CC BY
12
ИЗВЕСТИЯ
ТОМСКОГО ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ _ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА имени С. М. КИРОВА_
Том 20) 1972
МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
ГРАНИТОИДОВ КАМЕНСКОГО МАССИВА
»
(Северо-западная часть Рудного Алтая)
Т. И. ПОЛУЭКТОВА
(Представлена профессором'А. М. Кузьминым)
Каменский гранитоидный массив располагается в северо-западной части Иртышской зоны смятия. Гранитоиды обнажаются, главным образом, в виде отдельных скальных выходов с характерными формами выветривания, описанными для гранитов Рудного Алтая и Калбы И. А. Елисеевым. В плане массива, по данным В. С. Кузебного, имеет эллипсоидальную форму и вытянут в северо-западном направлении. Площадь его равна 200 кв. км. Вмещающие породы представлены зелено-каменными сланцами среднего девона, которые Ъ контакте с интрузивным телом подвергаются метаморфизму с образованием пятнистых и полосчатых роговиков, сложенных пироксеном, гранатом, кварцем, эли-дотом, актинолитом. Ширина экзоконтактового ореола составляс г 400—500 м, а в северо-восточной части интрузива возрастает до 1,5 км. Абсолютный возраст гранитов по определениям Ф. С. Закировой 270— 300 млн. лет.
Изучаемый массив, примерно на 70—75% от общей площади, слагается крупно- и среднезернистыми порфировидными биотитовыми гранитами, которые прорываются породами более поздних образований (в порядке формирования): среднезернистые, двуслюдяные граниты, аплитовидные граниты, аплиты и пегматиты. Залегают они в виде пологих пластовых тел, даек, жил или небольших линз и приурочены, как правило, к тектонически ослабленным зонам.
В предлагаемой работе приводятся результаты изучения минерало-го-петрографиче£ких особенностей биотитовых. порфировидиых гранитов.
Макроскопически породы представляют собой светло-серый, розо-вато-серый зернистый агрегат кварца, щелочного полевого шпата, плагиоклаза и биотита. По степени' зернистости различаются крупнозернистые граниты центральной (главной) части (фацйи) массива и средне- и мелкозернистые граниты эндоконтактовой зоны.
Порфировые выделения образованы фенокристами щелочного полевого шпата и плагиоклаза, сдвойникованных по карлсбадскому, реже манебахскому законам. Число фенокристов щелочного полевого шпата в среднем составляет 90—120 зерен на 1 кв. м породы, в эндоконтактовой зоне на эту же единицу площади приходится 50—80 зерен. Размеры их колеблются от 0,8X0,4X0,1 см до 2,0X1,0X0,5 см, отдельные кристаллы иногда достигают размера 5,0x3,5x0,5 см. Хорошо образованные кристаллы, несущие грани (010), (001), (201), (110), редки.
Грани обычно разбиты многочисленными трещинками и испещрены вкраплениями зерен плагиоклаза и кварца. Порфировые выделения плагиоклаза встречаются значительно реже (количество их на 1 кв. м породы составляет не более 10—15) и имеют меньшие размеры (1,0Х X0,5—2,0x0,8 см).
Микроскопическое изучение пород показало следующий их состав: главные минералы: плагиоклаз, щелочной полевой шпат, кварц, биотит; акцессорные (циркон, апатит, монацит, турмалин, ксенотим, сфен, гранат, ильменит, магнетит); вторичные (хлорит, серицит^ мусковит).
Плагиоклаз (распределяется в породе неравномерно: количество его колеблемся от 16,5 до 54, среднее—23,3%, в гранитах эндокон-тактовой зоны содержание этого минерала снижается в среднем до 20,8%. По 'величине зерен, оптическим свойствам, а также характеру соотношения с другими породообразующими минералами плагиоклаз отнесен к двум генерациям. *
Плагиоклаз 1, наиболее ранний по времени выделения, представлен широко-таблитчатыми по (010) и призматическими по [100] кристаллами, образующими в породе порфировые вкрапления. Первые образуют, как правило, двойники по карлсбадскому закону, вторые — встречаются как в виде отдельных кристаллов, так и в виде индивидов, сдвойни-кованных по манебахскому закону. Контуры зерен минерала обычно неровные. Кристаллы плагиоклаза характеризуются зонарным строением. Зонарность рекуррентная, количество зон колеблется от 6 до 12. Состав отдельных зон, начиная от центральной к периферической, представлен в табл. 1.
Таблица 1
Состав зонарных плагиоклазов Лг9 зоны 1 (центральная) 2 3 4 | 5
Л"9 плагиоклаза 25—22—20 27—25—22 27—25—22—20 27—25—22—20 25—22—20.
№ зоны 6 7 8 9 (край) ппг-
гиоклаза 25—22—20—18 25—20—18 22—20—18 22—20—18
Переход от зоны к зоне четкий. В пределах каждой зоны состав плагиоклаза изменяется достаточно постепенно от высоких номеров к более низким. Внешний край каждой предыдущей зоны часто оказывается неровным, что объясняется некоторым растворением его края перед отложением вещества плагиоклаза следующей зоны.
Наряду с типично зонарными плагиоклазами нередки зерна пят-нието-зонарного строения, подчеркивающие блоковую структуру кристалла (рис. 1). Центральная часть блоков слагается олигоклазом № 27, состав которого к периферии блока плавно через № 22—25 спускается в № 20—18. Внешняя кайма такого блокового кристалла слагается альбит-олигоклазом № 13—10—8.
Фенокристы плагиоклаза обычно несут обильные пойкилитовые включения кварца, которые концентрируются по периферии или в центральной части зерен и придают ему скелетный, нередко футлярооб-разный облик.
Плагиоклаз II входит в состав основной массы породы в виде
Содержание минералов дается в объемных,%. 12. Том 20.
призматических кристаллов размером 0,5x0,3—0,25X0,1 мм. Зерна его чаще идиомэрфны и образуют полисинтетические двойники, реже карлсбадские и манебахские. Зонарность рекуррентная. Состав внутренней части их—№ 25—18, внешней—№ 13—10—8.
Вторичные изменения плагиоклаза I и II одинаковы. В них вдоль двойникового шва охотно развивается пелит, по тонким трещинкам образуются отдельные и кучные скопления серицита.
Щелочной полевой шпат распределяется в породе крайне неравномерно. Содержание его варьирует от 16,5 до 65%, составляя в среднем 40,5%—в гранитах главной фации массива и 38%7-эндо-контактовой. Присутствует данный минерал, как указывалось выше, в двух формах: в виде вкрапленников и в виде зерен, входящих в состав ее основной массы. Порфировые выделения проявляются в более или менее правильных кристаллах, сдвойникованных по карлсбадскому или манехбаскому законам. От порфировых выделений, как правило, отходят лапчатовидные отростки, которые вдаются между зернами кварца и плагиоклаза (рис. 2). Нередко щелочной полевой шпат, проникая по
Рис. 1. Пятнисто-зонарнос строение плагиоклаза.
Рис. 2, 3. Замещение щелочным полевым шпатом плагиоклаза.
Рис. 4. Реликты зерен плагиоклаза в порфиробластах микроклина.
Рис. 5. Агрегат зерен кварца с неровными, извилистыми краями.
Рис. 6. Замещение кварца «цепочкой» биотита.
Рис. 7. Замещение щелочного полевого шпата биотитом.
Рис. 8. Замещение плагиоклаза биотитом.
трещинкам в плагиоклаз, кварц, замещает их. и последние становятся в нём реликтовыми включениями (рис. 3,4).
Щелочные полевые шпаты в различной степени решетчаты или волокнисты, по каковым признакам они отнесены к микроклину. По оптическим свойствам микроклин не однороден. Так, в одном и том же зерне углы погасания на плоскости (001) равны 0°, 4°, 6°, 9°, 13°, 17°, 19°. В разрезе перпендикулярном Мр: (001) =2°, 4°, 5°, 8°, 10°.
Для микроклина, весьма характерно явление пертитизации. Перти-товые вростки выполняют в минерале трещины, по спайности (001) и (010), следуют по трещинам, параллельным плоскости несовершенной спайности (НО) и (100), а также приурочены к шву карлсбадского двойника. Состав их отвечает альбит-олигоклазу № 13—10—8 Форма пертитовых (образований довольно разнообразна. В одних зернах они наблюдаются в виде тонких, линейных или пунктирных и точечных жилок, в других зернах, обычно заметно деформированных, форма пер-титов усложняется до неправильно линзрвидной или сложно ветвящейся жилковидной.
Зерна микроклина обычно пелитизйрованы. Причем в пределах одного и того же зерна «пелит» концентрируется участками и неравномерно. В пелитовом материале часто просматриваются обильные ка-пельно-жидкие включения, зерна магнетита, чешуйки биотита, иглы рутила, апатита, циркона.
Щелочной полевой шпат в основной массе породы представлен также микроклином. Его зерна, размером 2,0—10,0 мм занимают межзерновое пространство шп* замещают плагиоклаз, кварц. По оптическим свойствам, характеру пертитизации и пелитизации описываемый минерал сходен с микроклином порфиробластов. Это указывает на общность их происхождения, на стадии калиевого метасоматоза.
Количество кварца в изучаемых породах колеблется от 8,5 до 50 %. Среднее — б гранитах центральной части интрузива составляет 30 5%,' в эндоконтактовой фации — повышается до 36,5%. Распространен кварц как в виде отдельных зерен размером от 1,5 до 5—7 мм в поперечнике, так и в виде агрегатов, состоящих из 2—10 различно ориентированных зерен. Некоторые агрегаты кварца представляли со-, бой в сущности один кристалл, который в результате деформации раскололся на несколько обломков.. Последние затем сместились один относительно другого, в силу чего получилась их дезориентация. Форма зерен неправильная, округлая, угловатая. Среди угловатых разностей встречаются кристаллы с прямолинейными очертаниями граней, пересекающихся под углом близким к прямому. Зерна с подобными формами выделений, представляют собой, вероятно, псевдоморфозы с!-квар-на по кристобалиту. Наряду с прямолинейными контурами зерен часто наблюдаются индивиды с неровными, зазубренными краями . (рис. 5). В некоторых зернах кварца наблюдается паркетное строение. Погасание минерала волнистое. Кроме описанных зерен кварца, иногда встречается мирмекитовый кварц. Мирмекитовые вростки погасают или все одновременно, или группами.
Биотит распределен в гранитах неравномерно: содержание его варьирует от 0,2 до 15,2%. Средне^—в гранитах центральной части интрузива составляет 5%, в гранитах эндоконтакта уменьшается до 3,5%. По форме выделения, а также оптическим свойствам выделено две генерации биотита. Биотит ранней генерации наблюдается в виде отдельных чешуек, включенных в плагиоклазе 1, кварце, порфироблас-тах щелочного полевого шпата. Схема плеохроизма: по — красновато-бурый, по Ыр—светло-розовый. Показатель преломления биотита 1 довольно постоянный и равен 1,653—1,658, а общая железистость, оп-
12*
179
ределенная по графику В. С. Соболева (1950) составляет 48—50%. Биотит поздний представлен ксеноморфными зернами с неровными «рваными» краями. Распределяясь в породе цепочковидно, биотит по трещинкам внедряется в кварц (рис. 6), плагиоклазы, щелочные полевые шпаты и замещает их (рис. 7,8). Плеохроизм биотита II резкий: по ^ темно-бурый до черного, по Ыр—буровато-желтый. Показатель преломления 1,670—1,673, общая железистость в среднем равна 72— 74%. Биотит в различной степени подвергается мусковитизации, реже---хлоритизации.
Акцессорные минералы встречаются в виде включений в биотите, плагиоклазе 1, в пелитизированных участках полевых шпа-тоб, в трещинках кварцевых зерен. Основная масса акцессорий связана с поздним биотитом, отдельные чешуйки которого часто .нацело «забиты» цирконом.
Вторичные минералы представлены серицитом, развивающемуся по олигоклазу, пелитом—по щелочному полевому шпату, а также мусковитом и хлоритом, замещающим биотит.
Таким образом, как показали исследования, в истории формирования описываемых гранитов намечаются три этапа. На первом — кристаллизуются плагиоклаз I, кварц, биотит и часть акцессорных минералов. Щелочной полевой шпат на этом этапе, если и формировался, то в очень малых количествах. Сформировавшиеся породы соответствовали нормальным биотитовым гранитам. Следующий этап характеризуется процессом калиеео-натриевого метасоматоза, которому предшествовало тектоническое дробление гранитов. Собственно калиевый метасоматоз проявился в образовании крупных порфиробласт щелочных полевых шпатов, различной величины зерен его с неправильными очертаниями. Калишпаты в процессе своего формирования замещают ранее выделившиеся плагиоклаз 1, кварц, биотит, содержат в виде включений реликты этих минералов. На смену калиевого метасоматоза приходит натровый, который проявился в формировании обильного альбита. Микроклии в различной степени подвергается замещению альбитом,' плагиоклаз 1 обрастает двумя-тремя зонами плагиоклаза ЛГд 13—8. На третьем этапе получает развитие калиево-магнезиаль-ный метасоматоз, который приводит к образованию в породе биотита II и основной массы связанных с ним акцессорных минералов. Биотит, распределяясь в породе цепочковидно, «струями», замещает все ранее выделившиеся минералы. Образованием биотита и акцессорных минералов заканчивается процесс формирования гранитов. В более поздние постмагматические стадии образуются вторичные минералы — серицит, мусковит, хлорит.
