente, toritus en las superficies art articulares, iculares, y en el granito se se producen vetas de dilatación de hematita, thorita, gotita y posiblemente óxidos de manganeso. El cuarzo ha reemplazado parte del feldespato y las vetas toritales en el granito. Los granos de cuarzo se extienden sin romper a través de las vetas, y el movimiento a lo largo de algunas de las vetas ha dado lugar a restos de sombras de las vetas en el cuarzo, en línea con los segmentos no reemplazados de las vetas a cada lado del cuarzo. Microscópicamente el cuarzo que cruza las vetas aparece idéntico al cuarzo que se presume primario en el granito. La hematita es un mineral común en las zonas de cizallamiento mineralizadas, rocas carbonatadas y diseminadas en rocas ígneas. La hematita se ve en secciones delgadas como minúsculas, anisotrópicas, de color rojo anaranjado brillante placas hexagonales con alto relieve, y como grandes placas opacas. Las placas van desde una pequeña fracción de un milímetro hasta varios milímetros de diámetro, y se profundizan en color con el aumento de tamaño. Los granos irregulares de hematita están esparcidos por todas las zonas de cizallamiento mineralizadas que contienen toritonas, constituyendo localmente hasta el 25 por ciento de la vena, y la hematita polvorienta se desarrolla en cantidades variables en el tórax. La hematita también ocurre en los cristales esqueléticos de minerales ferromagnesianos anteriores en los gneises alterados. Las placas de hematita se han desarrollado preferentemente alrededor alrededor de los bordes de las masas de fluorita en la vena cerca c erca de 485 S., 420 E. en la cuadrícula del grupo Windy de prospectos (p.13). La magnetita es común en las rocas ígneas y también ocurre localmente en la roca carbonatada, tal como en 3523 S., 290 E. en la rejilla del mapa del área de la Cumpleaños-Sulfuro Queen (pi. Octaedros de magnetita negra brillante de hasta 1 mm de tamaño están incrustados en carbonato. Casi todas las zonas de cizallamiento mineralizadas y algunas de las venas carbonatadas contienen varios por ciento de goetita, derivada en gran parte por la erosión y alteración de minerales que contienen hierro, como siderita, anquerita, biotita, pirita y magnetita. La melaconita se encuentra con la calcopirita subterránea en los trabajos recientes en el grupo de perspectivas de Ray-Welch-Willmore Ray -Welch-Willmore (975 S., 490 E. en la rejilla, pi. 13). SILICADOS Las rocas de carbonato contienen una variedad, pero sólo una pequeña cantidad de minerales de silicato, además del cuarzo, tales como la crocidolita (la soda-anfibola azul fibrosa), phlogopite, biotita, muscovita (sericita), clorita, aegírita, allanita, cerita, esfeno , Y thorite. Los minerales metamórficos de contacto típicos tales como diopsida, idocrase y granate están ausentes de las rocas carbonatadas d dee la Montaña. Veintiles de crocidolita se encuentran en las diversas rocas ígneas potashrich y las rocas carbonatadas, y en gneises adyacentes a ellos. En algunas de las venas de crocidolita más gruesas, de aproximadamente una pulgada de grosor, las fibras anfíbolas están orientadas perpendicularmente a las paredes del vena. En las rocas roca s carbonatadas las fibras de crocidolita se agregan en orientación subparalela a lo largo de planos de cizallamiento que se doblan alrededor de los granos de barita, impartiendo una foliación a la roca. La crocidolita examinada en los aceites índice tiene un índice de refracción para gamma entre 1,65 y 1,66, birrefringencia moderada, extinción paralela y col colores ores anómalos de interferencia azul; Es longitud-rápido, y es pleochroic, de verde a verde-azulado paralelo a la elongación, y de color verde pardusco pálido a violeta pálido normal a la elongación. La flogopita y la biotita se han formado en los contactos y alrededor de los bordes de pequeños fragmentos de roca feldspática como la sienita o el gneis, por reacción entre el material carbonato y la roca feldspática. La mica oscura también se presenta como escamas dispersas en calcita ya lo largo o cerca de las tijeras en la roca carbonatada. Phlogopite también se encuentra en shonkinite en varios lugares a lo largo, el rarotierra-y toro-llevar las venas, y en alterado, gneiss mineralizado. Por ejemplo, en el prospecto Windy (1334 S., 990 E. en la cuadrícula del mapa, pi. 13), se observó una flogopita de color café verdoso pálido en el gneis alterado que también contiene allanita y torita. Algunos de los phlogopite muestra color-moteado que sugiere diferencias de composición dentro de los cristales. Algunos phlogopite en el Sulphide Queen carbonato cuerpo tiene absorción absorción anómala y algunos se encuentra en la zona. Los núcleos de la mica zonificada muestran una absorción normal; Los bordes son anómalos, con Y y Z incolor y X anaranjado-marrón; Y las zonas intermedias son incoloras. Una mica similar, descrita por Jakob (1924), contiene 8,30 por ciento de Mn2O3 y 1,55 por ciento de Na2O. La absorción anómala de estos phlogopites puede ser debido a un contenido considerable de manganeso, ya que el manganeso está presente en algunos de la dolomita ferruginosa en el cuerpo de carbonato de Sulfuro Queen. Biotita, con X marrón verdoso pálido, Y y Z marrón rojizo, ocurre escasamente en la roca de carbonato. La clorita se encuentra en las fracturas e intersticiales a los fragmentos de la brecha en los gneises triturados en las zonas de cizallamiento mineralizadas. La clorita también se produce, con hematita y goethita, como restos esqueléticos de minerales f erromagnésicos anteriores en gneises mineralizados.

 

La sericita de grano fino (?) Que se encuentra en parte del cuerpo de carbonato de Sulfuro Queen es fuertemente birrefringente, biaxial negativo, 2V aproximadamente 25 °, amarillo pálido, y de hábito platy y fibroso. La sericita se ha desarrollado a lo largo de las tijeras localmente en gneis de granito mineralizado, y se encuentra escasamente en los feldespatos en el gneis gneis cerca de las venas. Cantidades menores de allanita se encuentran en el granito, la sienita y las rocas carbonatadas, en las tijeras finales en varias de las venas carbonatadas y asociadas con la barita estronciana en las últimas venas cortando el cuerpo carbonato de Sulfuro Reina. La ala alanita nita es prismática y es fuertemente pleocroica, desde verde o de color marrón claro a marrón oscuro o marrón rojizo. En el grupo Windy de prospe prospectos, ctos, cerca de 1335 S., 990 E. en la cuadrícula del mapa (p.13), la alanita en una zona de cizalladura de torio en gneis es de color irregular y aparece gradacional a epidote en cristales individuales. Varios por ciento de epidote está presente en este gneis alterado, y aagregados gregados de epidote, allanita, hematita, clorita, cuarzo y goethita son productos de aalteración lteración de los minerales ferromagnesianos del gneis. La alanita prismática (?), Pleocroica desde el color amarillento y verdoso hasta el rojizo oscuro, se ve escasamente en una delgada d elgada sección de un dique andesítico cerca del borde sur del distrito de Mountain Pass. La alanita en esta roca andesítica alterada está invariablemente asociada con el carbonato que ha reemplazado a los fenocristales y, sin duda, no es un constituyente original del dique. A juzgar por la radiactividad débil asociada con gran parte de la alanita de las venas, la alanita probablemente contiene men menos os del 1 por ciento de torio. Cerite ha sido identificado en una vena en la demanda de cumpleaños No. 6. La thorita se presenta en granos lustrosos, de color rojo oscuro a marrón amarillento, de hasta 3 mm pero principalmente de 1 mm o menos de diámetro, en las venas y en las zonas de cizalladura radiactiva. Las mayores concentraciones de thorita en el distrito están en zonas de cizallamiento mineralizadas en lugar de en vetas de carbonato bien definidas, pero se ha encontrado torito en algunas de las venas carbonatadas, como la estrecha vena de carbonato de grano fino cerca del carbonato de Sulfuro Reina Cuerpo en 3523 S., 1090 E. en la cuadrícula del mapa (pi. 4). Esta vena contiene cremas diseminadas, alargadas y amarillentas de thorito de 0,5 mm de espesor, con bastnaesita, hematita y magnetita. Casi todo el thorito en las zonas de cizallamiento mineralizado en el gneis está en planos cortantes llenos de hematita, goticita, sericita, clorita, cuarzo y carbonatos. Secciones delgadas muestran que gran parte p arte del torito está lleno de diminutas manchas de hematita y goethita. El óxido de hierro está en las partes exteriores de muchos cristales de d e torita, y en algunos a lgunos cristales forma zonas concéntricas. Un poco de tórax contiene tanto polvo hematitico que casi es opaco. En cuatro secciones delgadas, el torito se extiende desde claros cristales prismáticos de color amarillento-pardo hasta balas llenas de hematites casi opacas. En las autorradiografías auto rradiografías de estas secciones delgadas, expuestas 41 días, la emulsión por encima de los cristales cri stales de torita está rodeada por muchas pistas alfa que irradian. Los análisis de material de vena rico en torio muestran hasta un 6 por ciento de ThO2. Gran parte del torturo de la Montaña probablemente contiene agua en su estructura cristalina y, por lo tanto, podría llamarse adecuadamente adecua damente hidrotorita o thorogumita. La mayor parte del torito es anisotrópico, con birrefringencia baja y moteada, y es uniaxial positivo. Algunos torturios contienen parches isotrópicos irregulares, o son totalmente isotrópicos, y son metamict. El índice de refracción de un poco de tortuito a partir de 190 S., 205 E. en la cuadrícula del mapa del grupo Windy de prospectos (pi.13) está cerca de 1.71, que está en el rango de metamict thorite. Sin duda hay un rango en grado de metamictización, contenido de agua e índice de refracción del tórax. Muchos granos de thorito están rodeados de rajaduras radiales y anastomosas, en el cuarzo huésped y feldespato, tal vez debido a la expansión del tórax durante su hidratación. Gran parte del torito es de sección transversal cuadrada u octogonal y secciones cortadas paralelamente al eje cristalográfico de un cristal muestran prismas alargados típicos doblemente terminados con pirámides cuyos ápices tienen varios ángulos obtusos y agudos. Muchos granos se terminan con una pirámide obtusa en un extremo y una pirámide aguda en el otro. Las relaciones de longitud a anchura de los cristales de torita oscilan entre aproximadamente 3: 2 y 7: 2. La tórica de la vena portadora de galena en 2482 S., 238 E. en la rejilla de mapa del área de la Cumpleaños-Sulfuro Queen (pi. 4) se presenta en forma de diminutos cristales tetragónicos amarillos, casi isotrópicos, de aproximadamente 0,05 mm de tamaño. A diferencia de la mayor parte de los cristales de torito del distrito, éstos están encerrados en pequeñas esferas de cuarzo, 2 a 4 veces el diámetro de los cristales de torita, en una masa de granos irregulares de hematita, goedita y anhedra de cuarzo pequeño. La mayoría del thorite, siendo metamict, requiere la ignición ignic ión antes de demostrar patrones del thorite en las fotografías del polvo de la radiografía. Una fotografía en polvo de rayos X de una muestra rica en toritus de la vena a 190 S., 205 E. en la cuadrícula del mapa del grupo Ventoso de prospectos (página 13) muestra un patrón de torito sin precalentamiento.

 

STILFIDES Los minerales de sulfuro se producen en pequeñas cantidades en en las rocas carbonatadas y rocas adyacentes ad yacentes de pared alterada. La pirita es la más abundante y es común en el subterráneo en el cumpleaños y las minas de Sulphide Queen. El desgaste de la pirita puede explicar algunos de los óxidos de hierro en y cerca de las venas en la superficie. Galena es un componente generalizado, pero menor. Chalcopyrite y bornite se han identificado en un prospecto de cobre cerca del extremo sur del distrito. La calcopirita se encuentra asociada con la melaconita subterránea en los trabajos recientes en el grupo de perspectivas de Bay-Welch-Willmore, cerca de 975 S., 490 E. en la cuadrícula del mapa (p.13). fosfatos La monazita no se ha encontrado en las venas altamente radioactivas que contienen abundante thorita, pero se produce en el cuerpo cu erpo carbonato de Sulphide Queen, principalmente en las partes dolomíticas, donde las concentraciones locales tienen radioactividad de hasta 0,8 milliroentgen por hora. Los cristales de monázida subédrica a euédrica son marrones, marrón rojizo o marrón amarillento. En una vena al oeste del extremo norte del cuerpo de carbonato de Sulfuro Reina, se producen cristales de monazita de varios milímetros de d e diámetro en una veta de calcita en roca compuesta de barita y carbonato pardo. Los análisis de monazita recogidos cerca de 4275 S., 230 E. en la cuadrícula del mapa de la Cumpleaños-Sulfuro Queen área (pi. 4), indican un rango en contenido de ThO2 entre 1 y 3 por ciento. Las determinaciones de la edad radiactiva de esta monazita indican una edad aproximada de 900 a 1.000 millones de años.2 La apatita forma alrededor del 4 por ciento de la shonkinita, y también ocurre en otras rocas ígneas y localmente en el cuerpo carbonato de Sulfuro Queen en cantidades de una fracción de Un porcentaje. OTROS MINERALES La fluorita es un constituyente menor en algunas de las rocas ígneas, y localmente en las venas y el cuerpo grande del carbonato en las cantidades que exceden raramente el 1 por ciento. En el grupo Windy de las reivindicaciones, una vena débilmente radiactiva (485 S., 420 E. en la cuadrícula del mapa, pi. 13) contiene varios por ciento de fluorita púrpura a blanca, siendo el color más intenso a lo largo de las escisiones y las fracturas. Algunas masas de fluorita casi pura tienen varios centímetros de grosor, y hay pequeños eucaredas encerrados en el carbonato siderítico (?) De la vena. Algunos cristales de wulfenita (molibdato de plomo) se han encontrado en una vena en el eje de cumpleaños. RADIOACTIVIDAD Los minerales radiactivos ocurren en zonas de cizallamiento mineralizadas caracterizadas por una abundante hematita y goethita, y en las rocas carbonatadas. La radioactividad se debe casi en su totalidad al torio ya sus productos de descomposición. La radioactividad más fuerte es atribuible principalmente a la torita, y en menor grado a la monazita que se produce en y cerca del cuerpo carbonato de la Reina Sulfuro. La eadioactividad se midió en el campo con un contador GeigerMueller y se registró en milliroentgens (mr) por hora. Las referencias refer encias en este informe a lecturas de mr-por-hora pueden ser comparadas con la lectura promedio de fondo de 0.03 a 0.05 mr por hora en el distrito de Mountain Pass. Las observaciones sobre la distribución de la l a radiactividad se dan en las la s descripciones de los depósitos princ principales ipales que contienen torio, como el cuerpo de carbonato ca rbonato de Sulfuro Queen y los grupos de perspectivas Ray -Welch-Willmore y Windy, y las líneas isoradas se muestran en las placas 4 y 13. La radioactividad de las muestras de vena oscila entre 0,004 y 0,55 por ciento de uranio equivalente.3 El contenido de uranio de estas muestras, determinado químicamente, es bajo, siendo el valor más alto 0,020 por ciento de uranio. El óxido de torio, sin embargo, es más del 2 por ciento de algunas muestras. Las autoradiografías de cuatro delgadas secciones de venas de torio, después de una exposición de 41 días, muestran la radiactividad debida al tórax. Además, en la emulsión fotográfica hay grupos de huellas alfa dispersas y no orientadas inmediatamente sobre granos claros de bastnaesita, lo que indica que la bastnaesita también es algo radioactiva y probablemente contiene una fracción de un porcentaje de torio. Algunos de los bastnaesite en el distrito de Mountain Pass probablemente p robablemente contiene poco o ningún torio. Se realizó una separación separac ión de bastnaesita de las reivindicaciones de cumpleaños, y una fracción casi pura, ensayada radiométricamente, analizó el 0,013 por ciento de uranio equivalente. Una autorradiografía de una muestra de esta bastnaesita muestra muestra que el material radiactivo se produce a lo largo de muchas pequeñas fracturas y planos de división en la bastnaesita gruesa, en lugar de eestar star uniformemente distribuido en la red cristalina. El uranio no se determinó químicamente, pero de acuerdo con los otros datos se supone que la mayor parte de la radiactividad se debe al torio.

 

Las lecturas tomadas con un ratemeter portátil en aproximadamente 100 estaciones en el cuerpo de carbonato ca rbonato de Sulphide Queen y muestras analizadas en el laboratorio indican que la radiactividad es relativamente uniforme en este cuerpo. cuerpo . La intensidad de la radoactividad generalmente es de 2 a 4 veces la del gneis; Los valores de uranio radiométrico equivalente oscilan entre 0,001 y 0,018 por ciento. Los análisis químicos muestran que la fuente principal de la radiactividad es el torio, ya que el contenido de ThO2 oscila entre 0,01 y 0,16 por ciento. CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES Los cuerpos en forma de vena, compuestos principalmente de minerales carbonatados, barita y cuarzo, golpean predominantemente hacia el noroeste y casi sin excepción, empinan abruptamente. Las venas en la mina de shonkinite-sienita cerca de la mina de Sulphide Queen son paralelas o se cruzan en ángulos agudos, como si estuviesen controladas en gran parte por un sistema de fracturas muy empinadas. Las venas de las rocas metamórficas fueron controladas en parte por la foliación. La mayor parte de las zonas de cizallamiento mineralizado se producen en el noroeste, tal vez influidas en parte por la foliación, pero comúnmente cortan la foliación. ZONAS DE CISAIL MINERALIZADAS Las zonas de cizallamiento mineralizadas, a diferencia de las venas bien definidas, son zonas de aproximadamente 1 a 20 pies de espesor caracterizadas por planos de cizallamiento paralelos, gubias y brechas. Las rocas cercanas a las zonas están alteradas, cloritizadas, manchadas de hierro, y atadas con muchas vetas o largueros de carbonato mineral, cuarzo, crocidolita y barita. Muchas de estas zonas de cizallamiento contienen bastnaesita y thorita localmente. Además de las numerosas vetas, comúnmente co múnmente de una fracción de pulgada de espesor, que caracterizan muchas de las zonas de cizallamiento, algunas contienen venas más gruesas, como la vena de 4 pies en el pozo Windy No. 1. Todas las gradaciones existen entre venas bien definidas de varios pies de espesor y zonas de gneis cortados con sólo vetas fin finas as de material introducido. El contenido de tierras raras y torio varía notablemente en diferentes puntos a través del ancho de una zona de cizallamiento mineralizado. Las muestras de algunas venas y zonas de cizalladura son ricas en minerales de tierras raras y torio, pero la mineralización es más persistente cuando hay vetas bien definidas. Las zonas de cizallamiento individuales no aparecen como persistentes a lo largo de la huelga, sino que están irregularmente escalonadas o escalonadas en una zona de 200 pies o más de ancho, como los grupos de perspectivas Windy y RayWelchWillmore (p. ). Las zonas de cizalladura radiactiva han sido referidas por los prospectores como "roca quemada", en alusión al color rojizo o marrón amarillento, causado por hematita y gotita a lo largo de fracturas, y la radiactividad presente a lo largo de algunas de las zonas. En las zonas de cizallamiento mineralizadas, el cuarzo y el feldespato, que son abundantes constituyentes originales de las rocas metamórficas, son comúnmente triturados y molturados a granos redondeados de menos de 0,5 mm de diámetro que forman una matriz indurada que con contiene tiene granos más grandes de cuarzo y feldespatos. En algunas secciones delgadas, las líneas de inclusiones polvorientas en cuarzo, paralelas a las fracturas en feldspato de potasa adyacente, sugieren que el cuarzo se ha recristalizado más fácilmente que el feldespato bajo estrés. La mylonitización, el cuarzo recristalizado de grano fino y las sombras de tensión comunes a lo largo de los planos de cizallamiento dan fe de la gran tensión que implica el desarrollo de las zonas z onas de cizallamiento a lo largo de las cuales se introdujeron posteriormente tierras raras, rara s, torio y otros materiales. Los productos de alteración encontrados a lo largo de las zonas de cizallamiento mineralizadas y las venas incluyen epidoto, prehnita, sericita, clorita, carbonatos, leucoxeno (?), Hematita, goethita y probablemente minerales de arcilla. La epidote, la prehnita, la sericita, los carbonatos y el clorito son abundantes también en algunos de los complejos co mplejos metamórficos alejados de las venas portadoras de torio, y pueden puede n haberse desarrollado a través de procesos independientes de los que forman las la s venas. Los minerales ferromagnesianos en las zonas mineralizadas de cizallamiento son comúnmente reemplazados por clorito, calcita, hematita, gotita y otros minerales de vena. ROCAS Y VENAS DE CARBONATO RELACIONES DE CONTACTO Los contactos entre las venas y las rocas huésped son generalmente afilados, aunque las rocas de la pared se alteren alt eren comúnmente dentro de algunas pulgadas o algunos pies de los contactos. Una manifestación de la alteración es un blanqueo de la biotita, acompañado por el desarrollo de manchas de óxido de hierro en o cerca de la biotita. Otros minerales que contienen hierro pueden ser alterados, y vetas de carbonato, cuarzo, hematita, gotita y barita penetran las rocas de la pared. El desplazamiento de las rocas de la pared ocurrió localmente, pero se cree que desempeñó un papel subordinado en el desarrollo de las venas. INCLUSIONES

 

Las venas de la brecha que se encuentran en varios lugares del distrito contienen fragmentos dispersos de granito, sienita, shonkinita o gneis en una matriz predominantemente carbonatada. Los fragmentos feldspáticos típicamente están bordeados por la flogopita oscura o biotita formada por reacción con el material de carbonato. En una vena de la brecha, 2.600 pies al sur de la estación de mantenimiento mantenimient o de la carretera, los fragmentos oscuros de la sílice de biotita están encerrados en la matriz de carbonato rosa, bastnaesitebearing. Otra vena de la brecha, 1.000 pies N. 70 ° E. del viejo eje Sulphide Queen, es una vena de carbonato de 5 a 7 pies de espesor en shonkinite, se expone sobre una longitud de 150 pies, y se sumerge 70 ° S. Fragmentos de shonkinite y Sienita constituyen alrededor de 15 a 25 por ciento de la vena. Los fragmentos de la brecha de varios vario s tipos más viejos de la roca son abundantes localmente en el cuerpo grande del ca rbonato del sulfuro Queen, principalmente cerca de los márgenes. Estos fragmentos se componen de gneis, sienita, shonkinita y roca de carbonato m ás antigua en pi (QA). Algunos de los fragmentos están esencialmente en su lugar, y los fragmentos feldspáticos de roca de pared angular son poco rotos, pero en otros lugares se juntan fragmentos de roca bien redondeados de varios tipos de roca, indicando así que se han movido desde sus posiciones originales. Los fragmentos feldspáticos se cubren típicamente con un borde de reacción de phlogopite oscuro o biotita, lo que implica la adición de magnesio y agua. Otra vena fina de la brecha ocurre entre el extremo del norte del cuerpo del carbonato de la sulfuro la reina y el eje de la rama del sulfuro. Esta vena es de 2 pulgadas a 2 pies de espesor, huelgas N. 50 ° O, y se sumerge 50 ° SW. La vena está compuesta de calcita, barita, cuarzo, fluorita, monazita, parisita, apatita y magnetita, y contiene fragmentos de granito, gneis pre-cambriano y pegmatita que tienen los bordes de reacción típicos de la mica oscura. CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES INTERNAS La característica estructural más obvia de las rocas carbonatadas es la alimen- tación de granos minerales, principalmente barita, de una fracción de centímetro a varios centímetros de espesor, e spesor, paralela a las paredes de muchos de los cuerpos carbonatados similares a los d dikelike ikelike y mejor desarrollada en los contactos. Las inclusiones dentro de la roca carbonatada han desviado las líneas de los granos mine minerales. rales. Los granos de barita son comúnmente con forma de ojo como en un gneiss augen, y los granos alargados paralelos a las paredes de la vena. Los planos de corte se curvan alrededor de los granos de barita y en muchos lugares contienen fibras de crocidolita orientadas paralelamente a los planos de corte. La follación manifestada por la barita y la crocidolita en las tijeras de ondulación tardía se desarrolla mejor en la masa de carbonato de Sulfuro Reina que en los cuerpos de vena. La formación de capas debido a la variación en el tamaño del grano y la concentración de minerales opacos, formando capas de carbonato-roca de barita de aproximadamente una pulgada de grosor, está bien expuesta en la masa saté satélica lica justo al este del extremo norte de l cuerpo carbonato de sulfuro. Los minerales opacos se concentran en bandas delgadas en varias secciones delgadas de roca carbonatada. Aunque la naturaleza en capas de los cuerpos carbonatados no indica la forma de formación de estos cuerpos, el excepcional desarrollo de la foliación cerca de los contactos y alrededor de las inclusiones dentro de la roca carbonatada sugiere fuertemente que el flujo laminar causó la estratificación. Por lo tanto, parece cierto el movimiento de parte de la roca carbonatada c arbonatada dentro de sus paredes envolventes, aall menos en un estado plástico si no parcialmente fluido. El contenido mineral de los depósitos tabulares en forma de venas varía notablemente de un lugar a otro, tanto a lo largo como a través de la huelga, pero no hay una aparente variación sistemática o zonificación en los depósitos. En la perspectiva de las bobinas 600 pies N. 40 ° W. del pozo mexicano, una vena toscamente anillada 6 a 24 pulgadas gruesa, inmersión 65 ° SW., Se expone sobre una longitud de 40 pies N. 20 ° W. Adyacente al colgante Es una zona de 1 a 3 pulgadas de cristales de bastnaesita tabular gruesa con una orientación preferida paralela al contacto. La parte central más gruesa de color marrón de la vena también contiene bastnaesita, pero en menor cantidad y granos más finos. A lo largo de la pared del pie, la vena es una roca algo porosa en la que cavidades de aproximadamente 0,1 pulgadas de diámetro están revestidas con sílice. Este tipo de zonificación no se encuentra en ninguna otra vena examinada. PARAGENESIS La paragénesis de los minerales de la vena es desconocida en la aactualidad. ctualidad. El tiempo de formación de un cierto mineral en una vena puede no coincidir con el del mismo mineral en otro donde la composición total de las venas es tan variada como en el distrito de Mountain Pass. Algunos minerales como bastnaesita, cuarzo y fluorita parecen haberse formado en más de una vez o durante un período prolongado prolongado.. En la secuencia paragenética, los minerales carbonatados parecen estar entre los minerales más antiguos, así como los más jóv jóvenes, enes, en los depósitos. En el cuerpo carbonato de Sulphide Queen, crocidolita y bastnaesita se concentran a lo largo de algunos planos de corte en calcita y dolomita, dando a la roca una foliación. La calcite tardía reemplaza a la barita y se produce en las vetas que cortan los otros minerales comunes. Cerca de la esquina sur del cuerpo carbonato de Sulphide Queen, se rompe la dolomía rómbica gruesa, y los interspaces interspace s están llenos de calcita, barita, dolomita plumosa y bastnaesita, indicando así la dolomita temprana. La calcita y el cuarzo se depositaron en varias etapas, como se muestra por vetas de una cortando otra. La aragonita en las venas que atraviesan el cuerpo de carbonato de Sulfuro Queen es

aparentemente el último mineral de carbonato depositado.  

La siderita parece ser un mineral temprano en las venas del cumpleaños. En las vetas ricas en hierro la calcita y la barita son comúnmente c omúnmente más  jóvenes que la siderita siderita y bastnaesita, pero en las venas compue compuestas stas en gran parte de calcita, barita y bastnaesita, estos minerales parecen ser contemporáneos. Como se ve en una sección delgada, la bastnaesita generalmente tiene contornos de cristal, y es muy rara vez alterada o reemplazada por otros minerales. En algunas venas, los cristales de bastnaesita fracturados son cementados y parcialmente reemplazados por carbonatos posteriores, cuarzo, goethita y barita (pi IB y C). Por otra parte, los cristales no rotos no dan ninguna evidencia de la formación temprana de bastnaesite. En las venas delgadas, la bastnaesita ba stnaesita tiene buena forma cristalina, y las fracturas en ella están llenas de otros minerales comunes, lo que sugiere una edad relativamente temprana. En el cuerpo de carbonato ca rbonato de Sulfuro Reina, los pequeños cristales de bastnaesita son en su mayoría intersticiales al augen más grueso de barita, y se asocian comúnmente con calcita, cuarzo y localmente crocidolita en y cerca de los planos de cizallamiento que se curvan alrededor de los granos de barita. En algunas partes de la masa, los agregados de cuarzo-bastnaesita de grano fino rellenan fracturas en granos de barita gruesos. Estas características sugieren que bastnaesita, al igual que los otros minerales comunes, se ha formado en más de una etapa en la secuencia paragenética. En las partes del gran cuerpo de carbonato, las fracturas en grandes cristales de barita se llenan con un agregado posterior de barita, bastnaesita y cuarzo. Localmente, los granos gruesos son reemplazados en parte por la calcita o el cuarzo, y el reemplazo selectivo de la barita por el cuarzo fue notado en varias secciones finas. En una sección delgada de la veta del prospecto Windy No. 1, que está en el extremo norte del grupo Windy de prospectos (p.13), la barita rodea los cristales de cuarzo y las cavidades de las líneas como si se depositaran después del cuarzo. Estos ejemplos indican que la barita se depositó en varias etapas. El cuarzo es comúnmente un mineral tardío, pero algunos a lgunos parecen haber cristalizado durante gran parte del período de formació n de la vena. El cuarzo se produce comúnmente en vetas delgadas, solas o con barita, carbonato o bastnaesita, cortando rocas carbonatadas formadas anteriormente y reemplazando localmente ciertos minerales. Algunos granos de barita tabulares u ovalados parecen ser reemplazados selectivamente por cuarzo. El cuarzo en varias secciones finas de roca cerca del extremo sur del gran cuerpo ca carbonatado rbonatado contiene tres o cuatro líneas concéntricas paralelas a los contornos cristalinos, aparentemente debido al crecimiento de capas sucesivas en c avidades formadas por lixiviación de calcita, que está ausente de esta roca. En otras secciones, la calcita rodea los cristales de cuarzo. La fluorita normalmente se presenta como pequeños granos de menos de 1 mm de diámetro a lo largo de costuras, vena- les y fracturas; Esto indica su cristalización tardía en la secuencia paragenética. Sin embargo, algo de fluorita en las venas de siderita, barita, bastnaesita y cuarzo parece haberse formado contemporáneamente con los minerales de las venas principales. EDAD GEOLOGICA DE LOS CABRITOS DE CABBONATO Las rocas carbonatadas atraviesan e incluyen rocas metamórficas preCambrianas, shonkinita, sienita y granito. La relación de las rocas carbonatadas con los diques shonkinitic finales no es concluyente en todos los casos, pero en aquellos donde la evidencia es clara, las rocas carbonatadas atraviesan los oscuros diques shonkinitic de grano fino. Los diques andesíticos, de probable edad terciaria, rec recortaron ortaron bruscamente las rocas carbonatadas. Las determinaciones de la edad radiactiva en la monazita de 4272 S., 229 E. (pi. 4), cerca del borde este del cuerpo carbonato de Sulphide Queen, de aproximadamente 900 a 1.000 millones de años, indican una edad pre-cambriana para la roca carbonatada. ca rbonatada. DESCRIPCIONES DE DEPOSITOS SELECCIONADOS CUERPO DE CAEBONATO DE REINA DE SULFURO El cuerpo de carbonato de Sulfuro Queen es una masa irregular de 1700 pies de largo, con un promedio de 400 pies de ancho. Su anchura máxima es de 700 pies en la parte sur y tiene menos de 200 pies de ancho en el extremo norte (pi 4). Las apófisis a pófisis de la roca carbonatada se extienden desde el cuerpo principal hacia el gneis cerrado, y los cuerpos satélites de la roca carbonatada de hasta 200 pies ocurren cerca de la masa más grande. Inclusiones de gneis y rocas ígneas ígn eas de hasta 150 pies de largo se producen en el cuerpo de carbonato cerca de su frontera. La radioactividad media del cuerpo carbonatado grande oscila entre 0,06 y 0,10 mr por hora, y se debe en gran parte al torio en monazita. ACTITUD DE CONTACTOS Los contactos entre el gneis y la roca carbonatada en el extremo norte de la masa caen alrededor de 60 ° W. La foliación del gneis al este de la punta norte es aproximadamente paralela a los contactos del cuerpo carbonato, pero en el borde oeste del cuerpo y en las in clusiones de gneis cercanas , La foliación del gneis golpea perpendicularmente al contacto (véase el pi. 4). La discordancia de esta parte norte del cuerpo de carbonato sugiere el emplazamiento del carbonato a lo largo de una línea de dislocación en el gneis. El paralelismo en las inclusiones de gneis

 

sugiere que la roca carbonatada puede haber sido emplazada a lo largo de una zona de múltiples cizallas. El contacto este entre el gneis y la roca carbonatada sumerge 30 ° -50 ° O, aproximadamente la actitud de la foliación del gneis en esta área. Dos perforaciones perforadas en el borde este del cuerpo de carbonato por la Molybdenum Corporation of America pasan de la roca carbonatada al gneis, lo que confirma la pendiente occidental del contacto este (véase la sección F-Ff, pi. Hacia el extremo sur, el contacto este empinada. El contacto sur es casi vertical, sumergiéndose alternativamente al norte y al sur. Los contactos en el extremo suroeste son oscuros. Las actitudes de la foliación del gneis son variables pero generalmente discordantes a lo largo del contacto sur. Entre la masa principal y el gran carbonato satélite al este del extremo sur del cuerpo carbonato la foliación del gneis es concordante con el contacto. Las hojas de gneis penetran el borde sureste del cuerpo de ca carbonato rbonato aproximadamente paralelo al contacto. La actitud del contacto muy irregular al oeste del cuerpo de carbonato no se conoce claramente. Al norte de la falla que corta la parte central de la masa (pi. 4), las grandes apófisis se extienden desde el cuerpo de carbonato hasta el gneis. Se hunden 45 ° -65 ° NW, aproximadamente a proximadamente paralelo a la masa grande. Hojas similares al sur de esta falla se sumergen 80 ° O y 25 ° W. Un agujero perforado por la Corporación Molibdeno de América en el gneis al este de la hoja de carbonato más austral pasa a roca carbonatada a una profundidad de 10 pies e indica un 25 (Véase ( Véase la sección transversal G-Gf, pi. 4). 4 ). En general, el contacto oeste parece sumergirse moderadamente hacia el oeste. La irregularidad del contacto oeste se debe en parte a la estrecha concordancia de su actitud con la pendiente de la ladera. La foliación del gneis en el llado ado oeste del cuerpo del carbonato golpea el noroeste y es discordante al contacto. Los satélites grandes del carbonato del podlike cerca del extremo del norte de la inmersión principal del cuerpo esencialmente paralelo a ese extremo de la masa. El cuerpo satellitic al oeste de la parte ccentral entral del cuerpo sumerge abruptamente al sudeste. TIPOS LITOLOGICOS El cuerpo de carbonato de Sulfuro Queen se ha dividido en tres unidades de mapa y la roca de carbonato en el área de Sulphide QueenBirthday (pi 8) se ha clasificado en estos tipos de roca, por orden de edad decreciente: roca dolomítica ferruginosa marrón, Roca de barita y roca carbonizada silicificada. Cada una de estas unidades litológicas muestra varias variedades, y existen gradaciones entre ellas. ROCA DOLOMITICA FERRUGINA En los cuerpos satélites cerca del extremo norte del cuerpo de carbonato y en forma de inclusiones, de unas pocas pulgadas a muchos pies de diámetro, en la barita gruesa carbonata-rosa, se encuentra una roca dolomítica de grano fino pardo-marrón a grisáceo que contiene barita y monazita rock. La roca dolomítica ferruginosa es de grano fino, densa y tiene una gravedad específica que oscila entre 2,85 y 3,5 3,56. 6. En las superficies degradadas el carbonato es grisáceo, probablemente de óxidos de hierro y manganeso; Las superficies de fractura f rescas son de color gris a gris marrón claro. Los pseudomorfos de magnetita y de hematita después de la pirita, así como la monazita y la barita rosa de grano fino, están en relieve al carbonato en las superficies meteorizadas. Gran parte de la roca de dolomita rhombic en la parte de l sudoeste del cuerpo grande del carbonato es similar en aspecto a la roca rosada de la calicita del baritegray, pero es marrón en superficies resistidas. La roca dolomítica marrón a lo largo del borde noroeste del cuerpo, y en una zona similar cerca de la punta suroeste, califica indefinidamente en la roca calcítica gris circundante. Los datos ópticos y de rayos X obtenidos por Jaffe (1952, comunicación personal) indican que la dolomía rómbica y plumosa es el mineral carbonato principal en la roca ferruginosa, pero la calcita predomina en la roca rica en monazita en 4272 S., 229 E. La cuadrícula del mapa (página 4) y otras rocas dolomíticas ferruginosas contienen cantidades menores de calcita. Parte de la dolomía plumosa de las inclusiones en la parte norte del cuerpo de carbonato contiene un pequeño peq ueño porcentaje de manganeso. El manganeso es abundante en los dos ejes poco profundos conocidos como el Manganeso No. 1 y el Manganeso No. 2 en un área, cerca del extremo norte de la masa carbonatada, que contiene abundantes inclusiones ferruginosas de dolomita. La roca dolomítica ferruginosa contiene monazita en diversas cantidades. La distribución periférica de la roca dolomítica ferruginosa explica el patrón similar de distribución de monazita que se muestra en la placa 8. Algunas de las rocas que contienen conti enen monazita también contienen bastnaesita y parisita, por ejemplo a 3960 S., 505 E. de la cuadrícula del mapa, y Contienen aproximadamente 0,5 a más de 10 por ciento de óxidos de tierras raras. En la esquina suroeste del cuerpo de carbonato, el área indefinida de carbonato de roca marrón, en la que hay varias inclusiones ferruginosas, contiene barita, bastnaesita, bastnaesita, parisita y sahamalita (Jaffe, 1952, 1 952, comunicación personal), pero no monazita. Según Jaffe, parte de la dolomita en esta área es plumosa y parte ocurre como rhombs distintivos que son franjados por los minerales de la tierra rara con la barita intersticial e invadidos por la calcita y la barita. Las autorradiografías hechas por Hewett de trozos aserrados de la roca dolomítica que contiene manganeso manganes o indican la presencia de minerales radiactivos, en parte asociados con la bastnaesita, que incluyen monazita y posiblemente toritina.

 

La apatita ocurre en las rocas carbonatadas que contienen monazita. Un espécimen de una zona de brecha entre una inclusión grande de sienita y roca dolomítica ferruginosa, a 4213 S., 543 E. de la rejilla de mapa, consiste esencialmente de monazita, apatita y magnetita (Jaffe, 1952, comunicación personal). La aegirina acmitica fue observada por Jaffe en un espécimen de dolomita ferruginosa portadora de monazita en 4040 S., 507 E. de la rejilla (pi.8). Tres muestras de roca dolomítica ferruginosa, del cuerpo satelital al este del extremo norte de la masa de carbonato de Sulfu Sulfuro ro Reina, están compuestas principalmente por dolomita, barita rosada de grano fino, mica oscura en escamas paralela a la capa y en coágulos pequeños y Crocidolita y clorita en planos de cizallamiento subparalela. En la sección delgada, la capa es visto ser un resultado de diversas concentraciones del carbonato, de la barita, y de un mineral opaco, probablemente magnetita. GRIS CALCITA ROSA BAKITE ROCA El tipo de roca más abundante del cuerpo de carbonato de Sulfuro Queen consiste en 40 a 75 por ciento de calcita, 15 a 50 por ciento de barita y 5 a 15 por ciento de bastnaesita, con cantidades menores de los otros minerales. El peso específico de la roca oscila entre 2,72 y 3,56. Lo s granos de calcita entrelazados anhedos con un tamaño medio de milímetro rodean cristales de barita subrondados, con un promedio de 1 cm, y en lugares de hasta 4 cm de diámetro, y prismas hexagonales de bastnaesita mucho más pequeños. Alineación de granos de barita (figura 6.Z, figura 106) y vetas de barita en planos cortantes que cortan calcita y granos de barita anteriores, son evidentes en el afloramiento y en la sección delgada. Crocidolita y clorita se producen en la mayor parte de la roca, y en los lugares son abundantes. En gran parte de la roca, los cristales de barita redondeados a harapientos están rodeados de agregados de c alcita, pequeños granos de bastnaesita eúdrico a subédrico (figura 10), barita granulada, gotita y cuarzo. La mayoría de los cristales de barita están libres de bastnaesita, pero algunos contienen uno o dos cristales de bastnaesita cerca de sus bordes. En muchos lugares la calcita reemplaza a los granos de barita. La barita en gran parte de la roca es reemplazada por barita posterior con el desarrollo de patrones de remiendo, mejor evidenciados bajo nicols cruzados por las d iferentes orientaciones ópticas de los parches. Algunos cristales de barita laminados transectan transectan antes los granos de barita y calcita. En ciertas vetas la calcitade escalcita de grano (menos de 0,5 la mm) y parece haber pulverizada porfino el movimiento. ampolla ampollas diminutas dispersadas en cristales másfino grandes sugieren recristalización de sido una parte de grano para formar Las gránulos de senclavamiento más gruesos. Las lamelas gemelas y las direcciones de división son subparalelas localmente en la roca carbonatada, lo que indica la influencia orientadora del esfuerzo cortante. La bastnaesita es predominantemente subédrica a euédrica en prismas hexagonales, pero es parcialmente anhedral (figura 10