Геологическое положение и минеральный состав гранитоидов

16.08.2018
В пределах Мамского пегматитового пояса, приуроченного к мамско-бодайбинскому метаморфическому комплексу, издавна выделялись две разновидности гранитоидных массивов: штоки гранитогнейсов (Согдиондонский, Слюдянский, Кочектинский, Правоасанкинский) и гранит-пегматитовые интрузии. С последними связывались пространственно и генетически слюдоносные пегматиты. И.Н. Тимофеев, занимаясь крупномасштабным картированием гранит-пегматитов, показал, что они сохраняют теневой рисунок структур вмещающих гнейсов. В отличие от них штоки гранитогнейсов имеют дискордаитные соотношения гнейсо-видности со структурами вмещающих гнейсов и иногда в своем обрамлении "вытаскивают" породы более глубоких горизонтов.

Пегматоидные граниты образуют массивы и сетчатые залежи в зоне Центрального антиклинального поднятия Мамского синклинория, которое было зоной повышенной проницаемости для теплового потока. Отдельные массивы приурочены к антиклинальным структурам более высоких порядков. Мамский синклинорий с юго-запада на северо-восток поперечными разломами делится на три структурных блока — Чуйский, Мамский и Витимский. Пегматоидные граниты наиболее распространены в Чуйском и Витимском блоках (рис. 3.1). Среди них по составу и генетическим особенностям выделяются: 1) плагиоклазовые пегматоидные граниты с признаками метасоматической гранитизации и 2) двуполевошпатовые пегматоидные граниты магматического (анатектического) происхождения. Сам термин «пегматоидные граниты» (как и более ранний — «гранит-пегматиты» П.Н, Сучкова) означает разновидность лейкократовых гранитоидов с широким развитием пегматитовых структур. Пегматитами называть их нельзя в связи с тем, что они образуют огромные массивы (до 50—80 км2) с преобладанием гранитных и гранобластовых структур.

Плагиок.тазовые пегматоидиые граниты широко распространены в центральной структурной зоне. Они залегают в различных метаморфических породах, а в пачках глиноземистых метапелитов образуют линзовидные и пластовые согласные тела различного размера, мощностью до нескольких десятков метров. К периферии пояса размеры тел уменьшаются, и они постепенно переходят в плагиоклазовые пегматиты (мигматиты). Границу здесь провести очень трудно. Если вмещающие породы представлены переслаиванием пачек разного состава, то пегматоидные граниты образуют сложные тела с согласными и пологосекущими контактами в метапелитах и секущими в компетентных породах (как правило, более основного состава). Мелкие тела часто имеют резкие контакты, обусловленные экзоконтактовой сегрегацией биотита, для крупных характерны постепенные переходы к гнейсам через серию мелких линз плагиопегматитов (рис. 3.2).

Распространенность этих пегматоидных гранитов в различных метаморфических породах неодинакова. Наибольшее количество их отмечается в биотитовых гнейсах, на отдельных участках которых до 80—90 % первоначальной мощности породы представлено гранитом. В гранат-биотитовых и дистен-гранат-двуслюдяных гнейсах и сланцах количество гранитов меньше, а в известково-силикатных породах и амфиболитах они редки.

Минеральный состав плагиоклазовых пегматоидных гранитов прост. Они сложены плагиоклазом № 18—35 (56—70 %), кварцем (25—40 %) и небольшим количеством биотита и мусковита (до 5 %). Иногда слюды образуют полосовидные скопления у контактов, являясь реликтами метаморфических пород так же, как встречающиеся здесь гранат, дистен, графит, турмалин. Калиевый полевой шпат чаще отсутствует, но в отдельных телах его содержание достигает 10—15 %. Акцессорные минералы в количестве долей процента представлены апатитом, сфеном, цирконом.

Размер зерен минералов, слагающих эту разновидность гранитов, колеблется от 0,3 до 30 мм. Структура пегматоидных гранитов гранобластовая и гипидиоморфно-зернистая. Текстура обычно полосчатая. Полосчатость обусловлена полосовидными скоплениями слюд, иногда линзовидными ориентированными обособлениями зерен кварца. Эта полосчатость совпадает со сланцеватостью метаморфических пород.

В плагноклазовых пегматоидных гранитах часто наблюдаются участки блоковой и неяснографической структуры. Полевые шпаты в таких участках представлены или только плагиоклазом, или плагиоклазом с примесью калишпата.

Двуполевошпатовые пегматоидные граниты образуют как крупные самостоятельные массивы, так и участки в телах плагиоклазовых пегматоидных гранитов. В сетчатых залежах отдельные жилы, как правило, секущие, полностью сложены ими. Массивы двуполевошпатовых гранитов имеют как согласные (чаще в гнейсах), так и секущие (в амфиболитах и карбонатных породах) контакты. В их эндоконтактах часто наблюдается уменьшение размеров зерен, которое можно интерпретировать как результат закалки. Пересечение тел плагиоклазовых пегматоидных гранитов жилами двуполевошпатовых свидетельствует о последовательности их образования (рис. 3.3).

Двуполевошпатовые граниты характеризуются варьирующим минеральным составом: плагиоклаз № 19—30 (38—54 %), калишпат (19—32 %), кварц (27—32 %), биотит (1—4 %), мусковит (0,5—4 %). Суммарное количество слюд, как и в плагиоклазовых гранитах, не превышает 5 %. Акцессорные минералы представлены гранатом, цирконом, апатитом, сфеном, магнетитом. Изучение триклинности калиевых полевых шпатов показало, что среди них встречаются и ортоклаз, и микроклин. Соответственно выделяются ортоклазовые и микроклиновые пегматоидные граниты. Первые широко распространены и образуют крупные массивы. Для микроклиновых гранитов более характерны жильные формы тел.

Структура двуполевошпатовых гранитов гинидиоморфно-зернистая иногда порфиробластовая; текстура массивная.

В двуполевошпатовых пегматондиых гранитах, в отличие от плагиоклазовых, широко развиты процессы послемагматического замещения — микроклинизация и кварц-мусковитовое замещение полевых шпатов. При интенсивном развитии микроклина по плагиоклазу (оно четко фиксируется при изучении шлифов) его количество достигает 45 %, плагиоклаза — снижается до 23 % (Аn22-27). Кварц составляет 20—25 %, а среди слюд резко преобладает биотит. Акцессорные минералы — циркон, монацит, апатит, сфен. Микроклинизация развивается вдоль отдельных зон и почти всюду сопровождается кварц-мусковитовым замещением. Степень его проявления различна, при наибольшей степени развития граниты содержат 15—21 % микроклина, 30—34 % плагиоклаза (Аn25-31), 29—31 % кварца, 14—21 % мусковита и 0,6—1,3 % биотита. Акцессорные минералы те же, но дополнительно появляется гранат; количество апатита возрастает и может достигать 0,6 %.

Взаимоотношения гранитов с пегматитами сложные. С одной стороны, тела плагиоклазовых пегматоидных гранитов формируются путем сегрегации линз плагиомигматитов (плагиопегматитов), с другой — двуполевошпатовые пегматитовые жилы секут плагиограниты и концентрируются вблизи массивов двутюлевошпатовых пегматоидных гранитов.

Приведенные выше особенности геологического положения к минерального состава пегматоидных гранитов Мамского пояса указывают на формирование их в результате единого процесса ультраметаморфизма толщи, включающего метаморфическую дифференциацию гнейсов и сланцев, метасоматическую гранитизацию и анатексис. Постепенный переход от жильной лейкосомы плагиомигматитов (плагиопегматитов) к телам плагиоклазовых пегматоидных гранитов свидетельствует о том, что ведущим механизмом их образования была метаморфическая дифференциация — сегрегация материала лейкосомы мигматитов. Несоответствие больших объемов плагиогранитов и малого количества реститов может быть обусловлено участием ранней стадии метасоматической гранитизации, выражающейся в Si-Na метасоматозе. Следующая стадия — калишпатовая гранитизация — приводит к развитию двуполевошпатовых мигматитов и анатектических расплавов, формирующих автохтонные и параавтохтонные массивы двуполевошпатовых пегматоидных гранитов, секущих ранние образования. Их структуры, секущие контакты, наличие ортоклаза подтверждают кристаллизацию из расплава.

Граниты Северного Прибайкалья отличаются значительным своеобразием. В основной толще протоофиолитового пояса выделяются плагиограниты, являющиеся закономерным членом офиолитовой ассоциации. В то же время в условиях амфиболитовой фации здесь проявлена гранитизация пород, которая вследствие особенностей состава субстрата также формирует плагиомигматиты и послойные и секущие тела плагиогранитов. Затем на позднем этапе деформаций вдоль нарушений в катаклазированных породах происходит калишпатизация и внедрение микроклин-плагиоклазовых биотитовых гранитов, позднее также катаклазированных и мусковитизированных. Именно к таким гранитам тяготеют Букачанское и Акуканское поля мусковитовых и редкометалльно-мусковитовых пегматитов.

В хамардабаиском зональном монометаморфическом комплексе, начиная с середины мусковит-силлиманитовой зоны, развита мигматизацпя пород с последующим формированием автохтопных и слабоперемещенных гранитов. Фронт гранитизации согласен с границами метаморфических зон, но пересекает простирание пород. В метапелитах (корниловская свита) гранитизация проявлена сильнее с образованием очковых и полосчатых мигматитов. От пегматоидных мигматитов Майского пояса гранитизация в Хамар-Дабане отличается мелкозернистостью лейкосомы и меньшим ее объемом, особенно в более основных метаграувакках шубутуйской свиты.

Зона плагиомигматитов шириной 5—8 км сменяется зоной калишпатовой мигматизации. В более проницаемых зонах формируются массивы гранитогнейсов, переходящих в автохтонные и слабоперемещенные тела гранитов. При размещении в метапелитах они содержат в качестве темноцветных минералов биотит или турмалин, а также реликтовый силлиманит (Сосновскпй массив). В амфиболитах и куммингтонитовых сланцах шубутуйской свиты в гранитах развиты амфибол и гранат (Солзаиский массив) наряду с биотитом у контактов с метапелитами. В ортоклаз-силлиманитовой зоне контакты гранитов с гнейсами постепенные, а текстура гнейсовидная. В западной части Солзанского массива, представляющего собой межпластовое тело, наблюдается непосредственный переход гнейсогранитов в порфировидные граниты, имеющие в ставролитовой зоне резкие интрузивные контакты с кордиеритовыми роговиками.

В минеральном составе гранитов широко варьирует соотношение полевых шпатов до явного преобладания калишпата в перемещенных частях массивов. Кроме них в состав гранитов входят либо биотит п турмалин, либо гранат и амфибол. Акцессорные — магнетит, циркон, апатит. Мелкие массивы биотитовых и турмалиновых гранитов представлены пегматоидными разностями.

По-видимому, и мигматизация, и граниты в андалузит-силлиманитовом метаморфическом комплексе Хамар-Дабана имеют анатектическое происхождение. Они образовались путем частичного плавления метаморфических пород в условиях высокотемпературной субфации амфиболитовой фации (650—700 °С) с сегрегацией и небольшим перемещением не полностью гомогенизированного расплава.

Для полиметаморфических комплексов характерно формирование гранитов в нескольких метаморфических циклах. Так, в беломорском комплексе выделяются мигматиты и граниты нервого (доребольского времени), второго (ребольского времени) и третьего (селецкого и свекофенского времени) тектонометаморфическпх циклов.

Третий раннепротерозойский тектонометаморфический цикл на раннем (селецком) этапе приводит к формированию линзовидных мигматитов mn+4 с лейкосомой, отвечающей составу биотитовых лейкократовых плагиогранитов. Контакты их с гнейсами диффузные, структуры гипидиоморфно-зернистые.

Мигматиты, гранитоиды и пегматиты следующего этапа mn+5+6 заполняют трещины. В основном эти трещины выполнены жильными лейкократовыми биотитовымb плагиоклазовыми и микроклин-плагиоклазовыми гранитами, гранат-биотитовыми п кианит-гранат-биотитовыми плагиогранитами. Для гранитоидов mn+5, локализующихся в трещинах скалывания или отрыва со скольжением или в участках незакономерно ориентированной трещиноватости в ядерной или сводовой части субширотных структур, характерны диффузные соотношения с вмещающими породами. Их минеральный состав соответствует набору темноцветных минералов вмещающих пород.

Граннтопды mn+6 отличаются аллохтонным характером залегания и двуполевошпатовым минеральным составом. Крупнозернистые и лейкократовые разновидности гранитов mn+6 с пегматоидной структурой локализованы в трещинах отрыва со смещением, а граниты mn+6 с ортотектитовой и гипидиоморфно-зернистой структурами локализованы в трещинах отрыва без смещений или в трещинах скалывания. Такая же приуроченность установлена В.В. Зарубиным для промышленных слюдоносных пегматитов беломорского комплекса.

Развитие процессов гранитообразования третьего тектонометаморфического цикла приводило к формированию обширных мигматит-гранитовых полей, площадью в несколько десятков квадратных километров. Жильные гранитоиды mn+5+6 развиты, как правило, в краевых частях этих полей или вблизи них, так же как и жилы промышленных слюдоносных пегматитов.

Из всего этого многообразия мигматитов и гранитов, последовательность формирования которых устанавливается с помощью структурного анализа, только последние гранитоиды могут быть реальным источником расплавов для мусковитовых пегматитов. Они близки к ним по возрасту, структурному положению, составу и характеризуются развитием пегматоидных структур.

В зоне сочленения беломорского полиметаморфического комплекса с Кольско-Hорвежской зоной находится Стрельнинское поле редкометалльно-мусковитовых пегматитов, в котором установлен ряд гранитных массивов. Из них наиболее детально изучен Стрельнинский массив с преобладающим распространением неравномерно- и крупнозернистых гранитов массивной и гнейсовидной текстуры. Среда них часто наблюдаются пегматоидные обособления линзовидной, прожилковой, пластинообразной и неправильной форм. Граниты связаны постепенными переходами со среднезернистыми пегматитами п образуют комплекс пегматоидных гранитов. Залегание гранитных тел главным образом согласное с простиранием гнейсов. При этом в северной части массива переход к гнейсам постепенный, а в северо-западной установлено прорывание гранитами биотитовых и амфибол-биотитовых гнейсов беломорского комплекса. Породы жильной фации Стрельнинского массива представлены жилами гранитов, пегматитов и кварца.

Пегматоидными гранитами, кроме Стрельнинского, сложен ряд других массивов, в которых наблюдается послемагматическое замещение гранитов с образованием зон мусковит-кварцевого и кварцевого состава.

Пегматоидные граниты состоят из плагиоклаза (36—59 %), микроклина (1—33 %), кварца (24—53 %), биотита (0—4 %) и мусковита (0—7 %). Акцессорные минералы: магнетит, гематит, сфен, ортит, гранат, апатит, монацит, циркон, ксенотим и др.

Массивы пегматоидных гранитов Стрельнинского поля, как считает В.Р. Ветрин, формировались из магматических расплавов, поднимавшихся из глубинных зон земной коры, однако согласно описанию Стрельнинского массива он мог образоваться из анатектического расплава и имеет, возможно, параавтохтонный характер.

Пегматитоносные метаморфические комплексы Аппалач также являются полициклическими. Поэтому там выделяются древние гранитогнейсы с гранитоидами группы Кроссиор, но есть и одновозрастные с девонским зональным метаморфизмом и пегматитами гранитогнейсовые купола, сходные с мамскими пегматоидными гранитами.

В поясе Блу-Ридж Аппалач гранитоиды района Cпpyc Пайн назывались гранитами, аляскитами, лейкогранодиоритовыми тонкозернистыми пегматитами, гранодиоритами. Дж. Олсон отнес их к мусковитовым гранодиоритам, так как содержания плагиоклаза в них больше, чем калиевого полевого шпата, а мусковита больше, чем биотита или роговой обманки, Д.У. Ранкин в плутоническую группу Cпpyc Панн кроме пегматитов включает двуслюдяные лейкократовые гранодиориты. Средний минеральный состав их таков: олигоклаз (40 %), кварц (25 %), пертитовый микроклин (20 %) и мусковит (15 %). Акцессорные минералы: биотит, гранат, апатит, ортит, эпидот, тулит, пирит, пирротин. По нашей номенклатуре такие породы называют мусковитовыми двуполевошпатовыми гранитами. Размер зерен — от 0,3 до 20 мм, в среднем 12 мм. Иногда крупные кристаллы микроклин-пертита могут быть до 30 см и более в длину. Большая часть породы достаточно грубозерниста, чтобы быть названной мелкозернистым пегматитом.

Мусковитовые граниты внедрялись в слюдяные и амфиболовые гнейсы в виде силлов, даек и тел сложной морфологии. Одни из массивов расположен около рудника Cпpyc Пайн, его площадь составляет более 1 км в ширину и 3 км в длину. Многочисленные ксенолиты гнейсов и сланцев наблюдаются в гранитоидах, особенно около их контактов. В крупных массивах их текстура частично массивна, но в основном они имеют полосчатую текстуру, согласную со сланцеватостью вмещающих гнейсов и сланцев. Этот массив, видимо, представляет собой центральную часть гранитогнейсового купола палеозойского возраста. Второй, еще более крупный, купол находится в районе Мэкон-Джексон.

В поясе Внутреннего и Юго-Восточного Пидмонта граниты позднепалеозойского возраста слагают пластинчатые тела, штоки и продольно-согласные тела площадью от нескольких метров до десятков километров. Вокруг них наблюдаются апофизы, сателлитлые дайки и силлы. Иногда граниты образуют тела сложной формы и отдельные линзы в метаморфических породах. Крупные массивы гранитов расположены в центральной и восточной частях Пидмонта и обычно не сопровождаются большим количеством пегматитовых тел. Более мелкие тела — спллы, линзы, дайки, многие из ниx с раздувами и пережимами,— наблюдаются в метаморфических породах. Часто наблюдаются гибридные породы, состоящие из гнейсов и сланцев с обильными мигматитами lit — par — lit. Они называются инъецированными гнейсами, мигматитами, гибридными пли смешанными гнейсами и гранитизированными гнейсами.

Граниты богаты плагиоклазами и по минеральному составу изменяются от кварцевого монцонита до кварцевого диорита. Oни содержат олигоклаз, калиевый полевой шпат, кварц, биотит, мусковит. Акцессорные минералы: гранат, апатит, магнетит, сфен, циркон, монацит, ильменит, рутил. Вторичные: карбонат, серицит, эпидот, клиноцонзит. Структура их мелко- и среднезернистая, часто порфировая с фенокристами плагиоклаза и калиевого полевого шпата (до 2 см).

Плутон Стоуи-Маунтнн является одним из цепочки массивов, протянувшейся вдоль пояса Внутренний Пидмонт к югу от зоны смятия Бревард. Лейкократовые кварцевые монцониты этого массива сложены олигоклазом (31,1 %), микроклином (30 %), кварцем (30,8 %), мусковитом (8,7 %), биотитом (1,4 %). Среди акцессорных — апатит, циркон, турмалин, эпидот. По составу он является аналогом двуполевошпатовых двуслюдяных гранитов Мамского пояса.

Палеозойские гранитоиды поясов Блу-Ридж и Внутреннего Пидмонта считаются анатектическими. Так, Уитни с соавторами полагают, что гранитоиды Стоун Маунтин сформировались из расплава, источником которого послужили глиноземистые гнейсы серии Литония.

Пегматоидные граниты в Бирюсинском пегматитовом поясе распространены относительно слабо. Здесь они представлены двуполевошпатовыми гранитами магматического происхождения, которые образуют «сетчатую залежь» в амфиболитах и гранит-дистен-двуслюдяных сланцах. Они сложены плагиоклазом, калиевым полевым шпатом, кварцем, биотитом. Иногда в них наблюдаются мусковит и гранат. Акцессорные минералы — апатит, турмалин, циркон. В некоторых участках залежи наблюдаются биотит-мусковитовые граниты с гранатом, являющиеся наиболее поздними дифференциатами пегматоидных гранитов.

В Бихарском поясе Индии детально описаны массивы Западный и Восточный Дхаб, Они имеют резкие контакты с вмещающими слюдяными сланцами, но полосчатую текстуру. Внешние части массивов сложены более меланократовыми порфиробластовыми гранитами с тонкозернистой основной массой. От контактов к центру тел возрастает количество плагиоклаза (до 43,5 %) и снижается — калишпата (с 44,6 до 20,5 %) за счет наложенного калишпатового порфиробластеза у контактов. Количество кварца не меняется (32—38 %). Массив Западный Дхаб — амфиболовый. Восточный Дхаб — мусковитовый.

В Раджастханском поясе, имеющем длительную историю развития, выделяется ряд разновозрастных гранитоидов. Наиболее близки по возрасту к пегматитам последелийские пегматоидные граниты Эринпура, слагающие массивы Раджгарх и Фон Сагар-Ана Caгap. Первый представлен грубозернистыми гранитами, образующими крупное тело с послойными апофизами во вмещающих сланцах и секущими — в кварцитах.

В районе Фон Сагар-Ана Caгap граниты залегают в интенсивно мигматизированных гранат-биотитовых п биотитовых гнейсах и сохраняют гнейсовидность, параллельную сланцеватости вмещающих пород. Граниты сложены плагиоклазом (An3-17), калиевым полевым шпатом, кварцем, биотитом и мусковитом. Среди акцессорных — турмалин, гранат, сфен, апатит, циркон.

В полиметаморфbческом комплексе Урунгве Северного Зимбабве широкая зона гранитогнейсов, совпадающая с ортоклаз-силлиманитовой метаморфической зоной, по периферии окружена узким поясом (10х20 км) выходов мелких массивов мусковитовых гранитов, являющихся наиболее поздними гранитами пояса. Они имеют интрузивные контакты с вмещающими мусковит-силлиманитовыми, ставролит-дистеновыми сланцами и филлитами, содержат их ксенолиты. Массивы сложены олигоклазом, микроклином, кварцем, мусковитом и биотитом и окружены пегматитовыми жилами.

Таким образом, для всех поясов слюдоносных пегматитов характерно наличие лейкократовых двуслюдяных грубозернистых (пегматоидных) гранитов, тесно связанных с наиболее поздним для толщи процессом мигматизации и наиболее близких по возрасту пегматитам. В мусковитовых пегматитовых поясах выделяются плагиоклазовые и двуполевошпатовые пегматоидные граниты, автохтонные и параавтохтонные; в редкометалльно-мусковитовых — только двуполевошпатовые, параавтохтонные или аллохтонные гранитные массивы. Они формировались па последовательных этапах единого процесса ультрамотаморфизма, включающего метаморфическую дифференциацию, метасоматическую гранитизацию и анатексис.