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

кристаллы турмалина. Сам дистен замещается хлоритом, мусковитом, диаспорой, нередко с образованием псевдоморфоз.

Андалузит отмечен в протолочках в виде единичных зерен, угловатых, несколько вытянутых по призме. Они бесцветны, фиолетовы, прозрачны, содержат включения рутила.

Турмалин (от единичных зерен до 70%) образует призматичес­ кие, игольчатые, буровато-зеленые, черные, коричнево-бурые, зелено­ вато-черные кристаллы-иглы и зерна размером до 5 мм, иногда распо­ лагающиеся в виде турмалинового солнца или образующие зернистые агрегаты. Он плеохроирует в желтовато- и зеленовато-бурых, реже зеленых тонах. Б турмалине включены округлые зерна рутила с резор­ бированными ограничениями корунда и тонкозернистые диаспоровые псевдоморфозы по корунду.

Рутил (до 20%) - черные, просвечивающие бурым, красноватобурым, красные с оранжевым оттенком, бурые зерна и кристаллы

(до 4 x 4 ш ) , образующие цепочные, кучечные или неправильные

.выделения, нередко включенные в индивиды корунда и турмалина. Отме­ чаются серцевидные и коленчатые двойники и тройники или деформи­ рованные кристаллы.

Биотит отмечается в единичных случаях как включения з корун­

де.

Сульфиды, гематит, магнетит и ильменит образуют единичные неправильные зерна, причем последние тяготеют к рутилу. Пирит, борнит, галенит, халькопирит и ховеллин (до 6%) образуют скопления размером до I х 2 х 8 см, вытянутые по сланцеватости или образуют чаще мелкие разбросанные зерна размером до I х I мм. В корундхлоритовых породах иногда отмечаются рассеянные чешуйки молибде­ нита.

Апатит - белые, бесцветные, изредка зеленоватые,.бледно-розовые,

132

грязно-желтые кристаллы (0,5x0,I мм), рассеянные в породе. Циркон представляет мельчайшие округлые зерна розоватого цвета, редко призматические, гиацинтового типа кристаллы с четкими ребрами и гранями размером от 0,1 и менее,с удлинением 1:2, 1:3, так же редко отмечаются сростки веретенообразной форды.

В западной части щита (р.Чампула, п.Сон-Тиит и др.) среди кварцитов и высокоглиноземистых пород верхнеалданской сйиты отме­ чаются маломощные пропластки корунд-биотит-магнетит-шпинелевых и корувд-силлиманит-гранат-кордиеритовых, гранат-силлиманит-корувдо- вых, корувд-шпинелевых, корувд-биотитовых, силлимаяит-кордиерит- корувдовых и других сланцев и реже гнейсов, совершенно не затрону­ тых диафторезом.

Корунд-биотит-магнетит-шпинелевые сланцыплотные, слабополос­ чатые, сланцеватые или массивные породы. Полосчатость создается чередованием полевошпатовых и корундсодержащих слоек. Биотит, маг­ нетит и шпинель отмечены в обеих полосах. Окатанный циркон в боль­ шей мере характерен для корундовых пропластков. Сланцы состоят из плагиоклаза № 25-35 (до 50$), микроклина (до 20$), корунда (1-25$), биотита (0-20$), шпинели (до ІС$), магнетита (до 20$, а иногда до 10$), силлиманита, графита, турмалина и др. Корунднеправильные и призматические зерна или кристаллы, вытянутые вдоль сланцеватости и тяготеющие к магнетиту. Он бесцветен или плеохроирует: по -голубовато-синий, Ке -бесцветный. Иногда он полисинтетически сдвойникован. Корунд заключен в магнетит, а сам включает магнетит, шпинель, биотит и полевой шпат, приобретая ситовидную структуру. Биотит плеохроирует от зеленовато-бурого, коричневого до желтовато-зеленого. Магнетит и гематит образуют линзовидные и неправильные выделения. Шпинель характерна для ко­ рундовых пропластков. Турмалин плеохроирует от бесцветного до

133

бледно-серовато-зеленого цвета. Гранат-кордиерит-биотат-силлиманит-корувдовые гнѳйон и слан-

цы-плотные, зеленовато-серые, полосчатые породы, в.которых полево­ шпатовые полосы чередуются с гранат-полевошпатовыми, силлшанитполевошпатовыми, биотитовыми и кордиеритовыми прослойками;* К гра­ нату приурочен корунд, биотит, а к силлиманиту тяготеют магнетит, шпинель и корунд, Плагаоклаз (до &5%) - неправильные, реже таблитчатые зерна №№ 15-45; микроклин (10!?) - микропергит, непра­ вильные нерешетчатые зерна, ІѴорунд (10!?) - крупные, неправильные, серые, полисинтетические сдвойникованные зерна, бесцветные или плеохроирующие в синих тонах. Гранат (15!?) - неправильные', олабоидиоморфные бесцветные индивиды. Силлиманит (Іб£) - сңоповидйые агрегаты и разобщенные дяиннощизматические короткоигольчатые кристаллы и иглы. В породе (до 5!?) отмечаются гематит, окатанный циркон, а также рутил, образующий мелкие призматические, темно­ бурые и непрозрачные кристаллы, иногда о коленчатыми двойниками. Магнетит и зеленая шпинель часто формируют в хордиѳрнте шшшелькорундовые и магнетит-шшвелевые срастания.

X X X

По своим петрографическим характеристикам высокоглинозе­ мистые породы Алданского щита весьма разнообразны.Подавляющая часть их разновидностей относится к железо-магнезиальным^ бедным кальцие.м метаморфическим породам, в которых широко варьируют содержания граната, кордиерита, биотита, гиперстена, силлиманита, полевых шпатов и т.д.

Эти порода образуют непрерывный ряд пород от весьма богатых кварцем (кварциты,кварцито-гнейсы ) через гнейсы и слайда с умеренным содержанием кваріца до бескварцевых пород .

134

ГЛАВА ІУ

МОРФОЛОГИЯ, ТЖСТУРНЫЕ И СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ВЫСОКОГИШОЗМИСТЫХ ПОРОД

УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ.■Высокоглиноземистые породы обнажаются

ввиде крупно- и среднеглыбовых развалов, мелкоглыбовых россыпей

ввиде причудливых останцев и скал, а по водоразделам они обра­ зуют гребни и гривки, сочетающиеся с зубцами высоких останцев. Породы темно-серые, серые, светло-серые с розоватыми, зеленова­

тыми, желтоватыми, бурыми или синеватыми оттенками, а кварциты в большинстве случаев - белые и светло-серые с теми же оттенками.

Особенностью высокоглиноземистых пород является их приуро­ ченность к оцределенным стратиграфическим уровням и выдержанності пачек на десятки километров, что, наряду со специфическим их со­ ставом, позволяет использовать их 11 качестве маркирующих горизон­ тов. Пласты пород специфического состава, обогащенные марганцем, бором, углеродом и т.п., приурочены к определенным стратиграфичес­ ким уровням. Такие условия залегания могут быть только у пород осадочного образования.

Широко развиты переходы одних разновидностей высокоглино­ земистых пород в другие или этих пород в породы иного состава (кварциты, гнейсы, сланцы и т.п.). Особенно часто это наблюдается в верхнеалданской свите иенгрской серии. Характер перехода одних пород в другие различен как по простиранию,, так и по напластованию. Выделяются три главных типа литологических переходов. Резкий пере ход, при котором высокоглиноземистые образования

136

по простиранию выклиниваются или сменяются по напластованию дру­ гой породой с четкой границей раздела (рис. 9, II, 14).

Второй тип характеризуется переходом "палец в палец" по прос­

тиранию, причем в обе стороны от линии раздела в породе наблюдается

все меньшее количество линз другой породы. По напластованию переход также осуществляется постепенным уменьшением количества и разме­ ров линз одной породы в другой. Раздел пластов не резкий, но cat.ni породи почти не изменяют своих минеральных и структурных черт.

Переход третьего типа осуществляется путем постепенного

минерального и структурного приближения высокоглиноземистых по­ род к другим породам с образованием ряда промежуточных разновид­ ностей. Например, силлиманитовый гнейс может переходить в биотитовый гнейс через кварцито-гнейс или в кварцит через силлиманито­

вый кварцит (рис. 16). ѵ

Наблюдаются и другие типы переходов и переходы смешанного характера. Широкое развитие разнообразных типов литологических переходов пород друг в друга характерно для геосинклинальных осадочных формаций.

В залежах высокоглиноземистых пород отмечаются согласные линзы и пропластки других парапород, а именно: мраморов, кальцифпров, кварцитов, графитовых, гематитоЕых, марганцевых пород и т.д. (рис. 9,II). Наличие в толщах пород заведомо первично-осадочных образований дает основание предполагать первично-осадочное про­ исхождение сопредельных пород при условии, если толща образует генетически единую ассоциацию пород, и нет явных признаков их другого генезиса.

Рассматриваемые породы слоисты. В большинстве случаев слоис­ тость четкая, обусловленная наличием резко очерченщг;':.х~шгастков,

1 3 7

для осадочных и вулканогенно-осадочных толщ, тем более если отмечается переслаивание пород резко различного состава. Послед­ нее присуще осадочным породам. В вулканогенно-осадочных комплексах

слоистость менее четкая,и переслаиваются породы обычно близкого состава. В вулканогенных образованиях слоистость менее характерна

и чаще всего обусловлена структурно-текстурными особенностями пород Для интрузивных образований слоистость мало характерна и отмечается обычно в породах основного состава.

Наряду с неупорядоченной слоистостью, наблюдаются пачки,

состоящие из ритмично чередующихся маломощных прослоек и имеющих определенные закономерности в качественных и количественных со­

чается наличие крупных ритмов мощностью до нескольких тысяч мет­ ров. Здесь имеется закономерная смена кварцитов кварцито-гнейсами '

игнейсами (верхнеадцанская свита), которые переходят в высоко­ глиноземистые породы, в свою очередь перекрываемые гнейсами и сланцами основного состава, чарнокитами и карбонатными породами. Таких ритмов в свите насчитывается два, три и более. Довольно часто наблюдаются пачки мощностью до 1000 м тонкого ритмичного переслаивания высоноглияоземистых пород, кварцитов, биотитовых

иосновных гнейсов и сланцев. Отмечена ритмичность среди гранулитов где подошву ритма слагает ортоклазовый гранулит, а верх - графитбиотитовые сланцы.

йітмичная слоистость в кварцито-гнейсо-сланцевой толще по своей первичной природе чаще всего представляет двухкомпонент­ ное образование. В переслаивании участвуют кварциты и кварцито­ гнейсы, залегающие в нижнем кремнистом элементе ритма, который

138.

постепенно переходят в верхний глиноземистый элемент ритма, сдояенңый гнейсами и сланцами. Наиболее часто отмечается чере­ дование кварцитовых и сиялиманит-биотитовых сланцевых слоек, а также высокоглиноземистых пород с биотитовыми гнейсами (сланцами). Несколько реже отмечается трехкомпонентное чередование: кварцит, биотит-гранатовый сланец, силлимашимЗйотитовый сланец или кварцит, внсокогдиноземистая порода, основной сланец (гнейс);

сланцы, которые постепенно переходят в мелкозернистые биотитовые •ланцы и далее в биотит-гранатовые сланцы.или биотит-магнетитовые и гиперстен-магнетитовые породы. Наблюдается ритмичное переслаивание лейкократовых (низ) и меланократовых (верх) прослоек. Ритмичность имеет место среди кварц-железистых образований, в которых гемати­

товые, часто с силлиманитом разности, а иногда с повышенными содержаниями марганца, титана, бора, бария сменяются вверх маг-

нетитовыми разностями. В сутамской свите наблюдается ритмичное чередование пропластков мраморов и биотит-гранатовых сланцев.

й і т м и ч н о с т ь подтверждается и химическим составом. От подош­

вы к кровле растет количество глинозема, железа, магния, каль­ ция, а кремнезема - уменьшается. В одних случаях (в нижних частях ритмов) содержится больше Fe" (корциерит, биотит, гранат),

вверх роль Fe" увеличивается - полявхяется магнетит или в самом верху отмечается присутствие гематита. Более часто имеет место

при накоплении осадочных толщ определенным образом резко или постепенно изменялась литофациальная обстановка в источниках • материала или на цутях переноса, или в местах накопления. Слоис-

139

тостъ также отображает изменение какого-либо одного фактор седи­

ментации или нескольких, например, е ь ,р Н , солености, развития

организмов и т.п. Ритмичная слоистость является производной от ритмичного изменения условий седиментации.

Толщи ритмичного переслаивания имеют флишоидный характер

с двумя, тремя и более компонентами в ритме. Слои ритмов отлича­ ются друг от друга своими минеральными и химическими составами, цветом и крупностью сложения. Мощность прослоек колеблется от

I до 30 см (в среднем 5-7). Рассмотрение характера пород указы­ вает, что по направлению к кровле происходит уменьшение зернис­ тости осадков и увеличі~_ле глинистой составляющей. Отмечаются преимущественно полные, развитые ритмы, но есть неполные, недо­ развитые ритмы. Переходы между элементами ритма постепенные, между ритмами - обычно четкие, резкие. Иногда верхние элементы

ритмов (глиноземистые и железистые) отсутствуют. Мощность ритмич- .

них слоев колеблется от 1 см до 4 и,, обычно 10-50 см. В ряде случаев внутри определенных ритмов отмечается более тонкая по­

лосчатость, отображающая микроритмичность его накопления. Рас­ шифровка этого типа слоистости, кроме выяснения характера осадко-

накопления, позволяет в частности выяснить истинное положение

пласта, что тлеет важное значение для картирования, учитывая сложныі узор архейских дислокаций.

Флишоидные формации относятся к морским осадочным образова­ ниям и характерны обычно для второй стадии развития внутренних зон геосинклинальных областей. Они накапливаются на дне мелко­ водных и реже глубоководных бассейнов, на склонах Кордильер, развивающихся у окраин разрастающихся материков. Эти формации свойственны территориям горообразовательного окраинноматериково­ го типа на довольно поздних этапах их развития (Вассоевич, 1948; Попов, 1959).

140

Высокоглиноземистые породы отмечаются в виде пластов, уплощенных линз мощностью от I см до 150 м, согласных с пластами других пород (кварцитов, кварцито-гнейсов, биотитовых, амфиболовых, амфибол-диопсидовых и иных гнейсов и сланцев, чарнокитов и т.п.) (рис.9-16). Пласты в общем выдержаны по мощности, уве­ личение мощности или выклинивание пласта происходит преимущест­ венно постепенно. Изредка отмечалась слабо выраженная чеТковидная форма пласта. В. замковых частях складок наблюдается некоторое увеличение мощности, что объясняется дислокацией здесь пластов, находившихся в шіастичном состоянии. Протяженность конкретных

пластов до нескольких километров. Такая морфология и размеры плас­ тов находят аналогию с залежами осадочных пород в геосинклинальных формациях.

ТЕКСТУРНЫЕ ПРИЗНАКИ. Высокоглиноземистые породы всегда в

той или мере полосчаты (рис.9-16). Мощность полосок от I до 10 мм. Полосчатость более четка в биотит-гранатовых гнейсах, сланцах, гра­ нулитах и в породах с силлиманитом. Среди этих текстур выделяются параллельно-полосчатая, линзовидно-полосчатая, четко- видно-полос­ чатая, плойчато-полосчатая, выклинивающаяся, ленточная, гнейсовид­ ная и т.п. текстуры, а в разностях,богатых силлиманитом и биотитом,-

сланцевая. Границы между слоями большей частью резкие, но нередко наблюдаются и постепенные переходы. Полосы могут слегка утолщать­ ся или выклиниваться, лишь изредка раздваиваться. За крайне редким исключением элементы залегания полосчатости высокоглино­ земистых пород всегда совпадают с элементами залегания самого пласта этих пород и пластов пород, с которыми они ассоциируют в разрезе. Полосчатость пород без изменения прослеживается на значи­ тельные расстояния (до 100 м).

141