книги из ГПНТБ / Кулиш Е.А. Высокоглиноземистые метаморфические породы нижнего архея Алданского щита и их литология

Она Обусловлена полосчатым распределением кварца и полевого шпата,

о одной стороны, и биотита, граната, гиперстена, силлиманита, -

с другой. Грубая полосчатость создается чередованием полос различ­

ного состава, обогащенных теми или иными минералами, например,

гранат-биотитовых, биотит-снллиманитовых, кордиерит-силлиманит-маг- нетитовнх и лейкократовых кварц-полевошпатовых полос. Различие в окраске полос и размерах минеральных зерен в сопредельных прослой­ ках также создает полосчатость породы.

Кзарц-полевошдатовые (микроклин, ортоклаз) образования, зале­

гающие согласно в'гнейсе в виде пропластков и линз различной мощ­ ности, обычно содержат 70-95$ микроклина (ортоклаза). В них же отмечается биотит, гранат, кордиерит, плагиоклаз, графит и т.д.

прежде всего на его плагиоклаз. Отсутствие таких реакций и опреде­ ленные геотермометрическим методом более низкие температуры мета­ морфизма алданского комплекса, чем вышеозначенная эвтектика, позво­ ляют заключить, что кварц-полевошпатозые образования являются син-

геяетичными первичному составу гнейса, т.е. первичноосадочными. Более детально чередование полосок различного минерального

и химического состава рассмотрено при изложении петрографии отдель­ ных групп и видов пород. Подавляющее большинство слоистых пород имеет полосчатость, унаследованную от первоначальнослоистого строения осадочных пород. Дифференциальные движения почти всегда

142

усиливают первичную слоистость. Слоистость пород значительно осложнена пластическими деформациями: складки волочения, нлойчатость, тектоническая расслоенность и т.д., что требует тщательного

анализа природы полосчатости. Полосчатость высокоглиноземистых метаморфических пород, если она не осложнена последующими тектони­ чески.® дислокациями, аналогична полосчатым текстурам глин алевро­ литов и песчаников.

В единичных случаях в бассейне среднего течения р. Тимптон (рр.Бугорыкта, Горбылях, Номина) среди силлиманитовых сланцев и силлиманитов изредка отмечаются одиночные образования типа высоко­ глиноземистых конкреций. Они имеют шароподобную или эллипсовидную форму и размеры до 15-20 см в диаметре или по длинной оси. Граница с вмещающей породой относительно четкая, при выветривании они за­ метно выделяются на фоне разрушенной породы. Строение их массив­ ное, спутанно-волокнистое или радиально-лучистое, более крупно­ зернистое, чем во вмещающей породе. Они состоят из силлиманита с примесью корунда, биотита, магнетита или кварца. Содержание глино­ зема значительно более высокое, чем в породе. Аналогичные конкре­ ции часто наблюдаются в докембрийских высокоглиноземистых породах Кольского п-ва (Бельков, 1963), Восточной Сибири (Головенок, 1967), Индии ( В ш ш ,1929; R o y , I960), США (Espenahade ,1960) И т.д. Формирование подобных конкреций имеет место в высокоглиноз.емистых, бокситовых глинах и связано с созданием условий, приводящих к повышенной миграции глинозема в виде растворов.

В единичных случаях во внешней зоне отмечается косая слоис­ тость в биотит-гранатовых кварцито-гнейсах, кварцитах, корундитах и гнейсах. При реконструкции первичного залегания выясняется, что она падает преимущественно в северо-восточном направлении-, хотя есть и разнонаправленные серии. Эти участки мощностью 20-40 см

143

в к р о вл е . Наблю дается "д и агон ал ьн ая" (к о сая ) сл о и сто сть о ровными

резкое. Мощность их до 10 мм. Нередко,особенно в толщах ритмично го тонкого переслаивания, наблюдается срезание слоев нижних пачек вышележащими слоями с образованием слабовыраженной косой слоис­ тости, у которой косослоистые серии образуют с вмещающими слоями небольшой угол (до 10°), Наклоны серий направлены в разные стороны Косая слоистость описана также в кварцитах Селлгдар-Инаглинского междуречья А.Н.Угрюмовым и корундитах Чайныта - А.С.Амеландовым. Характер косой слоистости указывает, что она сформировалась в дель­ тах и в зонах прибоя морского бассейна.

Реже развиты породы массивного сложения (корундиты, гранатиты, сапфириновые и другие бескварцевые разности), которые за­ легают среди слабополосчатых тех же петрографических разностей.

СТРУКТУРНЫЕ ПРИЗНАКИ. Большинство породообразующих минера­ лов различимо макроскопически, так как размеры породообразующих зерен колеблются от 0,5 до 3 мм в поперечнике, хотя имеют место и микроскопические зерна и порфиробластические выделения до

10 X 10 мм. Выделяются крупно-, средне- и мелкозернистые разности хотя в целом породы яеравномѳрнозернистнѳ . При всех равных других условиях размеры слагающих зерен возрастают с мощностью пласта.

144

Зернистость больше в лѳйкократовых, чем в меланократовых пропласт­ ка*.

Структуры пород самые разнообразные, обусловленные сочета­ нием большого числа минералов разного размера и разной формы и являющиеся результатом интенсивных и неоднократных перекристалли­ заций. Наиболее широко распространены гранобластовая, гранулитовая, лепидобластовая, нематогранобластовая и порфиробластовая структуры. Мевду этими разновидностями существуют постепенные переходы, что еще больше усложняет структурные взаимоотношения минералов. Харак­ терна изменчивость структур от одного прослойка к другому (риа. 12-14). Эти структуры являются результатом глубокой пере­

стройки осадочных пород в процессе сложного и глубокого региональ­ ного метаморфизма с интенсивными процессами перекристаллизации кварца (Кулиш, 1964). В этих суперкрустальных породах, испытавших глубокий метаморфизм в условиях гранулитовой фации, интенсивные ультраметаморфизмы и дислокации, отмечаются реликты первичноосадочных структур (палимпсестовые структуры по Седергольму).

Наличие реликтовых структур в кварцитах алданского архея отвечалось неоднократно (Лазько, 1956; Архангельская, 1958; Кулиш, I960; и др.), однако сколько-нибудь детальное их описание и исследование не было произведено. Автором проведено такое изучение структур кварцевых и глиноземистых пород под микроско­ пом с применением проходящего и поляризованного света, различных светофильтров и освещения (в т.ч. ультрафиолетового) и столика Федорова.

Реликтовые структуры развиты в относительно слабодислоцированных и малогранитизированных кварцитах, кваршто-гнейсах и вы-

145

сокоглиноземист'к сланцах, залегающих обычно з ядрах крупных

пликативных структур и в крыльях флексур. Эти породы, как пра­ вило, содержат более 50-0 кварца. Наиболее достоверные осадочные структуры характеризуются как бластопсалмитозне, торцовые, гелитштоЕые и структуры кирпичной кладки (рис. 17-19).

В кварцитах, кварцито-гнейсах или существенно кварцевых

прослойках сланцев индивида кьарца прі умеренном увеличении в про­ ходящем свете и просмотре через светофильтры,(сишіе, зеленые, оран­ жевые) обнаруживают то или иное количество пылевидных включений. Наибольшее количество пылевидных образований отмечается в графито­ вых и гематптовых кварцитах, несколько меньшее - в силлиманитовых, виридиновнх кварцитах и сланцах, а также в кварцито-гнейсах. Рас­ пределение этих пылевидных включений тлеет следующие особенности.

В одних местах они как бы насыщают центральную часть индивида

кварца, в других они образуют скопления округлой, эллипсовидной или слабоутловатой формы, но чаще всего образуют как бы своеобраз­

ный узор, сетку, в которых ячейки тлеют в своем большинстве округ­ лую, овальную, реке полигональную форму (рис. 18). Изучение этих узоров и распределений пылевидных частиц в связи с текстурой и структурой порода, с кристаллооптическим строением и ориентиров­ кой кварцевых индивидов, с расположением реликтовых зерен поле­ вого шпата и акцессориев показывает, что эти узоры и пятна отображагот первичную кластогенную форму кварцевых песчинок. Разме­ ры песчинок варьируют от 0,3 х 0,3 до 3 х 3 мм. Развитие пылевид­ ного материала (окислы железа, глиноземистые образования и газо­ вожидкие пузырьки) на контактах перекристалллзованного кварца и обломочных кварцевых зерен отмечаются и в слабо'измененных

146

кварцкто-пеочаниках (Симанонич, 1966.:

Гранобластовыё структуры многих кварцитов часто усложняются

мозаичным строением индивидов кварца; Оно выражается прежде всего в расхождении оптических ориентировок локальных смежных частей

одного зерна кварца. Положение оптической оси у смежных индивидов отивчаѳтоя от 2-3° до 15-19°; Этот иццивид?по существу^имеет полизернистое строение. Слагающие его части имеют изоиетричные округлые, слабополигональные формы и относительно простые сочле­ нения, т.е. структура индивида является торцовой; Переходы между зернами, слагающими мозаику, варьируют от четких до постепенных; Мозаичность зерна с постепенными границами частей, с полосчатой мозаикой,сочетающаяся с полосами Бема, обусловлена перекристалли­

зацией и деформацией (Кулиш, I964).J Мозаика зерен с четкими грани­

цами слагающих частей, не имевших определенных оптических ориенти­ ровок, представляет собой реликты бластопсаммитовнх структур» Обыч­ но контуры таких зерен, слагающих кварцевый индивид, подчеркнуты пылевидными частицами.

Бластопсаммитовые структуры кварцитов подчеркиваются наличи­

ем среди кварца первичных кластогенных зерен других минералов - полевых шпатов и акцессориев: циркона, рутила, монацита, ортита и др. В перекристаллизованной кварцевой массе эти минералы обра­ зуют включения округлой, овальной формы, а акцессорин носят

явно окатанный облик. Полевошпатовые "песчинки'* представлены кислым плагиоклазом и нерешетчатым микроклиномъ Они заметно замут­ нены пылевидными частицами и несут следы интенсивных деформаций: волнистое и мозаичное погасание, искривления и сдвиги двойнико­ вых полос и т.д. Как правило, зти кластогенные зерна образуют микропрослойки, цепочки и разобщенные зерна, всегда субпараллель­ ные слоистости породы.

147

Впородах наблюдается чередование мономинералышх, более крупнозернистых слоев с кварц-полевошпатовыми слоями, где индивиды кварца более мелкие. Различие в размерах кварца вызва­ но возможностями собирательной перекристаллизации; чем больше в прослое других минералов, тем перекристаллизация кварца все более затруднена. При наличии в пропластке кварцито-гнейса до 50$ полевошпатовых "песчинок" собирательная перекристаллизация кварца почти не происходит, контуры и форма первичных кварце­

вых зерен хорошо сохраняются. Это окатанные, овальные, неправиль­ ные, полигональные зерна со сглаженными углами. Обычно они имеют более спокойное, более ровное погасание, чем кварц обычных квар­ цитов. Здесь следы первичной структуры довольно четкие и несом­ ненные. Эта неравномерно зернистая бластопсаммитовая структура характеризуется тем, что более крупные кварцевые "песчинки" пог­ ружены в более мелкозернистую массу, состоящуюиз более мелких кварцевых и полевошпатовых "песчинок".Бластопсаммитовая структура переходит через торцовую (мостовидную) в гранобластовую. Прослои, обогащенные полевым шпатом, имеют более крупные, в 1,5-3 раза кластогенные зерна кварца, чем мономинеральные кварцевые прослойки.

Вредких случаях в биотитоных, кордиеритовых и магнетитовых кварцито-гнейсах и сланцах, не подверженных деформациям,отмечена

бластоалевритовая структура, характеризуемая тем, что кластоген­ ные зерна кварца не претерпели существенных изменений формы, а мергелистое или глинистое вещество цемента преобразовалось в биотит, кордиерит или магнетит и как бы обволакивает кварцевые зерна. Такая изоляция зерен кварца друг от друга препятствовала его собирательной перекристаллизации.

Специфические структуры наблюдаются в силлиманитовых, биотитовых и биотит-силлиманитовых кварцитах, кварцито-гнейсах и

148

сланцах. Их структуры резко лепидогранобластовые имеют вид кир­

пичной кладки (рис. 17). Она обусловлена взаимопараллельным рас­

пределением силлиманита и биотита, образующих моно- и димине­

длины к ширине в таких кварцевых индивидах равно 2-3, сочлене­ ния их друг с другом ровные, прямые,четкие,иногда слабоволнис­ тые или слабозубчатые. Силлиманит-биотитовые слойки иногда содержат редкие зерна магнетита,полевого шпата и кварца. Квар­ цевые с л о й к и содержат включения тех же минералов, в том числе

областовые структуры. Структуры кирпичной кладки и большинство лепидогранобластовых структур, ориентировка которых совпадает со слоистостью породы, являются унаследованными от первичного строения осадочных пород и отображают распределение в ней кластогенного и глинистого материала.

К реликтовым структурам,устанавливаемым по распределению микровключений,относятся гелицитовые структуры (рис.19). Они характеризуются тем, что порфиробласты граната,кордиерита,виридина содержат тонкие включения гематита,графита и магнетита. Включения образуют полоски,субпараллельные слоистости, или ориентированные к ней под различными углами.Нередко гелицитовые полоски изогнуты в различной степени.Гелицитовые структуры также создаются послойным расположением мелких включений минера­ лов основной ткани породы (кварца,силлиманита,биотита и других)!

149

в порфиробластах граната, гиперстена,виридина,кварца и т.д. Обычно цепочки включений субпараллельны слоистости пород. Эта полосчатость является унаследованной от строения осадочных пород (Тернер, 1951). Более четкая реликтовая полосчатость от­ мечается в кварцитах,где графит,гематит и силлиманит образуют сплошные или пунктирные линии,подчеркивающие первичную слоис­ тость.При этом указанные минералы часто прорастают индивиды кварца или образуют в нем ориентированные включения.Характер­ но,что в этих кварцитах наиболее четко отмечаются контуры первичійюс зерен кварца по распределению в них пылевидных частиц.

X X X

Итак, в глубокометаморфизованных породах алданского архея отмечаются реликты первичных структур и текстур исходных оса­ дочных пород,по которым можно установить распределение цемента и кластогенной составляющей,а также форму и размеры исходных песчинок.Наиболее благоприятными для сохранения структурно-тек­ стурных особенностей являются участки переслаивания пород с кварцитами в призамковых и замковых частях складок с минемальными деформациями и химическими преобразованиями (Кулиш, 1964 ). Морфологические,текстурные и структурные особенности высокогли­ ноземистых пород несомненно указывают,что они представляют метаморфизованные глины,алекриты и песчаники,первичный материей которых является продуктами переотлохенных кор выветривешия, осажденных в морских условиях, а ритмичное переслаивание в мощ­ ных толщах,в том числе и флишоидное,позволяет заключить, что отложение осадков происходило в подвжных областях геосинклинального типа.

150

ГЛАВА 7

АКЦЕССОРНЫЕ МИНЕРАЛЫ ШСОКОГЛИНОВШИСТЫХ ПОРОД

Акцессорные минералы высокоглиноземистых пород весьма разно­

образны и подразделяются на две генетические группы.

Первая группа акцессориев в силу своей высокой химической,

и физической устойчивости унаследована почти без изменений от исходных осадочных породѣ в которых они являлись кластогенными акцессорными минералами.

Вторая группа акцессорных минералов возникла в процессе преоб­

разования вещества исходных пород при метаморфизме за счет соби­ рательной кристаллизации незначительных количеств второстепенных компонентов (циркония, редких земель, титана и т.п.).

Все виды акцессорных минералов высокоглиноземистых пород:

циркон, монацит, ксенотим, касситерит, рутил, апатит, ортит, брукит

и другие.-относятся к обеим группам, однако имеется ряд призна­ ков и в первую очередь их окатанность, которые позволяют выяснить

генетическую принадлежность тех или иных разновидностей акцессоряев, Следует отметить, что некоторые мелкие рассеянные индивиды

таких минералов как корунд, силлиманит, виридин, гранат, турмалин, шпинель, дистен, андалузит, ильменит и другие, возможно, тоже отно­ сятся к первой группе, учитывая, что в осадочных породах они широко распространены кал акцессории, однако их диагностика крайне затруд­ нена, так как в рассматриваемых породах они являются породообразую­ щими минералами;

Важной в литологическом отношении является первая группа - акцессорные минералы высокой физической и химической стойкости, изучение которых в глубокометаморфизованных породах является одним из главных методов их литологического анализа. К этой подгруппе

151