CC BY
21
Том ]35
ИЗВЕСТИЯ
ТОМСКОГО ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА имени С. М. КИРОВА
1965
МЕТАМОРФИЗМ И НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ ЛОКАЛИЗАЦИИ ТИТАНА В ЗОНЕ ШИНДИНСКО-ДЕРБИНСКОГО РАЗЛОМА (ВОСТОЧНЫЙ САЯН)
О. М. ГЛАЗУНОВ (Представлена профессором А. М. Кузьминым)
Шиндинско-Дербинский разлом, с которым связаны описываемые метаморфизические образования, находится на юго-западном крыле Восточно-Саянского антиклинального поднятия. Он протягивается параллельно ведущим геологическим структурам региона от истоков р, Дербиной (приток р. Енисея) до верхнего течения р. Кизыра в центральной части В. Саяна.
По данным площадных исследований Ф. Я- Пана, В. В. Хоментов-ского [16], разлом ограничивает структуру Протеро-Саяна от палеозойской складчатой области.
В бассейне рр. Сисима, Шинды разлом представляет собою систему сопряженных продольных нарушений, рассекающих отложения эффузивно-осадочной (кувайской) свиты верхнего протерозоя на границе сочленения их с более древними карбонатными толщами. Общая тектоническая картина одного из отрезков разлома представлена на рис. 1.
Ширина зоны в плане 3—5 км, преобладающее падение плоскостей сместителя — ЮЗ под ¿^65—80°. Наиболее ослабленные участки нарушения фиксируются цепочкй сложно-полосчатых массивов габбро-пи-ро-ксенито-серпентинитового состава, объединенных в Лысанский комплекс [2].
В пределах зоны породы протерозоя сильно дислоцированы и рас-сланцованы, выборочно катаклазированы. Характерно, что они несут на себе следы более интенсивного метаморфизма, нежели аналогичные образования, находящиеся на некотором удалении от разлома. Это обстоятельство наряду с широким линейным развитием среди полей эффузивов таких пород, как амфиболиты и мигматиты давно привлекало внимание исследователей и находило в их трудах различное объяснение. Главное внимание при этом обычно уделялось происхождению амфиболитов.
Так, Д. А. Васильев, впервые в 1942 г. кратко описавший метаморфические породы верхнего Сисима, считал амфиболиты продуктом глубокого регионального метаморфизма и на этом основании относил к самому древнему архейскому комплексу В. Саяна.
Ф. Я. Пан связывал амфиболиты с проявлением контактового метаморфизма.
Позднее 3. И. Иконникова предлагала считать их даже производными габбро и габбро-амфиболитов Лысанского комплекса. Как будет показано, это полностью противоречит фактическим данным.
з
Все приведенные здесь выводы основывались на попутных наблюдениях и, естественно, не могут считаться окончательными.
Между тем слабая изученность пород в пределах рассматриваемой тектонической зоны, в частности, отсутствие сведении о степени их метаморфизма, первичном субстрате, а следовательно, и генезисе служили причиной оживленной полемики между исследователями. Интерес к данным образованиям в последнее время возрос в связи с открытием Ф. Я. Паном в серпентинитах тнтаномагнетитового оруденения, а нами ь амфиболитах интересных концентрации рутила.
Настоящие материалы не претендуют на полноту, но, на наш взгляд, позволяют ближе подойти к решению вопроса о метаморфизме
Рис. 1. Фрагмент тектонической картины разлома. Оси складок: I — синклинальных и 2--антиклинальных. Преобладающее направление: 3 — рассланцовки, 4 - слоистости, 5 — гнейсоватости. Нарушения: б — генеральные, 7 —- второстепенные, 8 — предполагаемые, 9 — установленные. Трещины: П) — разрыва, 11 — скалывания: 11а — зоны интенсивного рассланцевания. Нижний протерозой: 12 — мрамора с пачками графистых сланцев. Верхний протерозой: 13 — зеленокаменные эф-фузпвы, 14 — амфиболиты, 15 - - сланцы, 16— гнейсы, 17 — известняки, 18 - - массивы Лыса некого габбро-пироскенито-серпентинового комплекса.
в зоне разлома, генезисе, амфиболитов и связанной с ним титановой минерализации в западной части В. Саяна.
Одна из наиболее характерных особенностей Шиндинско-Дербин-ской тектонической зоны заключается в том, что в ней присутствуют породы, принадлежащие различным метаморфическим фациям.
В соответствии с классификацией Ф. Дж. Тернера [14] нами выделяются следующие типы метаморфических образований:
а) эффузивы в зеленокаменной стадии изменения,
б) альбито-актинолито-хлоритовые сланцы зелено-сланцевой фации,
в) роговообманковые и эпидото-альбито-а.ктинолитовые сланцы зпидото-амфиболнтовой фации,
г) амфиболиты собственно амфиболитовой фации.
Кроме указанных пород обнаруживаются мигматиты, а также секущие тела габбро, пироксенитов, серпентинитов, на характеристике которых мы не останавливаемся. Изучение метаморфизма последних может составить предмет самостоятельной работы.
Рассматриваемая зона в делом имеет сложное геологическое строение (рис. 2). В отдельных участках в разной степени метаморфизован-ные породы настолько тесно перемежаются друг с другом, что на первый взгляд невозможно выявить какие-либо закономерности их размещения и взаимоотношения.
Они не занимают широкой площади, слагают отдельные линейные полосы в наибблее ослабленных участках разлома.
При детальном изучении разрезов в целом вырисовывается поясо-вое строение зоны.
Прежде всего обращает на себя внимание тесная пространственная приуроченность наиболее метаморфизованных пород и продуктов про-
сз
'г г . ) V
! ' J
V ,
2
* V;.
V V j
250м о гьо 500м
V V 1 2 з \ а
и* т.
Рис. 2. Геологический разрез через зону разлома. 1—эф-фузивы, 2 — метаморфические сланцы за счет эффузивов, 3 — мраморы с пачками графитистых сланцев, 4 — амфиболиты, 5 — мигматиты, 6 — интрузивные массивы габбро-пироксенито-серпентинового состава, 7 — нарушения.
цесса биотитизации и альбитизации к центральной части зоны, которая фиксируется цепочками габбро-пироксенитовых массивов и участками развития мигматитов.
Наблюдается также приуроченность амфиболитов к зонам повышенного рассланцевания и трещнноватости.
По мере удаления от центра зоны в направлении, поперечном простиранию, наблюдается уменьшение степени метаморфизма эффузивов. Амфиболиты сменяются роговообманковыми сланцами. Последние переходят в эпидото-актинолито-альбитовые сланцы, которые, в свою очередь, уступают место хлорито-актинолито-альбитовым сланцам и эффузивам в обычной зеленокаменной фазе состояния.
Ниже остановимся на петрографической характеристике пород, располагая их последовательно от слабонзмененных к более метамор-физованным.
Предварительно отметим основные черты исходных эффузивов. Укажем также, что каждой фации метаморфизма присущи свои собственные типоморфные ассоциации минералов, «первое появление кото-
рых (при переходе от низкой к более высокой ступени метаморфизма) отмечает наружные границы рассматриваемой зоны» [14]. Например, для зеленосланцевой фации характерны хлорит, альбит, для зпидотово-амфиболитовой — сине-зеленая глиноземистая роговая обманка.
I. Эффузивы вдали от описываемой зоны имеют зеленовато-серую окраску, афировую, реже порфировидную или миндалекаменную структуру. В обнажениях часто обнаруживается шаровая отдельность, переслаивание с пластами известняков, микрокварцитов.
Порода состоит из вытянутых лейст плагиоклаза (№ 5—7), погруженных в чешуйчато-волокнистый базис из хлорита и актинолита'с примесью кальцита, эпидота, цоизита, сфена. Названные минералы кристаллизуются при диагенезисе и являются гистерогенными для зеленосланцевой фации.
Метаморфизм эффузивов приводит к возникновению за счет них пород (альбито-актинолито-хлоритовые сланцы) сланцеватой, очковой текстуры и нематобластовой, либо псевдопорфиробластовой микроструктуры. В составе породы существенную роль при этом играют хлорит, альбит, подчиненную — актинолит (21/=—70°, CNg— 16°), сфен, рутил (иголочки в плагиоклазе), кварц, эпидот.
II. К более метаморфизованным породам фации эпидотовых амфиболитов по Тернеру относятся роговообманковые и эпидото-альбито-актинолптовые сланцы.
По внешнему виду это сланцевато-нолосчатые породы, состоящие из зеленой роговой обманки и альбита.
В зависимости от содержания минералов выделяются собственно роговообманковые и альбито-роговообманковые сланцы.
В состав первой группы входят почти мономинеральные образования из сине-зеленого амфибола и примеси эпидота, альбита. Отличительной их чертой является высокая рутилоносность. Амфибол эпидото-альбито-актинолитовых и амфиболовых сланцев плеохроирует в зеленых и светло-зеленых тонах, образует шестоватые, игольчатые кристаллы. При увеличении (12000 раз) в электронном микроскопе обнаруживаются коротко столбчатые разрезы.
По оптическим константам (21/=^ (—) 82—83°, 16—19°,
Л^ — Л//?--0,018—0,021) минерал относится к актинолиту или занимает промежуточное положение между актинолитом и грамматитом [15]. Результаты химического анализа «общего» амфибола в вес. % % следующие:
Т а б л и ц а 1
№ п. п. БЮз ТЮ2 А120;3 Ре208 РеО ]МпО ЩО СаО 1 Иа20 К30 н2о
1 47,46 0,88 6,88 3,36 7,38 0,18 20,48 9,70 1,76 0,20 6,64
В рутилоносных роговообманковых сланцах выделяется несколько разновидностей амфибола. Наиболее распространена сине-зеленая щелочная роговая обманка (2 V = (—-)64—68°, СЫц = 34—37°), по составу отвечающая эккерманиту. Подчиненное значение имеет амфибол с зелено-коричневыми цветами плеохроизма (2 У=(—)40—56, СЫц— 20—23°), по-видимому, близкий баркевикиту. По представлениям Тернера [14], сине-зеленый амфибол является чувствительным индекс-минералом фаций эпидотовых амфиболитов.
Альбит явно ксеноморфен по отношению к амфиболу, проникает внутрь разрезов последнего, образует полосы, чередующиеся с полоса-
ми амфибола или скапливается в замковых частях микроскладок. В совокупности с тем и другим минералами повсеместно встречаются более поздние по времени выделения биотит и кварц. Для пород данной фации характерно присутствие эпидота, цоизита.
Структура описываемых пород преимущественно нематобластовая, обусловленная развитием удлиненных призм роговой обманки. В участках, где амфибол содержит включения плагиоклаза, она приближается к пойкилобластовой. Текстура сланцеватая, реже — очковая за счет присутствия реликтов первичных эффузивов.
Характерная черта эпидотовых амфиболитов заключается в их рутилоносности, которая ¡приурочивается к породам, сложенным сине-зеленой роговой обманкой. Альбитовые амфиболиты, равно как и «пластующиеся» с ними габбро и габбро-амфиболиты, бедны рутилом или вообще его не содержат. Рутилоносные сланцы оконтурив аются в полосу, простирающуюся более чем на 20 км при ориентировочной ширине в плане 200 м.
Распределение рутила в породах в общем неравномерное. Он развивается в форме обособленных игольчатых кристаллов и удлиненных зерен размером до 3 мм на границе плагиоклаза и амфибола, реже как оторочка вокруг зерен ильменита. Иногда тончайшие иголочки минерала располагаются по спайности плагиоклаза. Почти всегда крупные зерна рутила группируются в цепочки, параллельные сланцеватости. В некоторых шлифах намечается ясная пространственная связь рутила с эпидотом.
III. Эпидотовые амфиболиты обнаруживают постепенные переходы к собственно амфиболитам, которые тяготеют к центральной части зоны.
По внешнему виду собственно амфиболиты — темно-зеленые массивные с переходами к полосчатым разностям породы. В составе их как обычно в амфиболитах превалирует зеленая роговая обманка (2 V = (—)80—83°, CNg =16—20°), подчиненное место принадлежит андезину (№ 35—40). Из примесей отмечены эпидот, цоизит, хлорит, с фен.
Все минералы отличаются значительной свежестью. Микроструктура породы приближается к гранобластовой.
Аналогичные по составу и структуре породы описаны во многих районах Алтае-Саянской области. Наиболее широко развиты они в пределах докембрийских глыб Восточного Саяна и Св. Тувы [3].
Мигматиты представляют собою конечный продукт метаморфизма эффузивов в тектонической зоне. Они залегают поблизости от габбро, слагая отдельные полосы в толще амфиболитов и эффузивов.
Морфологические черты пород довольно однообразны. Все они относятся к типу послойных мигматитов по Н. Г. С удов и шву [13] и К. А. Шуркину [17J; им присуща полосчатая текстура за счет параллельного расположения светлых плагиоклазовых полос на зеленом фоне амфиболита, либо амфиболизированного эффузива.
Темные полосы сложены различной крупности зернами обыкновенной роговой обманки (2 V == (—)76, CNg =18), асветлые — из альбити-зированного и соссюритизированного плагиоклаза (№ 30—40) с включениями амфибола и кварца.
В темных полосах некоторых образцов наблюдаются реликты эффузивов, обволакиваемые струями плагиоклаза и амфибола. Границы полос четкие, прямолинейные. В контакте с плагиоклазом кристаллы амфибола деформированы с разрывом и без разрыва сплошности, частично замещаются хлоритом, пронизываются плагиоклазом. Отдельные кристаллы амфибола отторгаются от субстрата и как бы плавают в
массе плагиоклаза, а иногда растаскиваются в шнурочки, создавая узор будинажа.
По химическому составу мигматиты сходны с амфиболитами, но отличаются от них лишь относительной бедностью щелочами, титаном и более высоким содержанием кальция и алюминия (табл. 2). Мигматиты относятся нами к типичным инъекционным образованиям, связанным генетически с конечными продуктами габбро-пироксенитовой магмы.
Для иллюстрации минеральных парагенезнсов фаций метаморфизма нами использовались диаграммы состав-парагенезис в виде равностороннего треугольника-основания тетраэдра с виртуальными компонентами Ре) О, СаО, А1203. Подвижные компоненты и примеси в соответствии с минералогическим правилом фаз Д. С. Коржинского [6] на диаграммах не показаны.
Учитывая постоянство минералогических ассоциаций, мы ограничились составлением по одной диаграмме для каждой фации. На рис. 5, кроме основных данных, нанесены фигуративные точки как исходных пород, так и продуктов их метаморфизма, а также анализы различных габброидов. Стрелками показано направление изменения пород в процессе метаморфизма.
Как видно из диаграммы (рис 3), парагенетическая ассоциация минералов эффузивов и зеленых сланцев (актннолит-альбит-эпидог-хлорит) попадает в замкнутое поле равновесия I, карбонатно-хлорито-актинолитовые сланцы —в поле равновесия II.
Минеральный комплекс, образующийся в результате более глубокого метаморфизма, отображается на рис. 4. Здесь наиболее устойчивым оказывается роговая обманка — эпидот-альбит I. Роговообманковыс сланцы с эпидотом и биотитом укладываются в поле равновесия П.
V я
Рис. 3—1. Диаграммы состав-парагенезис для пород фации .челеных слаицев и эпидотот)-амфиболнтоной.
В пределах этой же фации возможна ассоциация эпидот-кварц-сфен.
Собственно амфиболитовая фация пород представлена парагенезисом—роговая обманка-андезин (рис. 5). Наряду с этим здесь присутствуют такие низкотемпературные минералы, как хлорит, кальцит, появление которых, по-видимому, следует связывать с процессом диаф-тореза.
Для решения вопроса генезиса амфиболитов остановимся на сопоставлении химических характеристик эффузивов, сланцев и амфиболитов. Проведем параллель также между габбро, габбро-амфиболитами, с одной стороны, и амфиболитами — с другой, ибо ряд геологав района все еще придерживаются взгляда на образование амфиболитов за счет габброидов, а не эффузивов. Подчеркнем, что при полевых исследованиях нигде не наблюдается переходов от амфиболитов к габбро, тогда как повсеместно фиксируются все стадии превращения эффузивов в амфиболиты.
По химическому составу и в первую очередь по высокому содержанию щелочей (параметр А. И. Заверицкого «а» равен 8,8), эффузивй близки спилитам по Дели, хотя отличаются от последних (повышенным
Й
Рис. 5. Диаграмма состав-парагенезис для пород амфиболитовой фации. I — эффузивы, II — роговообманковые и эпи-дото-альбито-роговообманковые сланцы (ср. из 10 анализов); III — амфиболиты; IV — мигма-* тит (обр. 1274); 1 — габбро-амфиболит обр. 2404); 2 — габбро (обр. 11); габбро (ср. из 58 анализов)..
содержанием магния, железа, фосфора и относительной бедностью кремнеземом. Спектроскопическое изучение (рис. 6) показывает на присутствие в их составе ванадия, хрома, никеля, кобальта, марганца и ряда других компонентов.
Породы амфиболитовой фации (табл. 2) расположены ближе к эф-фузивам, нежели к габбро. Это сходство находит отражение на рис. 5, где видно расположение фигуративных точек амфиболитов и эффузивов в самостоятельную и отчетливую вариационную линию, удаленную от соответствующей линии габброидов.
Кроме того, близость подтверждается присутствием одноименных микроэлементов (рис. 6) в равном количественном содержании.
Положение роя указывает на заметное изменение состава эффузивов при метаморфизме, заключающееся в обогащении их железистым компонентом, кальцием при одновременном понижении содержания алюминия.
Таблица 2
Окислы и вес. % 1 2 3 4 5 6 7 | 8 9
БЮ, 46,24 46,70 1 45,70 45,54 46,04 49,12 42,80 40,00 45,28
ТЮ2 2,59 2,81 1,94 2,25 1,57 1,43 4,45 4,80 0,27
А12ОЗ 14,60 12,57 12,72 11,78 10,70 14,84 14,67 14,50 15,27
Ре203 3,81 2,08 4,07 4,17 3,74 2,63 2,76 3,60 0,59
РеО 8,38 8,64 8,65 8,88 8,43 8,62 11,97 10,90 8,54
МпО 0,16 0,17 — — 0,21 0,20 0,26 0,20 0,18
М^О 10,34 10,94 11,53 11,67 14,50 6,82 4,86 6,80 11.41
СаО 8,12 9,48 7,78 10,44 9,08 9,21 9,78 11,50 15,45
Ма.О 2,29 2,26 1,76 1,42 1,94 3,65 3,11 2,50 0,87
КаО 1,01 0,75 0,62 0,5* 0,26 0,21 0,84 0,40 0,18
РаОз 0,36 0Г31 0.22 0,22 -— 0,28 0,51 0,60 0,06
Сг20з — — — — — — — 0,017
УэОз — — — _ — — __ —- 0,027
П. П. н. 2,70 3,32 5,18 3,98 3,31 2,94 4,26 4,30 2,54
Ре.О;!/РеО 0,42 0,28 0,41 0,42 0,3^
Сумма
101,02
100,34
100,58
101,35
100,20
99,95
100,27
100,10
100,68
Результаты химического анализа
1—эффузивы. среднее из 10 анализов, 2—эффузив (обр. 1505), 3—амфиболовоп сланец (обр. к—51— 2), 4—то же (обр. к - 52— 21), 5—амфиболит г. Лысан (обр. 3001). 5—габбро-амфиболит (обр. 2404), 7—габбро (оф, 11), 8— габбро, среднее из 58 анализов, 9—мигматит г. Лысан (обр. 1274).
Анализы лаборатории Красноярского геологического управления.
0,1
0,06
в 0,03 В0,01 Во,007 10,005 10,003 !
0,00! I СЛЕДЫ
Рис. 6. Диаграмма средних содержании различных элементов в метаморфических породах. 1—эффузивы, 2 — сланцы за счет эффузивов, 3 — амфиболиты, 4 — габбро, 5 — габбро-амфиболиты.
1С
Как видно из табл. 2 и рис. 5, габбро-амфиболиты в химическом отношении тяготеют к габбро, а не к эффузивам. Они в большей степени насыщены щелочами («а»=^8,5—12 против 5— в амфиболитах), содержат несколько меньше магния.
Количество хрома, никеля, ванадия в них на один порядок ниже, чем в эффузивах и амфиболитах. Очень важно, что в габбро определены такие элементы, как скандий, берилий, цирконий, литий, которые для амфиболитов и их субстрата-эффузивов совершенно не характерны.
Таким образом, изучение химизма пород убедительно подтверждает непосредственные полевые наблюдения о происхождении амфиболитов в зоне Шиндинско-Дербинского разлома за счет эффузивов, а не габброидов, как это считалось ранее.
Напомним, что Г. В. Пинус, В. А. Кузнецов и И. М. Волохов дают почти аналогичное объяснение генезиса амфиболитов, залегающих в зонах глубинных разломов Западного Саяна и Тувы [11].
На возможность превращения эффузивов в амфиболиты в других районах указывает Ф. Ю. Левин-сон-Лессинг [10], Е. А. Кузнецов ;9] и ряд других исследователей.
Используя имеющиеся результаты анализа пород, мы попытались учесть баланс вещества эффузивов и проследить перемещение его при метаморфизме. С этой целью ряд проб было пересчитано по кислородному методу и по результатам построена диаграмма (рис. 7). Чтобы исключить влияние контактового метаморфизма со стороны габбро-пироксенитовой интрузии анализы из приконтактовой зоны в расчет не принимались.
Наблюдающиеся химические превращения увязываются с изменениями в минералогическом составе.
В процессе прогрессивного метаморфизма в зоне разлома, то есть по мере возрастания степени амфиболизации эффузивов, увеличивается содержание в них магния, железа, при незначительном возрастании кальция и калия и одновременно уменьшается количество алюминия, натрия, титана, кремнезема.
В породах амфиболитовой фации амфибол образуется за счет фемической части эффузивов и анортитовой составляющей, которая в этих условиях оказывается неустойчивой. Часть плагиоклаза была связана в эпидот и цоизит. В процессе дезанортитизации альбит, по-видимому, остается без изменения, чем и объясняется значительный процент его в породах эпидото-амфиболитовой фации.
Вследствие слабой активности базальтоидной магмы экзоконтакто-
шо-
• >• / Со ••
501
7"----—
100
ю
Рис. 7. Диаграмма изменения содержания компонентов в процессе
метаморфизма. Объяснение с № 1 по 5 в табл. 2.
вые изменения эффузивов с их стороны выразились в развитии узкой реакционной оторочки хлоритита с ильменитом и карбонатом, реже — эпидотом, струй анортита. Образование этого комплекса минералов происходит при подвижном поведении кальция, натрия, калия, окисного железа, титана и инертности магния, закисного железа, кремнезема (рис. 8). Однако указанная миграция имеет незначительный размах и находится вне связи с процессом динамотермального метаморфизма, приводящего к преобразованию эффузивов в амфиболиты.
Особенно обращает на себя внимание высокая активность кальция, способствующая появлению мигматитов и анортитовых прожилков.
В то же время возникновение описанных рутилоносных роговоби-онковых сланцев можно связывать лишь с постмагматической деятельностью базальтоидной магмы, в частности, со значительной миграцией натрия. Это явление хорошо объясняется с теоретических позиции
, О___100 -___300_400
Рис. 8. Диаграмма изменения состава эффузивов при контактовом воз* действии габброидной магмы. 1 и 2 — авгитовые пироксениты, 3 и За —
габбро, 4 и 5 — эффузивы.
Д. С. Коржпнского [8], который считает, что в зонах интенсивного метаморфизма возможны изменения не только отношения воды и углекислоты, но и повышенная подвижность щелочей.
По выражению Д. С. Коржинского, здесь нормальный метаморфизм переходит в метасоматическпй метаморфизм [8].
В нашем примере именно «метасоматическпй», а не региональный метаморфизм, как раз и обуславливает в отдельных благоприятных участках появление сине-зеленой роговой обманки за счет зеленого амфибола и концентрацию практически важных скоплений рутила. Локализации титана в рассматриваемой зоне при региональном метаморфизме не происходит. Наоборот наблюдается общее обеднение эффузивов титаном. Вслед за Н. Г. Вертушковым [1] возможно допустить лишь частичное и очень незначительное возрастание содержания титана в амфиболитах за счет высвобождения изоморфных примесей титана из силикатов, окислов и последующей связи в минералы простого химического состава. Некоторая доля титана может концентрироваться в новообразованном амфиболе, чему может способствовать [18] избыток магния и дефицит алюминия.
\
В заключение подчеркнем следующие основные положения:
1. В Шиндинско-Дербинской зоне наиболее метаморфизованные породы относятся к фации амфиболитов и характеризуются равновесной ассоциацией — роговая обманка-плагиоклаз.
2. Породы разных ступеней метаморфизма распределяются вполне определенно. Наблюдается возрастание глубины метаморфизма с приближением к тектоническим нарушениям.
3. Породы, отвечающие фации зеленых сланцев, несомненно связаны с региональным метаморфизмом (в классическом его смысле), происходившем в условиях ранне-протерозойской геосинклинали В. Саяна.
Что же касается амфиболитов, то характер их изменения в пределах тектонической зоны нельзя относить ни к региональному, обычно охватывающему большие пространства, ни к контактовому, проявляющемуся в непосредственном контакте с интрузивной породой.
Вероятно, он соответствует метаморфизму зон расслапцевания и глубинных разломов, недавно описанному В. А. Решитько для Кочконар-ского района Урала [12]. Много сходных черт обнаруживается при сопоставлении метаморфических пород, охарактеризованной полосы п Иртышской зоны смятия в рудном Алтае, а также образований зон глубинных разломов Западного Саяна и Тувы [11].
4. Амфиболиты в Шиндинско-Дербинской зоне разлома возникают, по-видимому, в результате так называемого локального динамотер-мального метаморфизма, причем субстратом для них являются эффузи-вы протерозоя.
По представлению Н. А. Елисеева метаморфизм этого тппа проявляется в узких линейных зонах, где имеются благоприятные условия для интенсивного одностороннего давления и повышения температуры и где нередко обнаруживается «тесная связь между интенсивностью динамотермального метаморфизма и близостью к интрузивным телам» [4].
Перечисленные выше факторы можно почти полностью отнести к изучавшейся зоне. Однако базальтоидная магма в процессе интрузии не оказала существенного контактового влияния на регионально измененные эффузивы, если не считать проявления мигматизации. В то же время активная эпимагметическая миграция из магматического очага щелочей, в частности натрия, в отдельных участках создает благоприятную среду для перекристаллизации амфиболитов и концентрации титана в форме рутила.
ЛИТЕРАТУРА
1. Г. И. В е р т у ш к о в. Ильменито-магнетитовые руды из доломитовой жилы на Урале. Тр. Свердловского горн, института им. В. В. Вахрушева, в. XXVI, 1956.
2. О. М. Глазунов. Лысанский габбро-пироксенито-серпентинптовын комплекс в западной части В. Саяна. Геология и геофизика, № 3, 1961.
3. Г. М. Другова, М. Л. Лурье, С. В. Обручев. Докембрий Северо-Вое-точной Тувы. Труды лабор. геол. докембрия, в. 5, 1955.
4. Н. А. Елисеев. Метаморфизм. Изд. ЛГУ, 1959.
5. А Н. 3 а в а р и ц к и й. Некоторые основные вопросы геологии Урала. АН СССР. сер. геол., № 3, 1941.
6. Д. С. Коржи некий. Подвижность и инертность компонентов при метасоматозе. Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 1936.
7. Д. С. Коржи некий. Очерк метасоматических процессов. В книге: «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторожд». Изд. II, Изд. АН СССР, 1955.
8. Д. С. Коржи некий. Проблемы физико-химической теории петрологических процессов. Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 1962.
9. Е. А. Кузнецов. Тектоника Тагильского района. В книге: «Геология СССР», т. 12, ч. 1, 1944.
10. Ф. Ю. Л е в и н с о н-Л е с с и н г. Петрография, 1940.
11. Г. В. П и н ус , В. В. Кузнецов, И. М. В о л о х о в. Гипербазиты Тувы. Изд. АН СССР, 1955.
12. В. А. Решить ко. Метаморфизм зон рассланцевания и глубинных разломов в районе Кочконарского габбро-перидотитового массива на Урале. Сов. геология, № 12, 1959.
13. И. Г. Судов и ко в. Мигматиты, их генезис и методика изучения. Тр. лаборатории геологии докембрия, Изд. АН СССР, в. 5, 1955.
14. Ф. Дж. Тернер. Эволюция метаморфических пород. Изд. ин. литер., 1951.
15. Б. Е. Трегер. Таблицы для оптического определения породообразующих минералов. 1958.
16. В. В. X о м е н т о в с к и й. К тектонике Вост. Саяна. Изв. АН СССР, сер. геол., А'« 7, 1957.
17. К. А. Ш у р к и н. К вопросу о классификации ультроосновных пород вообще и мигматитов в частности. Тр. лаб. геологии докембрия, АН СССР, 7, 1957.
18. В. В. Щербина. О геохимических условиях выделения окисных соединений из силикатов. В книге: «Физико-химические проблемы формирования горных пород и руд», т. II, Изд. АН СССР, 1963.
