Геология и петрография участка гора Вечерняя (холмы Тала)

УДК 55+552(99-11)
Геология и петрография участка гора Вечерняя
(холмы Тала)
О.В. Мясников
Институт природопользования НАН Беларуси. Минск, ул. Купревича, д. 7
Е-mail: obm@nature.basnet.by
Представлены результаты детального геологического картирования участка горы Вечерняя в районе станции Молодёжная (холмы Тала, запад Земли Эндерби). Выделены четыре типа основных петрографических разновидностей, слагающих обособленные участки
метаморфической толщи: 1) массивные биотит-амфибол-двупироксеновые плагиогнейсы
(мафические гранулиты); 2) гибридные пироксен-амфибол-кварц-полевошпатовые эндербито-чарнокиты, линзовидно-полосчатые; 3) пироксенсодержащие амфибол-плагиоклаз-кварц-полевошпатовые полосчатые чарнокитовые гнейсы; 4) рапакивиподобные биотит-амфибол-плагиоклаз-кварц-полевошпатовые очковые гнейсы. Контакты между породами не интрузивные — результат последовательной переработки.
Типы пород соответствуют доминирующим процессам тектонотермальной активизации.
Развитие территории представлено как линейно-купольная модель структурно-вещественной эволюции земной коры в докембрии.
Введение
В сезон 2008/2009 г. геологу группы белорусских участников 54-й РАЭ была предоставлена
возможность изучения докембрийского кристаллического фундамента в холмах Тала в западной
части Земли Эндерби. В рамках Государственной
целевой программы республики Беларусь «Мониторинг полярных районов Земли и обеспечение деятельности арктических и антарктических
экспедиций на 2007—2010 годы и на период до
2015 года» (ГЦП «Антарктида») проведены комплексные геолого-съемочные, геохимические и
геофизические исследования. Геолого-геофизические работы выполнялись на территории участка горы Вечерняя, расположенного в пределах
67°38,7'÷ 67°41,0' S и 46°02,7' ÷ 46°14,0' E (рис. 1).
Площадь работ находится в пределах антарктического оазиса (холмы Тала). Обнаженность
территории неравномерная. Северная приморская часть постоянно подвержена действию ветров. Южная, высотная часть испытала воздействие ледника и подвержена выветриванию солнечным излучением. Кирпично-красная корка
солнечного выветривания достигает 1—2 см.
Южная и восточная части территории малопригодны для изучения. Север участка представляет
собой почти сплошь обнажённые, расположенные вдоль берега моря и разделенные ледниковыми долинами скалы (Рог, Вечерняя, Рубин),
на юго-востоке расположена серия одиночных
скальных выходов. Западные склоны мыса Рог,
г. Вечерняя и г. Рубин и северный склон высоты 216,0 м крутые и непроходимые. Минимальные абсолютные отметки высот доступной для
изучения открытой поверхности расположены
на уровне моря, максимально высокая отметка
г. Вечерняя 272,0 м.
Для изучения особенностей вещественного
состава и характеристик вариаций гравитационного и магнитного полей были выполнены геологические исследования, магнитометрические
и гравиметрические наблюдения. Всего пройдено 20 маршрутов с описанием 125 точек наблюдения в коренном залегании (рис. 2). Образцы
пород обработаны в химических и физических
лабораториях РУП «Белгеология».
37
38
Рис.1. Обзорная карта района работ.
39
Рис.2. Карта-снимок фактического материала.
История геологической изученности
Геологические исследования докембрийских
пород на участке г. Вечерняя проводились в 1973
году Э. Грю, который участвовал в 18-ой Советской
Антарктической экспедиции. В опубликованных работах (Grew, 1978, 1981) автор отмечает, что среди
хорошо представленных в обнажениях докембрийских пород чётко видны взаимоотношения мигматитовых гнейсов гранулитовой фации, чарнокитоподобных пород и посттектонических пегматитов и
гранитов (рис. 3).
Для образцов кварц-полевошпатовых гнейсов Rb-Sr методом Э. Грю определён возраст пород в диапазоне от 460 ± 250 до 2120 ±155 млн
лет. Восемь образцов чарнокитовых гнейсов дали
изохрону 987±60 млн лет. По семи образцам гранитов установлен возраст 512±155 млн лет. Данные U-Th-Pb по монациту, сфену и алланиту указывают на возраст кристаллизации 500—550 млн
лет для пегматитов. Rb-Sr возрасты 460 и 465 млн
лет были получены по биотитам из гнейсов. Геохронологические данные совместимы со следующей последовательностью событий: 1) формирование слоистых гнейсов, возможно 2000 млн
лет назад; 2) плутонизм и метаморфизм гранулитовой фации 1000 млн лет назад; 3) жилы гранита
и пегматита, метаморфизма амфиболитоаой фации 500—550 млн лет назад; 4) вторичная минерализация, возможно 400—500 млн лет назад.
Результаты работ по ГЦП «Антарктида»
В результате рекогносцировочных работ установлено пространственное положение, характер
и условия залегания геологических тел. На территории участка выделены четыре петрографически
выраженных геоблока, отражающие доминирующие процессы тектонотермальной активизации
Рис. 3. Геологическая карта участка (по Grew, 1978).
40
Рис. 4. Геологическая карта участка г. Вечерняя.
Рис. 5. Выходы гнейсов на мысе Гнездовой (а),
гнейсов и лейкогранитов в западной части оазиса (б).
(рис. 4). Выделенные геологические тела имеют
линейную форму, вытянуты в ЗСЗ—ВЮВ направлении азимуту 290°—300°. Протяженность геологических тел по простиранию, в пределах территории работ, не ограничена, за исключением
дизьюнктивных границ в гнейсах и относительно
малоразмерных тел плагиогнейсов.
Довольно монотонное, практически однородное внутреннее строение, состав, визуально
малоразличимые плавные фациальные вариации
геоблоков характеризуют гомогенность процесса их образования. Иерархия, характер и условия
залегания и прочие межблоковые соотношения
отражают последовательность событий, эволюционный ряд доминирующих процессов тектонотермальной активизации.
Территория насыщена значительным количеством упорядоченных серий и одиночных линейных и извилистых по простиранию гетерогенных жил и прожилков гранитоидов, часто без
видимых приконтактовых изменений (рис. 5).
41
Породы рассечены регматической сетью трещин
отдельностей и дизьюнктивов, организованных
в виде разломных зон, эшелонированных сдвиговых структур и локальных очагов дробления.
Петрография
Биотит-роговообманково-двупироксеновые
плагиогнейсы
Породы залегают в виде линейно вытянутых
останцов и ксенолитов среди толщ чарнокитовой
серии (см. ниже), встречающихся на всей территории исследований. В интервалах мыс Гнездовой — бухта Терпения и бухта Терпения — г. Рубин плагиогнейсы представляют собой крупные
геологические тела мощностью 150—300 м. На
территории спорадически встречаются одиночные угловатые и вытянутые тела плагиогнейсов
мощностью от десятков сантиметров до 1—20 м.
Массивы плагиогнейсов представлены
первичными малоизмененными породами, их
метаморфизованными и метаморфическими
разновидностями. В зависимости от степени переработки гнейсы представлены разностями от
плотных массивных прочных малоизмененных
(рис. 5а, 6а) до слабосвязанных с параллельной
псевдослоистостью (рис. 6б). Локально встречаются пластовые тела лейкократовых (аплиты)
пород мощностью от десятков сантиметров до
десятков метров, почти лишённых тёмноцветных минералов или содержащих рассеянные
зёрна граната (рис. 5б).
Макроскопически плагиогнейсы — тёмные
коричнево-серые или зеленовато-серые, плотные, средне-мелкозернистые породы с нечётко
гнейсовидной, близкой к массивной текстурой.
Сложены они зеленовато-серыми кварц-полевошпатовыми агрегатами и зеленовато-чёрными
кристаллами тёмноцветных минералов призматического облика с маслянистым блеском (размеры зёрен не более 2 мм). Текстура обусловлена
субпараллельной ориентировкой зёрен темноцветов, а также редких участков с обособленными тонкими (1—3 мм) полосами темноцветов и
полевых шпатов. В единичных случаях наблюда-
Рис. 6. Биотит-роговообманково-двупироксеновый плагиогнейс в обнажениях (а, б) и в шлифах (в, г).
42
Иногда на границах калиевого полевого шпата и
плагиоклаза развиты мирмекиты.
Рудный минерал, представленный магнетитом и ильменитом, относительно равномерно
распределен по породе, тяготеет больше к темноцветным минералам. Апатит в породе имеет
аналогичное развитие.
Текстура породы полосчатая, реже массивная. Формируется за счёт субпараллельной ориентации плагиоклазовых зёрен, удлиненных субпараллельных сростков пироксенов и биотита,
отдельных пластин биотита, чаще размерами не
более 2,0х3,0 мм, реже 5,0 мм (по удлинению).
О неоднократности метаморфических преобразований свидетельствуют извилистые контуры зёрен, особенно плагиоклаза, искажённые их
двойники, волнистое погасание и неравномерно
распределенные гнёзда кварца. Форма кристаллов плагиоклаза и самих гнёзд, состояние двойников являются показателями того, что они возникли на месте более крупных таблиц или лейст,
т.е. плагиоклаз подвергся перекристаллизации.
ются светлые полевошпатовые выплавки в виде
прослоев мощностью около 8 мм, субпараллельно ориентированные расположению тёмноцветных кристаллов (рис. 6).
В шлифе достаточно однородная равномернозернистая
биотит-амфибол-плагиоклазовая порода с небольшим количеством кварца (табл. 1). Сформирована она равномерным
чередованием скоплений из нескольких зёрен
плагиоклазов, кристаллов кварца и гнёзд темноцветных минералов, представленных роговой
обманкой, биотитом, актинолитом и рудным
минералом. В отдельных скоплениях темноцветов выделяются ядра с реликтами ромбических
(преобладает) и моноклинных пироксенов, наблюдаются зёрна апатита и эпидота.
Скопления плагиоклаза имеют субизометрическую, реже удлинённую форму (до 2—3 мм),
состоят из нескольких мозаично подогнанных
зёрен с отдельными мелкими включениями
темноцветов внутри; вокруг них темноцветные
скопления образуют подобие неплотной сетки.
Таблица 1
Минеральный состав (об.%) плагиогнейсов
Мыс Рог
74
37—40
9—11
Мыс
Гнездовой
65
42—45
4—5
2—3
66
60—62 2—3
5—6
78
58—60
63
Прочие
(<1)
Мафический
индекс
Биотит
Апатит
Гранат (пиропальмандин)
Мон.
Рудный
ильменитмагнетит
Ромб.
Амфибол
моноклинный
Кварц
№
обр
Пироксены
Калиевый
полевой шпат
Участок
отбора
Плагиоклаз
Минеральный состав (об. %)
30—33
<1 18—20 Циркон(?) 30—33
28—30 Ро 1,5—2
4—5 Ак
<1 12—15 Эпидот
30—33
18—20 4—5
1
5—6
<1
25
1
9—10
29—30
<1
<1 1,5—2
Сульфиды 40
Карбонат
53—55
7—8
12—13 4—5
14—15
4—5
<1 1
Эпидот
121-1 48—50 5—6
4—5
11—12 11—12 22—23
1,5—2
1
42
60—62
1—2
14—15 9—10 1—2
1—1,5
<1 9—10
27
Мыс
82
53—55
Доступный
83-1 55—57
2—3
5—6
<1 14—15
30
5—6
10—11 6—7
<1 15—16 Апатит
Эпидот
25
Гора
Вечерняя
Гора
Рубин
125
38—40 23—25 12—15 15—16
48
57—60
2—3
8—10
23—25
2—3
2—3
3—4
20—22 < 1
2—3
<1
40
Эпидот
45
Хлорит
Сульфиды
<1 2—3
Хлорит
20
Карбонат
1
Карбонат 35
4—5
Ро — роговая обманка, Ак — актинолит.
43
Рис.7. Железо-титановая (1)
и гранатовая (2) скарноидная минерализация.
Состав, текстура, структура породы говорят о её формировании в гранулитовой фации
регионального метаморфизма по интрузивной
породе, вероятно, диоритового или габбро-диоритового состава с незначительным изменением
в регрессивной амфиболитовой фации.
Практически по всей толще плагиогнейсов
развита наложенная минерализация, на отдельных высокообогащенных минерализованных
участках встречаются мономинеральные проявления (рис. 7). Минерализация представлена гранатом (пироп), титаномагнетитом и магнетитом.
Гранат присутствует в виде прослоев зернистых
агрегатов до 30—50 см или отдельных сравнительно крупных порфиробластов. Рудные образуют
пластовые тела, будинообразные мономинеральные скоплениями в виде монокристаллов, сплошных масс и зернистых агрегатов. В районе г. Вечерняя отмечены одиночные участки с налётом
гидроокислов меди, а в районе мыса Гнездовой и
у северного подножья г. Рубин отмечается сульфидизация: встречены гнёзда пирита до 2—3 см в
поперечнике. Гетерогенные породы зоны в механическом отношении менее устойчивы, чем вмещающие породы, и в рельефе выражены долинообразными понижениями и седловинами.
Чарнокитовая серия
Практически вся территория участка сложена тремя толщами пород, сформированных,
вероятно, в условиях гранулитовой фации регионального метаморфизма, часто измененных в
44
регрессивной амфиболитовой фации. Породы
объединены в чарнокитовую серию.
Эндербито-чарнокиты. Эти породы встречены в центре и на востоке территории, где образуют линзовидные тела мощностью 100—200 м
на южном и 50—100 м на северном контактах с
плагиогнейсами и протяженностью около одного
километра. Переход от плагиогнейсов к эндербито-чарнокитам (гибридным чарнокитоидам) конкордантный, контакт чёткий, «магматический»,
но не прорывающий; он является результатом
непосредственного плавления гнейса вследствие
трансформирования высоких энергий в тектонотермальную форму. В области сочленения
плагиогнейсы преобразованы до гибридных эндербито-чарнокитов, пород с чарнокитоидной
мелкокристаллической палеосомой, эндербитоидной гнейсоватой текстурой и овоидными фемическими выделениями (рис 8). Минеральный
состав пород приведён в табл. 2.
Поскольку эндербито-чарнокиты занимают
согласное положение между плагиогнейсами и
полосчатыми чарнокитовыми гнейсами как продукт последовательного ряда метасоматической
трансформации протолита, то по их положению
логично предположить, что они являются самыми древними из пород чарнокитовой серии.
Пироксенсодержащие амфибол-плагиоклазкварц-полевошпатовые полосчатые чарнокито�
вые гнейсы. Макроскопически эти породы представлены оливково-коричневато-серой среднемелкозернистой породой с нечётко выраженной
гнейсовидной (линзовидно-полосчатой, близкой
Таблица 2
Минеральный состав (об.%) эндербито-чарнокитов
Биотит
1—2
5—6
1—2
<1
Сульфиды—
ед. зерн.
10—15
5—6
3—4
<1
<1
Эпидот << 1
Хлорит << 1
10
20—22
5—6
1
3—4 Карбонат < 1
Эпидот << 1
25—30
16—18
3—4
<1
5—6 Эпидот << 1
20
1—2 25—26
6—7
Ромб. Мон.
2—3 5—6
101 14—15 52—54 22—23
Мыс Обь
98
37—40 8—10 16—18
3—4
120 38—40 8—10 23—25
120-1 48—50
8—9
Мафический
индекс
Апатит
38—40 25—27 25—27
Рудный
ильменитмагнетит
Гранат�����
(пи����
роп-альмандин)
83
Амфибол
моноклинный
Мыс
Доступный
Кварц
№
обр
Пироксены
Калиевый
полевой
шпат
Участок
отбора
Плагиоклаз
Минеральный состав (об. %)
Гора Рубин
116 48—50 8—10 18—20 12—13 3—4
Восток
67
33—35 8—10 32—35
20
37—39 16—18 15—17 9—10 7—8
21
17—20 40—43 23—25
5—6 3—4
5—6 4—5
к массивной) текстурой. Порода сложена зеленовато-светло-серым кварц-полевошпатовым материалом и, в меньшей мере, зеленовато-чёрными
темноцветами в примерно равных соотношениях и с включениями невыдержанных по мощности (от 1 мм до 5—7 мм) полос тёмно-серого
среднезернистого кварца. Присутствуют единичные овальные выделения кварца размером
до 10 мм. Текстура формируется за счёт нечётко
выраженных субпараллельно удлинённых агрегатов, иногда тёмноцветные минералы образуют
узкие линзы. В поперечном сколе текстура ближе
к массивной (рис. 8).
Под микроскопом видна преимущественно
мелкозернистая порода ориентированной текстуры с отдельными средними зёрнами (до 3,2 мм)
и единичными неравномерно расположенными порфиробластами плагиоклаз-антипертита
с признаками огнейсования, выраженными в
ориентации зёрен плагиоклаза и кварца, с довольно крупными линзовидными включениями
кварца. Зёрна кварца не отличаются крупными
Прочие
1,5—2 7—8 Карбонат <<1
Хлорит <<1
<1
5—6
<1
2—3
6—7
<1
6—7
2—3
<1
4—5
2—3
<1
1,5—2 2—3
30
<1
Эпидот << 1
20—22
<1
Карбонат <<1 15—18
Гидроокислы 22—25
железа —
1—2
<1
18—20
Эпидот < 1
Монацит,
Гидроокислы
железа < 1
размерами и равномерно распределены в породе, иногда они образуют мелкие прослои тонких
полигональных зёрен, мелкие неправильные его
зёрна густо вкраплены в некоторые кристаллы
амфибола (ситовидная структура), редко округлые зёрна в полевом шпате.
Среди полевых шпатов преобладает плагиоклаз. Нередко плагиоклаз формирует удлинённые в одном направлении нечёткие гнёзда с наличием включений округлых зёрен кварца, что
свидетельствует о возникновении их в результате
катаклазирования породы. На границе калиевого полевого шпата и плагиоклаза развиваются
мирмекитовые агрегаты. Характерна сильная
трещиноватость зёрен с извилистыми и зубчатыми границами, распределение кристаллов
плагиоклаза и калиевого полевого шпата в виде
агрегата, состоящего из нескольких зёрен, что
свидетельствует о распаде более крупных зёрен
на агрегат мелких, т.е. о бластезе.
Темноцветные минералы представлены ромбическим и моноклинным пироксеном в виде
45
Рис. 8. Эндербито-чарнокиты порфировидные в обнажениях (а, б)
и в шлифах (в, г).
отдельных кристаллов или небольших сростков,
образованных из обеих разновидностей, роговой
обманкой в виде сильно удлиненных кристаллов,
биотитом, развитым по ромбическому пироксену и в контакте рудных зёрен. В породе наблюдаются равномерные вкрапления кристаллов граната, рудных минералов, реже встречаются зёрна
апатита, эпидота. Пироксены и роговая обманка,
которым свойственны скелетные формы зёрен,
формировались в уже раздробленной породе.
Крупный кварц также вероятно привнесен при
метаморфизме, поскольку содержит внутри себя
фрагменты породы.
Текстура подчеркивается директивной ориентацией некоторых зёрен полевых шпатов,
кварца и сильно удлиненных зёрен темноцветных
минералов, в первую очередь, роговой обманки,
кристаллы которой не разрушены, а формировались, вероятно, по уже огнейсованной породе,
так же как и нечастые пластины сопутствующего
ей биотита, и овальных зёрен рудных минералов.
46
Наличие граната и гиперстена свидетельствует, что породы сформировались в условиях
гранулитовой фации по субстрату гранодиоритового состава и были изменены в амфиболитовой фации до биотит-роговообманкового гнейса. Поскольку порода была метаморфизована с
привносом вещества и перекристаллизацией,
её можно назвать эндербито-чарнокитом гранодиоритового состава, метаморфизованном на
регрессивной стадии в амфиболитовой фации,
когда по пироксену развивалась роговая обманка, биотит и, вероятно, часть рудных минералов.
Гнёзда карбоната сформированы, вероятно, при
замещении пироксена.
Чарнокитовые гнейсы. Чарнокитовая гнейсовая толща занимает доминирующее положение в
строении участка. Она сочленяется с предположительно более древними плагиогнейсами и эндербито-чарнокитами. Характер контакта несогласный: плагиогнейсы в приконтактовой зоне
облекаются чарнокитовыми гнейсами лейко-
Рис. 9. Контакт плагиогнейсов с чарнокитовыми
гнейсами (район мыса Гнездовой).
кратового состава (рис. 9). Переход от эндербито-чарнокитов к чарнокитовым гнейсам конкордантный, контакт чёткий, «магматический», но
не интрузивный. Это — результат чарнокитизизации вследствие вещественно-энергетической
эволюции тектонотермальных процессов.
В целом чарнокитовая толща имеет монотонное строение, однако состав пород для западного и восточного участков несколько различен.
Так, в западной части развиты в основном более
кислые разности. Породы серого или тёмно-серого цвета с зеленовато-оливковым оттенком
обычно имеют среднекристаллическую структуру и гейсовато-полосчатую текстуру, а в целом —
полосчатый облик. В восточной же части участка развиты породы среднего состава. Породы
плотные, серого или тёмно-серого цвета с дымчато-синеватым оттенком, обычно имеют средне-мелкокристаллическую структуру и гейсовато-полосчатую текстуру, внешне монолитный,
массивный облик. Полосчатость, подчёркнутая
маломощными полосами тёмноцветных минералов, представленных пироксенами, биотитом и
магнетитом, имеет плоско-линейное строение.
Макроскопически — светлая зеленоватооливковая или желтовато-коричневая, разнозернистая порода нечётко линзовидно-полосчатой,
массивной или пятнистой (в поперечном срезе
породы) текстуры (рис. 10). Порода содержит
линзовидные выделения тёмно-серого кварца (размеры линз от 2 до 8—10 мм, при длине
от 2—3 см до 10 см и более) и гнезда до 10 мм,
иногда прослои мощностью 1—5 мм, светлые зеленовато-серые кварц-полевошпатовые полосы
шириной 2—10 мм. Линейность выполнена узкими, иногда прерывающимися прямыми или
изогнутыми полосами (2—3 мм) темноцветов,
представленными зеленовато-чёрным минералом призматического облика. Содержание темноцветов составляет 10—15%.
Текстура сформирована чередованием лейкократовых и меланократовых линейных прослоек шириной от долей мм до 8—10 мм. Линейность
формируется путем частичного обособления в
общей массе породы и ориентированной однонаправленной локализацией узких (2—5 мм) субпараллельных полос темноцветов призматического
облика. В ткани породы заметны отдельные, более крупные (до 7 мм), зёрна кварца.
В шлифе — неравномернозернистая мелкосреднезернистая с элементами порфиробластовой структуры (благодаря наличию крупных выделений кварца до 4 мм и плагиоклаза) амфиболплагиоклаз-кварц-калишпатовая порода (табл. 3).
Сложена мелкими, средними и достаточно крупными зёрнами полевых шпатов, кварца, и небольшим количеством темноцветов, представленных
пироксенами (ортопироксен существенно замещён биотитом), роговой обманкой, биотитом с
нечастыми тонкими зернами апатита, рудного
минерала, очень редкими — эпидота, биотита,
очень редко — кристаллами граната. По трещинкам в зернах породы слабо развиты буроватожелтые гидроокислы железа.
Наиболее крупные размеры свойственны
кварцу (до 3,7 мм), его неправильные зёрна распределены неравномерно, и иногда образующем
порфиробласты удлиненной формы. Кристаллы
калиевого полевого шпата преимущественно
субизометричной формы, реже выделяются отдельные зёрна плагиоклаза размерами от 2,5 мм
и меньше. Отмечаются отдельные рудные агрегаты размерами от 1,8 мм, сростки пироксенов,
рудных и биотита (до 1,5 мм), единичные зёрна
эпидота и монацита.
Для породы характерны сглаженные, слабоизвилистые контуры зёрен, округлые включения
кварца в полевом шпате, развитие мирмекитовых
агрегатов. Между этими беспорядочно расположенными зёрнами расположен мелкозернистый
кварц-калишпат-плагиоклазовый агрегат, цепочки и отдельные зёрна пироксена, пластинки
биотита, рудные минералы, тонкие включения
апатита, единичные гнезда карбоната, эпидота.
Хорошо заметна передислокация зёрен плагиоклаза. Агрегаты мелких зёрен плагиоклазов
возникли на месте крупного зерна в результате
бластеза. У крупных кристаллов переориентированы двойники, края плагиоклазов имеют
«обтёртый» вид.
47
Рис. 10. Чарнокитовый гнейс на контакте с плагиогнейсами (а) и эндербито-чарнокитами (б);
общий вид чарнокитов в обнажениях (в, г) и в шлифах (д, е).
Темноцветные минералы вкраплены достаточно хаотично. Неплотные темноцветные скопления представлены ромбическим пироксеном,
изредка моноклинным, которые замещаются роговой обманкой, тонко-крипточешуйчатым биотитом. Из темноцветов только роговая обманка
отличается относительно крупными кристаллами с неровными гранями, приспосабливающимися к контурам зёрен мафических минералов.
Мелкая по размеру роговая обманка и остальные
48
разновидности темноцветных минералов расположены в интерстициях крупных зёрен. По
роговой обманке иногда развит биотит, прослеживаются все этапы замещения его биотитом.
Гипидиоморфные, а также неправильные формы
кристаллов нередко наблюдаются у роговой обманки, орто- и клинопироксена.
Более половины кристаллов пироксена
сильно изменены: наблюдаются полуразрушенные зёрна неправильно-удлиненной формы с
49
Восток
17—20
18
22
33—35
8—9
13—15
44
24
25—27
15—17
30
116-1
Гора Рубин
20—22
101-1
20—22
23—25
87
50—53
81
85
15—17
30—32
104
58
10—12
20—22
56
32—34
79
17—19
79-1
52—55
26—28
1
34
15—18
2
121
18—20
43—45
7
32—35
15—17
62—65
63—65
32—34
33—35
45—47
60—63
53—55
20—23
24—26
45—47
66—68
34—36
8—10
43—45
52—55
20—22
50—53
52—54
14—16
23—25
36—38
11-2
17-2
<1
4—5
2—3
4—5
Ромб.
<<1
1—2
1
5—6
35—37 1,5—2
25—27
15—17
12—14
38—40
30—32
15—17
9—10
9—10
15—17
26—28
28—30
18—20
30—32
3—4
2—3
4—5
5—6
<1
3—4
Мон.
Пироксены
16—18 13—15
33—35
18—20
28—30
20—23
20—22
20—22
13—15
№ обр. Плагио- Калиевый
полевой Кварц
клаз
шпат
73
18—20
52—55 18—20
Мыс Обь
Мыс
Доступный
Бухта
Терпения
Гора
Вечерняя
Мыс
Гнездовой
Мыс Рог
Участок
отбора
7—8
12—14
3—4
7—8
6—7
1
13—14
5—6
5—7
7—8
4—5
1,5—2
6—7
6—7
2—3
15—17
5—7
3—4
3—4
8—9
1—1,5
3—4
<< 1
3—4
1,5—2
1,5—2
<1
1
2—3
7—8
4—5
3—4
1—1,5
2—3
6—7
1—1,5
4—5
3—4
1
4—5
1,5—2
3—4
<< 1
<<1
<1
1—1,5
1—2
ед.з
<1
<1
<1
<1
< <1
<1
1—1,5
1—2
<1
<<1
2—3
3—4
<1
1
2—3
1,5—2
1—2
<1
6—7
1
2—3
3—4
<1
3—4
<1
3—4
2—3
<1
<1
<1
Е.з
<1
<1
<1
<1
<1
1—1,5 1,5—2
3—4
Минеральный состав (об. %)
Амфибол Рудный
Гранат
моно(пироп-аль- Апатит Биотит
минерал
клинный
мандин)
9—10
3—4
<1
<1
Минеральный состав (об.%) чарнокито-гнейсов
Эпидот – ед. з., монацит (?) — ед. з.,
Сульфиды <1
Гидроокислы железа <1
Гидроокислы железа<1
Эпидот – ед. з., монацит (?) — ед. з
Эпидот – ед. з., монацит (?) — ед. з
Эпидот <<1, карбонат <<1
Эпидот <<1
Эпидот <<1, карбонат <1
Эпидот <<1
Эпидот <<1, карбонат <1
Эпидот <<1, реликты ортопироксена (?)
<< 1
Монацит <<1
Эпидот – ед. з., монацит (?) — ед., хлорит
<< 1
Эпидот <<1
Эпидот – ед. з., монацит (?) — ед. з.,
гидро(окислы) железа < 1., реликты по
ортопироксену (?) < 1
Эпидот – ед. з, монацит (?) — ед. з.,
гидро(окислы) железа < 1
Эпидот – ед. з
Эпидот <<1, монацит (?) – един. зерно,
гидро(окислы) железа – 1—1,5
Эпидот << 1
Хлорит <<1, мусковит, эпидот.
Гидро(окислы) железа, реликт по пироксену (?) с карбонатом – един.гнездо
Сульфиды << 1, эпидот < 1, каполит << 1
Прочие
10
15
3—4
10—12
8
5
15
7—8
8—10
15
10—12
8—10
2—3
10
30
3
10
20
5
10
10
15
Мафический
индекс
15
Таблица 3
типичной для ортопироксена системой косопо- ные в виде агрегатов, прожилков и отдельных
перечных трещин, полностью замещённые тон- гнёзд размером 2—5 см встречены к югу от выким агрегатом биотита, иногда с краёв — роговой соты Рубин.
Рапакивиподобные очковые гнейсы. Господобманкой; характерны землистые массы гидроокислов железа (возможно в смеси с лейкоксе- ствующие высоты в пределах изученного участка
ном), а также густо-красные полупрозрачные сложены, в значительной степени, разностями пожелезистые выделения (вероятно, гётита), гнезда род со струящейся гнейсоватостью и чётковидной
карбоната, иногда образующего псевдоморфозы порфировидной рапакивиподобной структурой
по мелким его зёрнам. Отмечается повышенное (рис. 11). С юга и севера имеет контакты только с
содержание апатита и рудного минерала, кото- чарнокитовыми гнейсами, переход к которым норые, вероятно, сингенетичны и приурочены, как сит фациальный характер (рис. 12 а) в результате
правило, к скоплениям пироксена, реже роговой развития чарнокитизизации с переходом к граниобманки. Темноцветные минералы чаще встре- тизации вследствие вещественно-энергетической
чаются в виде небольших (до 3,0 мм) сростков эволюции тектонотермальных процессов.
В обнажениях от чарнокитовых гнейсов
или одиночных зёрен.
Рудный минерал представлен преимущес- они отличаются специфической полосчатостью,
твенно неправильными формами и агрегатами, которой присуща струйчатая текстура в плане
приуроченный к амфиболу и биотиту. К темно- и чётковидная «очковая» на поперечном срезе
цветам тяготеют зёрна эпидота и апатита, пос- (рис. 12 б, г). Объёмно-линейные структуры халедний входит в их кристаллы.
рактерны для «струйчатых» мигматитов, метасоДля породы характерна разгнейсованность, матитов и друзитов, образующихся в процессе
выраженная в дифференциации лейкократовых неоднородного субгоризонтального объёмного
и меланократовых минералов на нечёткие про- хрупкопластического течения в условиях флюслойки: субпараллельной направленности круп- идно-термального потока.
ных зерен полевых шпатов, кварца, амфибола,
Очковый гнейс — коричневато-серая разпластинок биотита, рудных зёрен. Отдельные нозернистая порода, сложенная перемежающикороткие полосы-цепочки сложены калишпат- мися полосами коричневого цвета кварц-попертитом с мелкими кристаллами плагиоклаза левошпатового состава, зеленовато-чёрными
(в значительной степени превращенного в мир- призматического облика темноцветными минемекитовые агрегаты) и тонкими зёрнами кварца. ралами и тёмно-серыми кварцевыми прослойГраницы породообразующих минералов неров- ками. На свежем сколе порода нечётко-полосные, извилистые, крупные кристаллы полевых чатая, на выветрелом — гнейсовато-полосчатая
шпатов пронизаны тонкими зёрнами кварца, струйчатой текстуры.
крупные кристаллы кварца раздроблены и харакВ шлифе — средне-крупнозернистая поротеризуются мозаичным погасанием, двойники да, сложенная калиевым полевым шпатом (микплагиоклаза иногда искажены. Некоторая часть роклином), плагиоклазом (олигоклазом) и кваркварца, вероятно, была привнесена позднее пер- цем (табл. 4). Темноцветы, представленные невичного формирования породы, на что указывают формы
его размещения в зёрнах (пересечение двойников и т.д.).
Полосчатость породы подчеркивается ориентированностью темноцветных минералов
и, частично, светлых кристаллов. Темноцветные минералы
образуют изогнутые прерывистые цепочки, огибают крупные
зёрна кварца и полевых шпатов
или образуют субпараллельную
направленность.
Магнетит и в единичных
Рис. 11. Очковые гнейсы рапакивиподобные рассекаются гранитной
случаях гранат, локализованжилой.
50
Рис. 12. Рапакивиподобные очковые гнейсы на контакте с чарнокитовыми гнейсами (а), структура породы в
плане (б) и на срезе (в, г); микрофотографии шлифов (д, е).
большим количеством зёрен рудного минерала
и роговой обманки, иногда биотита, разбросаны
хаотично. Для породы также характерны тонкие
округлые зёрна кварца, «внедрённые» в полевой
шпат, мирмекиты на стыке плагиоклазовых и калишпатовых зёрен; некоторые зёрна плагиоклаза целиком превращены в мирмекит.
Для породы типично неравномернозернистое
строение, извилисто-сглаженные формы зёрен,
нечётко ориентированная текстура, которая формируется за счет «укладки» зёрен породы, дифференцированных по крупности: наблюдаются прослои, сложенные из нескольких особенно крупных зёрен (порфиробластов) кварца и полевого
шпата. Прослеживается стремление удлинённых
зёрен ориентироваться субпараллельно.
Крупные зёрна слагающих породу минералов имеют преимущественно неправильные фор51
Минеральный состав (об.%) рапакивиподобных очковых гнейсов
Таблица 4
Мыс Гнездовой
31 30—32 43—45 24—26
Мыс
Доступный
109 11—12
Гора Рубин
71 15—17 48—50 20—22
Восток
69 36—38
2—3
4—5
38—40 3—4
Петрофизические характеристики
главных типов пород
Плотность, магнитные, электрические и другие физические свойства горной породы определяются, в основном, атомным строением химических элементов, из которых состоят минералы,
и зависят от геологических факторов, отражающих термодинамические условия образования
Гранат
(пироп�����
-����
альмандин)
2—3
Прочие
(<1 или единичные
зёрна)
<1
<1
Эпидот, монацит(?),
гидроокислы железа
Мусковит
82—85
мы. В мелких зёрнах наибольший идиоморфизм
проявляет плагиоклаз, формируя таблитчатые
зёрна, близкими к таблицам бывают и кристаллы микроклина. Кварц наиболее ксеноморфен
и выполняет интерстиции, формируя зёрна причудливой формы. Для породы характерно наличие кварцевых каёмок вокруг плагиоклазовых
зёрен в микроклине или на их стыках — доведённые до почти полного окварцевания мирмекитовые агрегаты, иногда в них присутствуют участки
кислого плагиоклаза, при большом увеличении
выявляются реликты типичной мирмекитовой
микроструктуры. Ширина каёмок от сотых долей мм до 0,1—0,2 мм. Из признаков катаклаза
можно отметить узкие (в одно зерно) эпизодические зонки мелких полевых шпатов на стыках
крупных зёрен и слабую трещиноватость зёрен
породы. Породу можно отнести к изменённым
в регрессивной амфиболитовой фации метаморфизма чарнокитовым гнейсам (чарнокитоидам,
«струйчатым» мигматит-гранитам нормального
ряда), переходным от наименее гранитизированных разностей к мигматит-гранитам.
52
2—3
Биотит
16—18 48—50 25—27
Апатит
4
Рудный
минерал
Мыс Рог
Ромб. Мон.
Амфибол
моноклинный
Кварц
№
обр
Пироксены
Калиевый
полевой
шпат
Участок
отбора
Плагиоклаз
Минеральный состав (об. %)
<1
<< 1
<< 1
Монацит(?), хлорит,
карбонат
7—8
2—3
<1
2—3
Циркон
5—6
3—4
1,5—2 4—5
магматических пород и степень их метаморфизованности.
Объектом петрофизических исследований
являются выделенные петрографические типы
пород, генезис которых соответствует доминирующим процессам тектонотермальной активизации древней земной коры. Образцы главных
типов пород отобраны по профилям, ориентированным вдоль простирания геологических тел.
Приведённые в таблицах 5 и 6 значения петрофизических свойств горных пород объединены по
участкам (массивам): мыс Рог; мыс Гнездовой и
гора Вечерняя; бухта Терпения и мыс Доступный;
мыс Обь; гора Рубин и восточная часть оазиса.
Измерения петрофизических параметров пород
выполнены в лабораториях РУП «Белгеология».
В основу петрофизической интерпретации
положены значения трёх физических параметров — потенциальной минеральной энергии,
плотности и намагниченности горных пород. По
петрофизическим характеристикам, корреляционным зависимостям и соотношениям между
этими параметрами можно судить о различиях
и сходстве выделенных групп горных пород. Для
сравнительной количественной и качественной
петрофизической оценки геологических объектов были определены среднеарифметические
значения физических параметров (петрофизические «кларки»). Значения петрофизических
«кларков» района исследований в целом составляют: потенциальной минеральной энергии
Uп = 40000 кДж/моль, плотности σ = 2,8 г/см3,
остаточной намагниченности In = 88·10-6СГС.
Потенциальная минеральная энергия (кДж/моль) пород района г. Вечерняя
Участок отбора
Мыс Рог
Плагионейсы
№ обр.
74
Среднее по массиву
Мыс Гнездовой
Гора Вечерняя
Uп
67891
Эндербито-чарнокиты
№ обр.
Uп
Uп
47675
11-2
43423
17-2
39879
2
41886
1
46429
65
68549
66
36233
34
53376
78
65658
121
35888
63
48400
79
34874
121-1
59538
79-1
38356
42
41067
49931
83-1
42303
125
Среднее по массиву
Uп
7
38059
4
36856
37458
40624
56
39658
104
38238
81
32648
58
45878
83
38533
85
46531
101
41123
101-1
45728
35970
35970
109
18004
35146
42460
Мыс Обь
39828
98
52667
120
48756
120-1
60657
Среднее по массиву
41447
87
54027
48
№ обр.
31
53241
82
Рапакивиподобные
очковые гнейсы
43858
Бухта Терпения
Гора Рубин
№ обр.
73
67891
Среднее по массиву
Мыс Доступный
Чарнокито-гнейсы
Таблица 5
39314
116
Восточная часть
района
67
34348
32658
20
34996
21
35752
18004
50630
50630
30
34012
116-1
37346
44
45437
22
41492
24
45658
18
38711
71
42881
69
34990
Среднее по массиву
39314
34439
40443
38936
Среднее по району
50366
42165
41989
34460
Примечание: в качестве «средних» приведены среднеарифметические значения.
53
Таблица 6
Физические свойства горных пород района г. Вечерняя
Участок
отбора
Мыс Рог
Плагионейсы
№
обр.
σ
г/см3
74
2,92
Эндербито-чарнокиты
In
10-6СГС
1
№
обр.
σ
г/см3
In
10-6СГС
Чарнокито-гнейсы
№
обр.
σ
г/см3
In
10-6СГС
73
2,57
190
11-2
2,81
300
17-2
2,73
230
2
2,66
60
1
2,76
170
2,7
190
Среднее по массиву
2,92
1
Мыс
Гнездовой
65
2,93
180
66
2,96
230
34
2,71
380
78
2,97
17
121
2,65
215
63
2,97
90
79
2,78
380
121-1
2,90
110
79-1
2,66
170
42
2,93
23
2,94
108
2,7
286
56
2,64
160
104
2,65
150
81
2,85
1060*
58
2,68
60
Гора
Вечерняя
Среднее по массиву
82
2,91
16
83-1
2,92
45
125
Среднее по массиву
2,90
90
2,91
50
Мыс Обь
83
2,87
840
85
2,77
500
101
2,65
210
101-1
2,78
520
2,76
525
2,73
408
98
2,84
370
2,66
330
120
2,83
80
120-1
3,15
880
2,94
443,3
Среднее по массиву
Гора Рубин
48
3,00
160
116
Восточная
часть
района
№
обр.
67
2,81
2,80
770
600
20
2,86
400
21
2,81
470
87
2,66
330
30
2,67
440
116-1
2,64
50
44
2,66
140
22
2,73
240
24
2,79
3260*
18
2,75
180
In
σ
г/см3 10-6СГС
7
2,76
370
4
2,77
260
2,77
315
2,84
540
2,84
540
2,64
53
2,64
53
71
2,66
100
69
2,78
230
31
Бухта
Терпения
Мыс
Доступный
Рапакивиподобные
очковые гнейсы
109
Среднее по массиву
3,00
160
2,82
560
2,71
210
2,72
165
Средние значения
по территории
2,94
88
2,85
513
2,71
243
2,74
259
Примечания: в качестве «средних» приведены среднеарифметические значения; * — экстремальные значения, не включенные в вычисления среднеарифметического.
54
Величины потенциальной минеральной
энергии для пород получены на основе геоэнергетической теории кристаллической ионной
решетки по А. Е. Ферсману, с использованием
наиболее простого метода расчёта энергии путём
суммирования энергий минералов пропорционально их количественному составу в породе:
Uп= ΣUмин (кДж/моль).
При расчётах энергии пород использована
кристаллографическая и кристаллохимическая
базы данных потенциальной энергии решетки
минералов и их структурных аналогов Института экспериментальной минералогии РАН (http://
database.iem.ac.ru/mincryst/rus/s_lattice.php). Модифицированный метод оценок потенциальной
энергии пород носит нестрогий упрощённый характер, но, тем не менее, он удобен при массовых
вычислениях и применим к соединениям любой
сложности и состава.
Для плагиогнейсов на исследуемой территории получены наиболее высокие значения потенциальной минеральной энергии. В среднем значение энергии этих пород Uп= 50 366 кДж/моль, что
выше «кларкового» (табл. 5; рис. 13). По профилю
массивов, в направлении с запада на восток, от
мыса Рог к горе Рубин наблюдается спад значений
энергий. Плагиогнейсы также характеризуются
максимальными для района экстремальными и
средними значениями плотности σ = 2,94 г/см3,
причем отмечен рост значений плотности пород
вдоль профиля от мыса Рог к г. Рубин. Минеральный состав плагиогнейсов отличается от других
пород, что существенно влияет на плотность пород. Средние и экстремальные значения остаточной намагниченности для плагиогнейсов самые
низкие из главных видов пород изучаемой территории. Средняя намагниченность пород ниже
«кларковой» и составляет 88·10-6 СГС, по массивам значения варьируют в пределах от 1·10-6 до
230·10-6 СГС. Остаточная намагниченность горных
пород обусловлена содержанием ферромагнитных
минералов. Плагиогнейсы относятся к немагнитному типу, практически не содержат ферромагнетиков, а их In определяется главным образом парамагнитными темноцветными минералами. Вариационные кривые In и σ параллельны друг другу, что
характеризует их как единый «петротип».
Физические свойства эндербито-чарнокитов,
которые обнажаются только в центральной и восточной частях территории, не столь показательны,
как у остальных типов пород. Среднее значение
потенциальной минеральной энергии для них составляет 42 165 кДж/моль, что немного выше сред-
него по территории и гораздо ниже, чем у плагиогнейсов (табл. 6; рис. 13). Значительное отклонение
среднего значения потенциальной минеральной
энергии эндербито-чарнокитов от плагиогнейсов
указывает на локальность процессов разуплотнения ранней стадии чарнокитизации. Сохраняется
тенденция снижения значений Uп по профилю
массивов в направлении с запада на восток. Средние значения плотности для эндербито-чарнокитов относительно более низкие и составляют
2,85 г/см3, причем сохраняется установленная для
плагиогнейсов тенденция нарастания значений
σ в восточном направлении от мыса Доступный
(2,76 г/см3) к восточной части района (2,82 г/см3).
Остаточная намагниченность эндербито-чарнокитов почти в два раза выше «кларкового», среднее значение составляет 513·10-6СГС, варьируют в
пределах от 80·10-6СГС до 840·10-6СГС. Прослеживается установленная ранее тенденция нарастания
значений в восточном направлении.
Изменение и вариации намагниченности эндербито-чарнокитов объясняются спорадической
рассеянностью мелких зёрен ферромагнитных минералов в общей диа-парамагнитной массе, составляющей основной объём породы. Изменение абсолютных значений и относительного положения
кривых плотности и остаточной намагниченности,
частичная преемственность общего направления
изменения петрофизических параметров эндербито-чарнокитов отражают сохранение свойств материнской породы. Нелинейная изменчивость петрофизических параметров, присущая переходным
процессам, характерна для чарнокитизации.
Для чарнокито-гнейсовв энергетические параметры ниже, чем у вышеописанных пород, но
несколько выше среднего. Характер кривой Uп в
интервале совпадения массивов идентичен предыдущим породам, на мысе Обь отмечается небольшой положительный пик Uп. По среднему значению потенциальной минеральной энергии, равной 41 989 кДж/моль, чарнокито-гнейсы близки к
эндербито-чарнокитам, в направлении с запада на
восток сохраняется установленная ранее тенденция снижения значений энергии. Кривая вариаций
плотности чарнокито-гнейсов переместилась ниже
оси средних значений. Варьирование значений σ
по участкам незначительное, при этом сохраняется
тенденция роста значений в восточном направлении от мыса Рог к восточной части района. Среднее
значение остаточной намагниченности чарнокитов
составляет 243(418)·10-6 СГС, что практически совпадает с «кларковым». Диапазон вариаций In чарнокито-гнейсов по массивам колеблется в пределах от
55
Рис. 13. Вариации физических параметров по простиранию (с северо-запада на юго-восток)
основных петрографических типов горных пород района г. Вечерняя.
Uп — потенциальная минеральная энергия; σ — плотность; In — остаточная намагниченность.
56
50—60·10-6 СГС (мыс Доступный, Рубин) до 1060—
3260·10-6СГС (бух. Терпения, Ю-Восток). Тенденция нарастания значений в восточном направлении
еще прослеживается (табл. 6; рис. 13).
Характерным для чарнокитов является то,
что кривая вариаций плотности располагается
относительно ниже кривой остаточной намагниченности, таким образом, относительно плагиогнейсов происходит инверсия суперпозиции
(взаимного расположения) кривых. Синфазность
же этих кривых — показатель вещественно-генетической «зрелости» породы. Прослеживающаяся
тенденция нарастания значений плотности и намагниченности в восточном направлении, петрографические характеристики и внешний облик породы — показатели сохранившейся родственности
чарнокито-гнейсов с эндербито-чарнокитами.
Рапакивиподобные очковые гнейсы слагают
центральную часть, или ядро чарнокитовой толщи. Границы между ними и вмещающей чарнокитовой толщей плавные, различимые с трудом.
Кривая вариаций потенциальной минеральной
энергии для рапакивиподобных чарнокитов сместилась ниже оси средних значений для района,
а среднее значение самое низкое из всех типов
пород территории и составляет 34 460 кДж/моль
(табл. 6; рис. 13). В отличие от предыдущих типов пород, рост значений энергии инвертируется: меняет направление с востока на запад.
Вариации и средние значения плотности для рапакивиподобных очковых гнейсов относительно
выше вмещающих чарнокито-гнейсов, среднее
составляет 2,74 г/см3. По профилю в направлении на восток происходит инверсия значений,
отмечается небольшое снижение σ от мыса Рог
(2,77 г/см3) к востоку (2,72 г/см3). Вариации и
средние значения остаточной намагниченности
у рапакивиподобных очковых гнейсов также интенсивнее и относительно выше, чем у вмещающих пород. Среднее значение несколько превышает «кларковое». Направление роста намагниченности сменяется с востока на запад.
Суперпозиции и синфазность кривых вариаций плотности остаточной намагниченности показывают вещественно-генетическую унаследованность породы. Характер вариаций предельных
значений петрофизических параметров и прослеживающаяся тенденция смены знаков значений
петрофизических параметров является показателем новообразования породы. Появление новой
локализованной системы распределения энергии — начальная стадия перехода латерального
типа гранитообразования к центральному.
Обсуждение результатов
На основании обобщения полевых структурно-тектонических наблюдений, петрографических, петрофизических и геохронологических
данных на территории горы Вечерней выделены
основные типы пород, соответствующие доминирующим, последовательно сменяющим друг
друга, этапам тектонотермальной активизации.
Плагиогнейсы характеризуются высокой
плотностью, повышенной минеральной энергией и слабой намагниченностью. Стабильность и
синфазность петрофизических параметров характеризуют их как единый тип пород (рис. 13, 14).
По структурной позиции в разрезе и скарноидной
минерализации — это останцы непереработанных
материнских пород. Возраст плагиогнейсов, с учетом метаморфического «омоложения», определен
в интервале 1680—2275 млн лет (Grew, 1978).
Намагниченность
эндербито-чаронокитов
возрастает, значения плотности и энергии снижаются до среднего уровня. Инверсное, относительно плагиогнейсов, расположение кривых плотности и остаточной намагниченности, нелинейный
характер вариаций плотностных и магнитных параметров, частичная преемственность общего направления изменения петрофизических параметров и подчинённое приконтактовое положение в
разрезе толщи характеризует эндербито-чарнокиты как новый «петротип», но унаследовавший черты материнской породы (рис. 13, 14). По положению кривой энергии их возраст, возможно, моложе
плагиогнейсов и близок к чарнокито-гнейсам.
Чарнокито-гнейсы во многом близки эндербито-чарнокитам. Их значения энергии и
намагниченности выше среднего, а значения
плотности — минимальны для данного района
(рис. 14). Доминирующее распространение, типичные петрографические и стабильные петрофизические данные характеризуют чарнокитогнейсы как сформировавшийся «зрелый» тип породы. Признаки сродства с другими типами пород
прослеживаются только в знаке роста петрофизических параметров в субширотном направлении
(рис. 13). Возраст чарнокито-гнейсов определен в
пределах 927—1047 млн лет (Grew, 1978).
Рапакивиподобные очковые гнейсы отличаются средней намагниченностью, пониженными
значениями энергии и плотности (рис. 14). Нелинейный характер вариаций петрофизических
параметров, аналогичный эндербито-чарнокитам,
суперпозиция и синфазность кривых плотности и
остаточной намагниченности — аналогичны чарнокито-гнейсам. Разность экстремальных значе57
Рис. 14. Сравнительный график физических параметров главных петрографических типов горных пород
района г. Вечерняя.
ний петрофизических параметров указывают на
вещественно-генетическую унаследованность породы (рис. 13). Микро- и макрохарактеристики,
внешний облик, структурная локализация в осевой
части чарнокитовой толщи, смена установленных
по направлениям знаков роста намагниченности, плотности и энергии указывают на изменение
условий диссипации энергии, что связано, возможно, с возникновением новой энергосистемы.
Адаптация среды к локальным линейному и центральному типам распределения энергии знаменует
переход от образования площадных коровых пород
гранитного состава к интрузивным гранитам, смена латеральных площадных синформ на инъекционные купольные структуры.
Завершая рассмотрение эволюции комплексов района г. Вечерняя можно резюмировать, что
на данной территории наглядно представлен ход
процессов последовательного гранитообразования в целом, и чарнокитизации — в частности.
Заключение
В результате обобщения полевых наблюдений, анализа петрографических данных и на основе современных геологических знаний можно
предполагать, что территория участка г. Вечерняя
развивалась по типу линейного гранитогнейсового купола. Историю формирования структуры
района можно проследить с палеопротерозоя, с
образования эндербито-чарнокитов чарнокито-
вой серии из биотит-роговообманково-двупироксеновых плагиогнейсов.
Вследствие
вещественно-энергетической
эволюции тектонотермальных процессов в мезопротерозое произошли процессы чарнокитизации — переход от плагиогнейсов и эндербитов
к чарнокитам. В толще чарнокитовой серии наблюдается зональное строение — подобие гранитогнейсового купола, вытянутого в субширотном направлении.
Результатом дальнейшего развития процессов чарнокитизации явился переход к гранитизации. Рапакивиподобные очковые гнейсы имеют ультраметаморфическую природу и слагают
осевую зону купольной структуры. Зарождение
в зональных комплексах гранитов (гранитизация), «струйчатых» мигматитов, метасоматитов
происходит в условиях высокой магматической
активности.
Изучение чарнокитов необходимо продолжить. Интересно, что известны разновидности этой породы, кристаллизующиеся только из
магмы и на сравнительно небольших глубинах.
Не совсем ясны физико-химические условия
сосуществования минеральных компонентов
чарнокитов. Для решения многих геологических
вопросов нужны дальнейшие, более детальные
полевые и лабораторные исследования с привлечением современных минералогических, геохимических методов и прецизионных изотопногеохимических исследований.
Список литературы
Grew E.S. Precambrian basement at Molodezhnaya Station, East Antarctica // Geol. Soc. America Bulletin. 1978. V. 89.
P. 801—813.
Grew E.S. Granulite-facies metamorphism at Molodezhnaya Station, East Antarctica // Jour. Petrol. 1981. V. 22. P. 297–336.
58
Geology and petrography of the Mt Vechernyaya area
(Thala Hills)
O.V. Myasnikov
The institute of natural resources exploration, National Academy of Sciences Belarus. Minsk, 7, Kuprevicha str.
The results of detailed geological mapping in the Mt Vechernyaya area near Molodezhnaya Station
(Thala Hills, western Enderby Land) are presented. Four major petrographic varieties constituting
different parts of the metamorphic sequence have been distinguished: 1) massive biotite-amphiboletwo-pyroxene plagiogneiss (mafic granulite), 2) hybrid pyroxene-amphibole-quartz-feldspar enderbitocharnockite, of lensoid-banded structure, 3) pyroxene-bearing amphibole-plagioclase-quartz-feldspar
banded charnockitic gneiss, 4) rapakivi-type biotite-amphibole-plagioclase-quartz-feldspar augen
gneiss. Contacts between the rock varieties are not intrusive, and suggestive of progressive reworking.
The rock types indicate that tectonothermal activation processes were dominant. The studied area is
believed to represent a lineal-dome model of compositional and structural evolution of the Precambrian
associations, which can be distinguished basically as granitization or charnockitization in particular.
Figure caption
Fig. 1. Study area.
Fig. 2. Observation points on an aerial view.
Fig. 3. Geological map by E. Grew (1978).
Fig. 4. New geological map of the study area.
Fig. 5. Outcrops of gneiss in Gnezdovoi Promontory (a), of gneiss and leucogranite in western outcrops (б).
Fig. 6. Biotite-hornblende-two-pyroxene plagiogneiss in outcrops (а, б) and in thin sections (в, г).
Fig. 7. Ferroan-titanium (1) and garnet (2) scarn mineralization.
Fig. 8. Enderbito-charnockite in outcrop (a, б — in contact with plagiogneiss) and in thin section (в, г).
Fig. 9. Contact of plagiogneiss and charnockitic gneiss (Gnezdovoi Promontory).
Fig. 10. Contact of charnockitic gneiss with plagiogneiss (a) and with enderbito-charnockite (б); charnockitis
gneiss in outcrop (в, г) and in thin section (д, е).
Fig. 11. Granite vein injected into rapakivi-type augen gneiss.
Fig. 12. Rapakivi-type augen gneiss in contact with charnockitic gneiss (a), rock texture parallel to gneissosity
(б) and orthogonal to gneissosity (в, г), thin section microphotographs (д, е).
Fig. 13. Variations of physical characteristics along the strike of major petrographical subdivisions from northwest to south-east in the study area.
Uп — potential mineral energy; σ – density; In — remanent magnetization. (OK?)
Fig. 14. A comparison of physical characteristics of major petrographical subdivisions in the study area.
Table
Table 1. Mineral composition (vol.%) of plagiogneisses (mafic granulites).
Table 2. Mineral composition (vol.%) of enderbito-charnockites.
Table 3. Mineral composition (vol.%) of charnockitic gneisses.
Table 4. Mineral composition (vol.%) of rapakivi-like augen gneisses.
Table 5. Potential mineral energy (Uп, кJ/mole) for rocks in Mt Vechernyaya area.
Table 6. Physical properties of rocks in Mt Vechernyaya area.
59