ПРОДОЛЖЕНИЕ Part 1_3_2

НАЧАЛО Part 1_3_1.doc
Герциниды и каледониды в той или иной мере переработаны субгеосинклинальной и платформенной мезозойской и кайнозойской
тектоникой. Соответственно с возрастом структур на территории МНР
выделяются син- и посторогеннные каледонские и герцинские
интрузивные комплексы, кроме того, здесь проявился и мезозойский
«малый» глубинный вулканизм. С новейшей кайнозойской тектоникой
связаны лишь излияния базальтов.
Плейстосейстовая область целиком лежит в зоне герцинид.
Магматические ее образования начали формироваться с ультраосновных
интрузий, становление которых возможно сопровождало зарождение в
нижнем или среднем палеозое глубинного Долиноозерского разлома.
Позднее произошло внедрение гранитоидной магмы и формирование
метасоматических гранитов. Глубинный вулканизм закончился
внедрением малых интрузий лейкократовых порфировидных гранитов.
Условно относя весь интрузивный комплекс плейстосейстовой области к
герцинидам, все же заметим: на современном уровне знаний
геологии горной цепи Гурбан-Богдо нельзя уверенно утверждать, что
ультраосновные интрузии не относятся к каледонидам, а малые интрузии
лейкократовых гранитов — к мезозоидам.
В интрузивном комплексе горной цепи Гурбан-Богдо выделяются:
I) ультраосновные породы — серпентиниты, серпентинизированные
дуниты, дуниты и пироксениты; 2) габбро, габбро-диориты и
диориты; 3) серые среднезернистые и крупнозернистые граниты; 4)
розовые
крупнозернистые
порфировидные
биотитовороговообманковые граниты; 5) красные сиениты и грано-сиениты; 6)
метасоматические граниты; 7) порфировидные лейкократовые
граниты; 8) жильный комплекс.
Установленная последовательность образования изверженных пород
основывается на непосредственных взаимоотношениях между
породами, наблюдавшихся в обнажениях, на вещественном составе и
степени метаморфизма как самих изверженных, так и вмещающих
пород, внешнем облике их и т. д. Так, взаимоотношение между
ультраосновными и основными породами довольно ясно: ультраосновные
породы прорваны основными; на их контакте образовались гибридные
породы, среди которых особенно часто встречается гибридное габбро.
Из гранитов наиболее древними являются серые, средне- и
крупнозернистые разности. Они пространственно отделены от
ультраосновных и основных пород (основные и ультраосновные
породы встречаются в массиве Ихэ-Богдо, серые же граниты — на хр.
Бага-Богдо). Степень метаморфизма серых гранитов, их структура и
состав по сравнению с другими гранитами, встреченными в районе,
говорят о сравнительно древнем их возрасте.
Не менее 70% общего объема изверженных глубинных пород в цепи
Гурбан-Богдо приходится на долю крупнозернистых, порфировидных
гранитов. Они прорывают ультраосновные и основные породы;
небольшие, неправильной формы тела их встречаются в серых гранитах. О
взаимоотношении сиенитов и граносиенитов с этими гранитами судить
трудно, так как они удалены друг от друга на значительные
расстояния. Однако следует заметить, что среди крупнозернистых,
порфировидных гранитов местами встречаются небольшие (до первой
сотни метров) штоки или дайкообразные тела сиенитов и граносиенитов.
Метасоматические
граниты
развиваются
не
только
по
высокометаморфизованным слоистым образованиям, но и по различным
гранитоидам, кроме постуланханских.
Наконец,
самыми
молодыми
являются
порфировидные
лейкократовые граниты, которые прорывают отложения свиты Улан-Хан
(девон-карбон), а также эффузивы гор Улдзит-ула, отнесенные нами к
свите Сэбсул.
63
Изверженные породы приурочены преимущественно к осевым,
самым высоким частям цепи Гурбан-Богдо. Они образуют, как правило,
вытянутые в северо-западном направлении тела, параллельные общему
простиранию региональных структур Гобийского Алтая.
Ультраосновные и основные породы
В горах Гурбан-Ботдо ультраосновные породы слагают два участка.
На юго-западном склоне массива Ихэ-Богдо они образуют крупное
неправильной формы тело протяженностью 8—10 км и шириной 4 км,
а на горе Гэгэни-обо— протяженное (17 км) жилообразное тело
мощностью 2—4 км, вытянутое в северо-западном направлении. Среди
ультраосновных пород преобладают дуниты, серпентинизированные
дуниты и серпентиниты, подчиненное положение занимают пироксениты и
горнблендиты.
Дуниты—темные,
зеленовато-серые,
равномернозернистые
породы, обычно более или менее серпентинизированные. Редко
встречаются дуниты, не затронутые процессами серпентинизации,
состоящие из крупных изометричных зерен оливина и небольшого
количества (3—5%) магнетита и хромита.
Серпентинизация начинается с образования жилок серпентинита по
трещинам и порам между зернами оливина и постепенно захватывает
последние. В результате возникает серпентинитовая сетка, ячейки
которой часто занимают в различной степени измененные зерна
оливина. В зависимости от интенсивности серпентинизации и
расположения волокон серпентинита образуется та или иная структура
пород — волокнистая, петельчатая, поперечно-волокнистая, сетчатая.
Серпентин представлен плотными волокнистыми мелкими чешуйками
хризотила, которые срастаясь образуют сначала решетку, а по мере
замещения оливина — сплошные массы серпентинита. По внешнему облику
серпентиниты
—
плотные
тонкозернистые
темно-зеленые
породы.
Местами в них наблюдается мелкая вкрапленность магнетита и хро мита.
Часто серпентиниты пересекаются серией параллельно расположенных
прожилков асбеста, мощностью от 1 мм до 1 см. Главными породообразующими
минералами
этих
пород
являются
серпентин
(60—
80%) и оливин (20—30%). Подчиненную роль играют пироксен, близкий
к диопсиду, тальк, магнетит и хромит. Местами встречаются рассланцованные
серпентиниты,
отличающиеся
от
массивных
разностей
более
светлой окраской и ясно выраженной сланцеватостью. По плоскостям
сланцеватости развиты тонкие волокна хризотила и белые налеты магнезита.
На юго-западном склоне Ихэ-Богдо, в верховьях одного из сайров, в 1.5 км
южнее отметки 3467,0 в серпентинитах заключены небольшие (0,5 х 1 м)
неправильные тела белого тонкозернистого фарфоровидного магнезита. Под
микроскопом видно, что очень мелкие зерна магнезита, тесно соприкасаясь,
образуют агрегаты неправильной, чаще округлой формы.
Пироксениты
и
горнблендиты.
Среди
дунитов
и
серпентинизированных дунитов встречаются пироксениты и
горнблендиты. Они образуют линзообразные и неправильной формы
тела, вытянутые в северо-западном направлении, мощностью 20—80 м,
протяженностью не более 100 м. Контакты между дунитами и
пироксенитами нерезкие. Это темно-зеленые или черные массивные,
крупнозернистые породы с нанидиоморфной структурой. Их главным
породообразующим минералом является диопсид (С : Ng = 39°, ( + )2V
= 60°), образующий неправильные изометричные зерна, реже —
таблички. Кроме того, в составе пироксенитов встречаемся светлозеленая- роговая обманка (C:Ng= 18—20°, (—)2V = 70°—78°),
которая иногда довольно
64
интенсивно замещает пироксен; по мере увеличения количества
роговой обманки порода переходит в горнблендит.
В небольших количествах в пироксенитах и горнблендитах
содержится оливин и биотит; рудные минералы — магнетит и хромит —
рассеяны в виде обильных вкрапленников, а иногда образуют линзовидные
скопления.
Все эти породы сильно изменены вторичными процессами.
В таблице 1 приведен химический анализ амфиболизированиого
пироксенита.
Из приведенного химического анализа видно, что порода является
переходной между горнблендитом и пироксенитом. От типичного
горнблендита она отличается повышенным содержанием магния и
пониженным — железа.
Габбро, гибридное габбро и диориты. Габбро и
г и б р и д ное габбро встречаются в ультраосновных интрузиях гор ИхэБогдо и Гэгени-обо. Одной из особенностей этих двух интрузивных
массивов является неоднородность состава. При явном преобладании
ультраосновных пород среди них встречаются линзовидные участки,
неправильные тела и полосы габбро и гибридных пород пироксенполевошпатово-эпидотового
и
пироксен-полевошпатовороговообманкового состава. Мощность таких тел 100—200 м, простирание
северо-западное, совпадающее с общим простиранием массивов
ультраосновных пород. Переходы между ультраосновными породами,
габбро и гибридными габбро постепенные. При этом гибридные породы
обычно тяготеют к прикон-тактовым зонам с гранитами. Иногда
гибридные породы сильно огней-сованы и катаклазированы.
Габбро,
это
среднеи
крупнозернистые,
хорошо
раскристаллизованные породы темно-серого или темно-зеленого цвета.
Главными породообразующими минералами их являются плагиоклаз,
пироксен и роговая обманка. Количественное соотношение между
темноцветными минералами и плагиоклазом колеблется в широких
пределах, и среди габбро можно встретить разности от лейкократовых
до меланократовых.
Плагиоклаз (от андезина до анортита, но преимущественно
Лабрадор № 55—60) образует более или менее правильные лейсты или
изометричные зерна размером от 0,5 до 1 мм, сдвойникованные по
альбитовому закону, нередко в комбинации с карлсбадским. Обычно
плагиоклаз интенсивно замещается тонкой смесью серицита, эпидота,
хлорита, альбита и гидроокислов железа (образовавшихся по
включениям магнетита). Часто полевые шпаты замещены вторичными
минералами почти нацело. Иногда по густой сети трещинок в породах
развивается альбит-олигоклаз (№ 13—15), замещающий основные
плагиоклазы и крупные зерна пироксена. Местами основной
плагиоклаз сохраняется лишь в отдельных изолированных зернах среди
агрегатов альбит-олигоклаза.
Роговая обманка и актинолит присутствуют в переменном
количестве (от 15 до 60%). Первая образует крупные (до 3—5 мм)
волокнистые выделения светло-зеленого и зеленого цвета с довольно
отчетливым плеохроизмом (Ng — буро-зеленый, Nm — желтовато-зеленый,
Np — светло-желтый). Ясно выражена спайность по ( 1 1 0 ) под углом
124°. С: Ng = 15—17°, минерал оптически отрицательный. Часто в
роговых обманках присутствуют вростки апатита, эпидота, рудного
минерала. Актинолит, количественно уступающий роговой обманке,
встречается в виде иголочек или очень тонких призм, развивающихся по
оливину, а иногда полностью замещающих его.
Моноклинный пироксен образует короткостолбчатые кристаллы или
неправильные зерна с хорошо выраженной спайностью по (100) под
углом 87°. Окраска его макроскопически черная, под микроскопом —
зеленоватая; слабо плеохроирует; (+) 2V = 60—62°.
65
Эпидот развивается преимущественно по роговой обманке.
Иногда в габбро присутствуют отдельные чешуйки и листочки
коричневого, интенсивно плеохроичного или бледно окрашенного
биотита с цепочками зерен магнетита.
Гибридные г а б б р о обычно располагаются в приконтактовых
частях габбро с гранитами. Это средне- и крупнозернистые массивные
породы зеленовато-серого и серого цвета. На темно-зеленом фоне
выделяются зерна бледно-зеленого и сероватого плагиоклаза. В состав
гибридных габбро входят амфиболы, плагиоклаз и кварц, в
незначительном количестве эпидот, рудный минерал, хлорит, циркон и
апатит. На долю плагиоклаза приходится 50—70%. Плагиоклаз, как
правило, соссюритизирован, и определить его состав возможно лишь в
редких случаях; он представлен битовнитом или анортитом № 82—94.
Из амфиболов присутствует обыкновенная роговая обманка, а
чаще—волокнистый зеленый актилолит с положительным удлинением.
Кварц является вторичным и отмечается только как примесь.
Мелкие зернышки его (0,2—0,4 мм) выполняют промежутки между
выделениями плагиоклаза и роговой обманки, а иногда разъедают
последние.
Первичная габбровая структура этих пород в результате
интенсивного
вторичного
минералообразования
переходит
в
кристаллобластовую.
Некоторое представление о химизме гибридных пород дают
анализы II и III (табл. 1).
Таблица 1
Химический состав ультпаосновных и основных пород
Числовая характеристика*
I —амфиболизированный пироксенит (обр. 26836); II — гибридная порода
(обр. 2523а); III — габбро-диорит (обр. 2525); IV — диорит (обр. 97)
* Все анализы как здесь, так и дальше пересчитаны по методу А. Н. Заварицкого.
Как видно из таблицы, габброидные породы в двух образцах
несколько различны по своему химическому составу. Различия вызваны
наложенными метаморфическими процессами, главным образом,
амфиболизацией пироксенового габбро. В амфиболовом габбро заметно
увеличенное содержание кремнекислоты, щелочей и летучих
компонентов.
66
Кроме габбро, в цепи Гурбан-Богдо встречаются г а б б р о - д и о р и ты
и диориты. Такие породы известны в верховье сайра Хангинах, где
они вместе с основными породами образуют штокообразное тело
размером 3,5 X 2 км; в районе Тормхонского надвига имеется
дайкообразное тело этих пород мощностью 1,5 км и
протяженностью около 7 км, а на горе Хуц — шток размером 0,8 X 1
км. Это довольно свежие средне- или крупнозернистые породы, в
которых на фоне серого плагиоклаза выделяются кристаллы роговой
обманки и чешуйки биотита. Минеральный состав: плагиоклаз, роговая
обманка, кварц, иногда пироксен и биотит: вторичные — хлорит, эпидот,
серицит, карбонат; акцессорные — апатит, сфен, магнетит.
Плагиоклаз (№ 28—32) образует таблички и лейсты с правильными
ограничениями, размером от 1 до 5 мм, незначительно
серицитизированные. Кроме среднего плагиоклаза, отмечен совершенно
свежий альбит-олигоклаз № 13—15.
Местами встречаются отдельные зерна микроклина, в которых
видны вростки мелких зернышек кислого плагиоклаза.
Роговая обманка в шлифе зеленая, с ясным плеохроизмом и хорошо
выраженной спайностью, по (ПО); образует удлиненные кристаллы,
идиоморфные по отношению к плагиоклазу; иногда как бы «изъедена»
с краев мелкими зернышками кварца, которые часто врастают в нее.
Нередко отмечается окварцевание диоритов.
Биотит наблюдается в виде вытянутых коричневато-зеленых
пластинок с лапчатыми контурами и отчетливым плеохроизмом в
бурых тонах. Он составляет не более 1—2% породы и встречается обычно
в ассоциации с роговой обманкой и. магнетитом.
В некоторых шлифах отмечены значительные количества апатита,
образующего короткостолбчатые кристаллы и неправильные зерна.
Структура диоритов гипидиоморфнозернистая. Данные химического
анализа диоритоподобной породы приведены в табл. 1.
Граниты и сиениты
Серые среднезернистые и крупнозернистые грани-т
ы. К наиболее древним и довольно широко распространенным кислым
магматическим породам в плейстосейстовой области относятся серые
граниты, интрузии которых сосредоточены главным образом на юговосточном склоне гор Бага-Богдо.
Они слагают крупный массив, вытянутый согласно общему
северозападному простиранию вмещающих пород и приуроченный к ядру
антиклинали.
В плане гранитный массив имеет зазубренные очертания благодаря
многочисленным клинообразным апофизам.
Серые граниты прорывают толщу высокометаморфизованных
пород— амфиболитов и кристаллических сланцев и содержат довольно
крупные ксенолиты этих пород. На юге и юго-западе они прикрыты
верхнемезозойскими отложениями. Структура описываемых пород
гранитная, гипидиоморфная. Минеральный состав серых гранитов:
плагиоклаз, микроклин, биотит и кварц; акцессорные минералы:
циркон, магнетит и флюорит.
Плагиоклаз (олигоклаз № 18—20) образует зерна размером 1 —
2 мм, интенсивно пелитизированные и серицитизированные. В
отдельных случаях содержание плагиоклаза в гранитах достигает 60%, и
эти породы могут быть названы плагиогранитами.
Микроклин образует мелкие (0,2 мм) свежие зерна. Его содержание
лишь в редких случаях равно содержанию плагиоклаза; обычно
последний резко преобладает.
67
Кварца в породе 30—35%, он образует ксеноморфные выделения с
характерным облачным погасанием. Местами длинные языковидные
вростки кварца проникают в плагиоклаз вдоль трещин спайности или
по двойниковым швам.
Биотит образует таблички размером 1—2 мм, нередко
замещающиеся мусковитом, причем вдоль трещинок спайности
развиваются бурые окислы железа. Изредка встречаются крупные
идиоморфные кристаллы магнетита.
С биотитом ассоциирует циркон, представленный мелкими
округлыми зернами, окруженными плеохроичньши двориками.
Результаты химического анализа серых гранитов приведены в
таблице 2.
Числовая характеристика серых гранитов цепи Гурбан-Богдо почти
не отличается от таковой для послекембрийских гранитов, приведенной
А. Н. Заварицким (1956).
Розовые
крупнозернистые
порфировидные
б и о т и тово-роговообманковые
граниты.
Из
всех
представителей
комплекса
изверженных
пород
наиболее
распространены розовые крупнозернистые порфировидные биотитроговообманковые граниты, которым принадлежит важная роль в
строении всей изученной горной полосы и главная роль — в сложении
массивов Ихэ-Богдо, Таряту и Хара-Удзюр. Выходы этих гранитов
встречены также к юго-западу от гор Бага-Богдо в окрестностях колодца
Тяты-худук, родников Хатон-булак и Намиган-булак и в районе сайров
Бурус и Улясутай. В составе интрузии выделяются биотитовые, биотитроговообманковые и мусковитовые порфировидные красновато-желтые
или кирпично-красные граниты. Переходы между этими разновидностями
постепенные. Порфировидные выделения представлены желтоватыми и
красноватыми удлиненными кристаллами полевого шпата размером от 0,5
до 1 см. Дымчатый кварц образует отдельные округлые зерна или
скопления между полевыми шпатами. Биотита и роговой обманки
немного. Структура пород гранитная, в случае сильного катаклаза —
бластогранитная. Главным породообразующим минералом является
микроклин — пертит, на долю которого приходится до половины объема
породы. Он образует вкрапленники, а также входит в основную массу
породы. Решетчатая структура, характерная для микроклина, выражена
отчетливо. Встречаются зерна неправильной формы с извилистыми
контурами; иногда микроклиновая решетка распространяется не на
все зерно, а захватывает лишь часть его.
Врестки пертита то жилковатые, лентовидные, то более тонкие,
веретеновидные, ориентированные параллельно друг другу. Встречаются
также грубопятнистые пертитовые вростки, покрывающие почти сплошь
все зерно, так что пертит составляет больше половины объема
кристалла. Иногда зерна микроклина обрастают альбитом по периферии
или же вдоль трещин, причем в пределах всей каймы альбит обладает
одной оптической ориентировкой. Свежие пертитовые вростки в
проходящем свете резко отличаются от каолинизированных участков
микроклина. Плагиоклаз представлен олигоклаз-андезином, интенсивно
замещенным агрегатом серицита и минералов группы эпидота.
Микроклин и олигоклаз-андезин замещаются альбит-олигоклазом № 7—
12. Альбит-олигоклаз присутствует, как правило, в незначительных
количествах, но иногда содержание его возрастает до 30—40%.
Кварц составляет 30—35% породы. Он образует крупные зерна,
заполняющие промежутки между полевыми шпатами, часто
деформированные, с волнистым погасанием. Более поздний молочнобелый кварц, слагающий мелкие зерна, корродирует полевые шпаты и
зерна кварца первой генерации, образуя в них языковидные «заливы»
68
Роговая обманка встречается в незначительном количестве (до 3%)
в «изъеденных» призматических кристаллах. Цвет ее зеленый,
плеохроизм выражен резко: по Ng — зеленовато-синий, по Np —
зеленовато-коричневый. В некоторых зернах хорошо выражена спайность
под углом 124°. Угол погасания С:Ng=7—12°, (—)2V = 70°; часто
замещается хлоритом.
Биотита в описываемых гранитах мало. Он образует идиоморфные
таблички и неправильные листочки, беспорядочно разбросанные в
породе; цвет коричневый, плеохроизм — от светло-желтого до темнокоричневого. Местами биотит обесцвечивается и вдоль трещинок
спайности замещается мусковитом и хлоритом. При мусковитизации
выделяются бурые окислы железа.
Мусковит — бесцветный или светло-зеленый. Кроме крупных (2—
5 мм) пластинок, в граните присутствует мелкочешуйчатый мусковит,
развивающийся по биотиту и плагиоклазам. Акцессорные минералы —
рутил, апатит, циркон, магнетит.
Среди полей крупнозернистых порфировидных гранитов встречаются
граниты, почти лишенные темноцветных минералов. В них лишь кое-где
наблюдается зеленоватый хлорит, иногда биотит. Нередки следы
грейзенизации. Структура этих пород гипидиоморфнозернистая.
Породообразующие минералы: кварц, микроклин-пертит и плагиоклаз.
Микроклин образует крупные выделения, в большинстве случаев с
неправильными очертаниями.
Плагиоклаз (№ 11 —15) свежий, встречается как в отдельных
кристаллах, так и в виде пертитовых вростков в микроклине.
Помимо веретеновидных вростков и пертитовых лент в микроклине,
он образует оторочки вокруг зерен последнего и проникает в них по
трещинкам.
Таблица 2
Химический состав гранитов и сиенитов
Числовая характеристика
I - серый гранит (обр. 3030); II — IV—розовые крупнозернистые порфировидные
граниты ( I I — обр. 2505, Ихэ-Богдо; III — обр. 2659, Таряту-ула; IV — обр. 2618,
близ горы Хуху); V — граносиенит (обр. 2566 6).
Крупные ксеноморфные зерна кварца имеют отчетливое волнистое
погасание.
Иногда в шлифах видны мелкие реликты биотита, замещенного
преимущественно светло-зеленым мусковитом. Акцессорные минералы —
циркон, апатит, магнетит.
Приведенные результаты химических анализов (табл. 2)
крупнозернистых порфировидных гранитов из разных точек цепи
Гурбан-Богдо. помогают выяснить некоторые особенности их состава.
По сравнению со средними известково-щелочными гранитами (по
Дели) породы II и III отличаются повышенным значением параметра а
и
меньшим
содержанием
полевошпатовой извести, что позволяет
отнести
их
к
гранитоидам
повышенной
щелочности. Порода IV отличается
резко сниженным значением пара
метра а, очень высоким содержанием
кремнекислоты (s=85, a Q=55) и
большим пересыщением глиноземом
(а'=59)
что,
по-видимому,
связано с явлениями грейзенизации.
Красные
сиениты
и
г р а н о с и е н и т ы распространены
вдоль северного и северо-восточного
склона гор Бага-Богдо, образуя полосу
шириной 3—5 км и протяженностью не
менее 50 км. На юго-западе они имеют активный контакт с
метаморфизованными породами свиты Богдо, причем в некоторых местах
этот
контакт
сопровождается
Фиг. 23. Контакт известняков с сиенитами:
гибридных пород.
1 — известняки; 2 — трахитоидное биотит- образованием
роговообманковое габбро; 3—пятнистые Такие породы известны на левом
диориты; 4 — сиенито-диориты; 5 — склоне массива Бага-Богдо и по р.
сиениты.
Ханг-гол, где они приурочены к
Рис. В. и М. Солоненко
контакту известняков и сиенитов. При ассимиляции карбонатного
материала в приконтактовой зоне сиениты обогащаются темноцветными
минералами. Содержание последних колеблется в широких пределах. В
удалении до 50 м от контакта интрузивные породы имеют облик
сиенито-диоритов, которые по мере приближения к контакту переходят в
пятнистые диориты, а на самом контакте превращаются в трахитоидное
биотитово-роговообманковое габбро Ширина зоны измененных пород
колеблется в пределах 30—50 м (фиг 23)
В некоторых местах между сиенитами и известняками наблюдались
резкие контакты. Иногда сиениты содержат крупные ксенолиты сланцев
или известняков (фиг. 24).
Взаимоотношения
сиенитов
с
другими
магматическими
образованиями можно наблюдать на горе Хуц, которая сложена биотитоворогово-обманковыми зеленовато-серыми диоритоподобными породами. В
отдельных
участках
количество
темноцветных
минералов
(преимущественно роговой обманки) значительно увеличивается, при
одновременном увеличении крупности зерна до 5—7 мм. Эти породы
прорваны розоватыми роговообманково-биотитовыми сиенитами, а также
маломощными (не более 3 м) жилами темно-зеленых эффузивов. На
контакте с диоритами эффузивы местами эпидотизированы и
актинолитизированы
На
северо-востоке
хр.
Бага-Богдо
сиениты,
прикрытые
четвертичными отложениями, представляют собой серовато-розовые,
кирпично-красные или зеленовато-красные породы, преимущественно
крупнозернистые
и
порфировидные.
Текстура
массивная,
реже
гнейсовидная.
Порфировидными
выделениями
служат
хорошо
образованные,
политизированные кристаллы калиевого полевого шпата размером до 1 см.
Встречаются мономинеральные разновидности, состоящие почти из
одного полевого шпата с редкими включениями кварца и роговой
обманки. Структура сиенитов и граносиенитов бластогранитная, реже
гипидио-морфнозернистая.
Полевые
шпаты
основной
массы
представлены сильно эпидотизированным олигоклазом (№ 19—24),
нерешетчатым кали-шпатом и микроклином. Иногда по калишпату
развивается шахматный альбит, местами, составляющий до 30%
калишпата. Кварц в сиенитах
Фиг. 24. Ксенолиты мраморизованных известняков
в сиенитах: 1 — сиениты; 2 — мраморизованные
известняки,
Рис. А. Шмотова
местами отсутствует, но иногда содержание его достигает 12%. Он
образует ксеноморфные зерна, как правило, с волнистым, иногда
мозаичным погасанием.
Обыкновенная роговая обманка (от 2 до 15%) образует
призматические выделения с извилистыми очертаниями, с пойкилитовыми
включениями плагиоклаза и кварца; часто по ней развивается хлорит.
Биотит образует пластинки (до 2 мм) и чешуйки с неправильными
очертаниями, иногда обесцвеченные и хлоритизированные. Из
акцессорных минерален в значительном количестве встречается
апатит.
По петрохимической характеристике (табл. 2) описанные породы
отвечают среднему составу щелочного граносиенита.
Meтасоматические г р а н и т ы встречаются во многих пунктах цепи
Гурбан-Богдо:0 на юго-западном склоне массива Бага-Богдо, северном
склоне Дулан-Богдо, горе Пунциг-обо, на северном склоне Ихэ-Богдо.
Они занимают большие площади, образуя вытянутые в северо-западном
направлении тела с неправильными зазубренными очертаниями шириной
до 8 км и протяженностью до 20 км. Интенсивность гранитизации в
отдельных крупных телах весьма неодинакова. Часто среди
гранитизированных
пород
располагаются
совсем
неизмененные
ксенолиты. Их минеральный состав варьирует в большом диапазоне и
зависит, с одной стороны, от интенсивности метасоматоза, а с другой —
от первоначального минерального состава породы, подвергшейся
метасоматической переработке. Наиболее интенсивно этот процесс
проявлен в метаморфических породах свиты Богдо — биотитовых и
двуслюдяных кристаллических сланцах, гнейсах и амфиболитах. Тот же
процесс наложил свой отпечаток и на крупнозернистые биотитовороговообманковые граниты, что особенно отчетливо видно в обнажениях
на юго-восточном склоне Ихэ-Богдо, в районе структуры Битут и
Улястинского обвала.
71
Сиениты и граносиениты, слагающие северный склон массива БагаБогдо, а также древние эффузивы свиты Сэбсул подверглись лишь
частичной гранитизации.
В зависимости от состава субстрата гранитизированные породы
могут быть меланократовыми или лейкократовыми. Первые образуются
преимущественно по биотитовым кристаллическим сланцам и
амфиболитам; такие образования обладают различным содержанием
темноцветных минералов и по составу они близки к типичным
изверженным породам — граносиенитам, гранодиоритам, диоритам,
гранитам. Переходы между этими разновидностями постепенные.
Фиг. 25. Гранитизация биотитовых сланцев. Северный склон
хр. Таряту-ула:
1 — крупнозернистые, порфировидные граниты; 2 — метаморфизованные гнейсоподобные сланцы; 3 — гнейсо-граниты.
Рис. А. Шмотова
Кристалические сланцы, гнейсы и амфиболиты, подвергшиеся
гранитизации, имеют темно-зеленую, зеленовато-серую, зеленоватокоричневую окраску. Структура их лепидогранобластовая, иногда
гранобластовая, микрогранобластовая. Состав: плагиоклаз, микроклин,
кварц, биотит, амфибол, иногда мусковит, гранат, эпидот, углистое
вещество; акцессорные минералы — циркон, сфен, апатит.
При неоднородном составе свиты исследование процессов
гранитизации связано с определенными трудностями, тем более, что
некоторые разновидности сланцев, гнейсов и амфиболитов в полевых
условиях практически не отличимы друг от друга. Несмотря на это, все
же удается установить коррелятивную связь между составом
гранитизированных пород и составом исходного субстрата. Наиболее
отчетливо подобная связь выявляется в тех случаях, когда гранитизации
подверглись меланократовые кристаллические сланцы, амфиболиты или
гнейсы. Такие породы имеют розовую, кирпичную или красно-зеленую
окраску и порфировидное строение. Характерной чертой всех
гранитизированных пород является наличие крупных (1—5 см)
порфиробластовых выделений полевых шпатов. Темноцветные минералы
содержатся в них в разных количествах (от 2 до 25%). Они располагаются
между полевыми шпатами в виде неправильных скоплений или
линзовидных извилистых полосок мощостью 1—5 мм, «обтекающих»
зерна полевого шпата. Большое количество темноцветных минералов
придает породе зеленый оттенок.
На северном склоне Таряту-ула, в 1,5 км к западу от отметки
2465 м в верховьях одного из сайров вскрыты гранитизированные
биотитовые сланцы (фиг. 25). Замещая сланцы, гранитизированные
породы образуют в них угловатые зигзагообразные апофизы. Переход
между сланцами и гранитизированными породами постепенный, через
гнейсоподобные разновидности. Последние представляют собой породы с
хорошо
72
выраженной сланцеватой текстурой, унаследованной от сланцев, и с
мелкими «глазками» и «очками» розовых полевых шпатов. Контуры
зерен полевых шпатов расплывчаты; размер их от 1 до 5 мм. Они довольно
интенсивно насыщают породу и распределены равномерно. С
увеличением зерен полевых шпатов и уменьшением темноцветных
минералов порода приобретает еще более гранитный облик.
Особенно наглядно явления гранитизации выражены в сейсмогенных
обрывах ама Битут, где обнажились совершенно свежие породы, до
4 декабря 1957 г. находившиеся на глубинах
200—300 м от дневной поверхности. Здесь
видно, что во внутренних своих частях массив
гранитов весьма неоднороден как по
структуре, так и по окраске пород. В нем
сохранилось
множество
остатков
«вмещающих пород», в разной степени
гранитизированных,
от
гранитоидов
зеленовато-серых за счет повышенного
содержания цветных минералов до сланцев
с зародышами кристаллов микроклина. В
связи с этим граниты имеют груботакситовую
текстуру, отчетливо выступающую в стенках
крупных обнажений (площадью в сотни и
тысячи квадратных метров). В небольших
обнажениях эта неоднородность гранитов
не улавливается.
В контактах гранитов с окружающими
26. Фронт гранитизации,
метаморфическими сланцами находится зона Фиг.
видимый в сместителе структуры
«взаимопроникновения»,
сложенная Битут:
гибридными породами. Здесь, особенно при 1 — кристаллические сланцы;? —
дискордантном контакте, становится зримым реликты сланцев; .У — частично
фронт
гранитизации
(фиг.
26). граннтизированныс породы; 4 —
Крупнозернистые красные граниты в зоне метасоматические граниты.
«взаимопроникновения» постепенно переходят Рис. В. и М. Солоненко
в
зеленовато-красные
среднезернистые
граниты; в
них выделяются «тени» отдельных прослоев сланцевых пород,
обладающих средним составом между метаморфическими сланцами и
гранитами. С другой стороны, отдельные языки «пламенного» контакта
гранитов вторгаются в собственно сланцевую зону. В концах таких
языков граниты переходят в гибридные породы, а далее по прослою в
толщу сланцев виден «авангард» гранитизирующего фронта — отдельные
кристаллы
красного
микроклина
с
сопутствующими,
ему
перекристаллизованными минералами сланцев — биотитом и кварцем.
По мере удаления от контакта количество кристаллов микроклина и
размеры их уменьшаются, затем видны лишь их зародыши —
происходит «оспенное» осветление сланцев и, наконец, следует зона
сланцев, сначала с «сыпью» точечных центров начальной
перекристаллизации, а далее — однородных, мелкозернистых или
тонкозернистых. Ширина зоны взаимопроникновения различна — от
нескольких до многих десятков метров.
В шлифах гранитизированные породы выглядят свежими,
невыветрелыми. Микроклин и плагиоклаз образуют прозрачные
чистые зерна, совершенно не затронутые пелитизацией или
серицитизацией. Количественное соотношение микроклина и
плагиоклаза различное, но обычно преобладает микроклин со
сложной двойниковой решеткой, видимой не по всему зерну. Часто
Края зерен микроклина разъедены мелкими зернышками кварца,
вместе с которым встречаются биотит и роговая обманка (последние
иногда образуют вростки в микроклине).
Плагиоклаз
образует
короткопризматические,
правильно
ограниченные
кристаллы
с
хорошо
выраженными
полисинтетическими двойниками.
Замеры на федоровском столике
позволяют отнести плагиоклаз к
олигоклазу (№ 27— 30).
Биотит
образует
свежие
идиоморфные пластинки или
чешуйки, плеохроирующие от
темно-зеленого по Ng до светложелтого по Np. Двуосный
(—)2V = 8—10°.
значительно хлоритизирован и
эпидотизирован.
Содержание
биотита достигает 10%.
Обыкновенная
зеленая
роговая обманка встречается
постоянно, в изометрических и
коротко
призматических
выделениях, но в значительно
меньших
количествах,
чем
биотит. Роговая обманка и
биотит
в
породе
тесно
ассоциируют
и
образуют
агрегаты, ориентированные в
Фиг. 27. Послойная гранитизация светло-серых одном направлении. Вместе с
двуслюдяных сланцев.
мелкими зернами кварца и
Темно-серые породы — разгнейсованные сланцы,
полевого шпата они являются как
светло-серые породы— гранито-гнейсы и граниты. бы «цементирующей» массой для
Фото А. Шмотова
крупных зерен микроклина и
плагиоклаза.
Содержание кварца обычно
колеблется от 10 до 30%. Он образует ксеноморфные зерна в
промежутках между полевыми шпатами, иногда содержит включения
биотита.
Мусковита немного (лишь в отдельных случаях 3—5%). Он
является одним из позднейших минералов. Из акцессорных минералов
обычен только апатит, а из вторичных — хлорит, развивающийся по
биотиту.
В ущелье Битут-ам наблюдалась хорошо выраженная послойная
гранитизация светлых двуслюдяных сланцев (фиг. 27). Метасоматическое
превращение сланцев в полосчатые гранитогнейсы начинается с
гранитизации отдельных прослоев различной мощности (см. фиг. 26).
При этом в некоторых прослоях сохраняются текстурные признак»
первичных пород, а в других намечается постепенное увеличение
порфироблатов калиевых полевых шпатов. По-видимому, гранитизация
протекала путем послойного проникновения в сланцы гранитизирующих
подвижных компонентов.
В некоторых местах биотитово-роговообманковые граниты
подверглись щелочному метасоматозу. Они резко отличаются от
гранитизиро-ванных кристаллических сланцев и гнейсов, описанных
выше. По внешнему облику это преимущественно лейкократовые, розовые,
массивные породы; первичная структура их сохраняется в редких
случаях. Темноцветные минералы — роговая обманка и биотит —
содержатся в небольших количествах и обычно хлоритизированы.
В шлифах хорошо видно замещение плагиоклаза гранитов свежими
полевыми шпатами, особенно микроклином. В отличие от свежих,
74
чистых, прозрачных зерен вновь образовавшегося микроклина
плагиоклаз, подвергавшийся замещению, наполнен серицитом и
пелитовыми частичками. Полисинтетические двойники в реликтах
плагиоклаза выражены не резко.
Микроклин образует крупные выделения обычно неправильной
формы. При своем росте он резорбирует и замещает зерна
плагиоклаза. О характере процесса замещения можно судить по
отдельным реликтам замещенного плагиоклаза, которые в ряде случаев
составляют обрывки единого зерна.
В противоположность плагиоклазам зерна микроклина однородны,
лишены пелитизированных участков. Местами они разбиты трещинами,
по которым в процессе катаклаза происходили перемещения отдельных
частей зерна, что вело к образованию тонкозернистого агрегата
давления. В этом агрегате присутствуют свежие зерна кварца и
плагиоклаза, а иногда крупные чешуйки мусковита.
Основной олигоклаз (№ 28—30) поздней генерации прозрачный,
свежий, составляет до 20—25% объема породы.
Роговая обманка встречается не всюду и в небольших количествах.
Плеохроизм ее: по Ng густо-зеленая с синеватым оттенком, по Nm —
желтовато-зеленая, по Np — светло-зеленая, (—)2V = 60°, С : Ng = 17°.
По роговой обманке интенсивно развивается хлорит, иногда эпидот.
Биотит обычно хлоритизирован. Кварц содержится постоянно, но в
различных количествах.
В гранитизированных породах часто в больших количествах
присутствуют флюорит и апатит, что свидетельствует о значительной
роли летучих в процессе метасоматоза.
В некоторых местах на северном склоне гор Дулан-Богдо частичной
гранитизации подверглись эффузивы свиты Сэбсул. Это явление
наблюдалось в ряде обнажений в верховьях сквозной долины Хангинах,
где темно-зеленые и серовато-зеленые эффузивы имеют довольно широкое
распространение.
Среди эффузивов встречаются отдельные небольшие тела
крупнозернистых порфировидных гранитов красновато-серого цвета.
Сами граниты содержат небольшие ксенолиты эффузивов; контакты
между эффузивами и гранитами постепенные. Пространственные
взаимоотношения между гранитами и эффузивами очень своеобразны и
характеризуются неправильными клинообразными, заливообразными
инъекциями
гранитов
в
эффузивах.
Мощность
оторочек
гранитизированных эффузивов различная и варьирует от нескольких
сантиметров до 2—3 м. По внешнему облику это зеленовато-коричневые
породы с мелкозернистой основной массой и с вкрапленниками полевого
шпата размером от 2—3 мм до 2— 3 см. В шлифах видно, что основная
масса состоит из неправильных мелких измененных зерен плагиоклаза,
пироксена, реже — роговой обманки. В крупных порфировидных
выделениях — микроклин и очень свежий, олигоклаз-андезин № 29—35.
Акцессорные минералы — апатит, флюорит и магнетит.
В целом, гранитизация древних эффузивов в горах Гурбан-Богдо
проявилась, по-видимому, слабо.
Прекрасные обнажения в ущельях этих гор дают возможность
наблюдать убедительные, редкие по своей очевидности примеры
непосредственного
перехода
гнейсов,
сланцев,
амфиболитов,
эффузивов и других пород в граниты. К сожалению, мы не имели
возможности заниматься сколько-нибудь детальными петрографическими,
а тем более петро-химическими исследованиями и сравнениями. Но все же
фактический материал приводит нас к заключению о том, что гранитоиды
цепи Гурбан-Богдо необходимо подразделить на два генетических ряда:
магматические и метасоматические.
75
Порфировидные лейкократовые граниты. В хребтах
Баян-цаган, Баян-Арик и горах Улдзит встречены отдельные
небольшие штокообразные и дайкообразные массивы лейкократовых
гранитов, прорывающих отложения свиты Улан-Хан. Это небольшие
(менее 2 км в длину) линзовидные тела, вытянутые в северо-западном
направлении, согласно с простиранием вмещающих пород. Граниты
крупнозернистые, имеют желтовато-розовую окраску и совершенно
лишены темноцветных минералов. Последние появляются лишь в
эндоконтактовых частях массивов поблизости от сланцев свиты Улан-Хан.
В состав гранитов входят кварц, плагиоклаз и ортоклаз-пертит,
вторичные— серицит, хлорит, мусковит, эпидот и акцессории — апатит,
сфалерит и магнетит.
Плагиоклаз (№ 8—12) развит обыкновенно в виде небольших
таблитчатых кристаллов, часто образующих пойкилитовые включения
в калиевом полевом шпате. Ясно различимы две генерации
плагиоклазов— мелкие лейсты, включенные в ортоклаз, и более крупные
самостоятельные зерна. В мелких зернах плагиоклаза отчетливо
выражено зональное строение, в крупных же зернах, проникнутых
мелкими чешуйками серицита и аморфными серыми частичками,
зональность, отсутствует.
Ортоклаз-пертит
образует
короткопризматические
кристаллы,
обыкновенно ясно ксеноморфные по отношению к плагиоклазу, а иногда и
к кварцу. В ортоклаз-пертите встречаются мелкие округлые включения
кварца и реже альбита. Вростки пертита — жилковатые, лентовидные,
обычно сплошь пронизывают все зерно, имея в его пределах одну
оптическую ориентировку.
Промежутки между полевыми шпатами заполняются ксеноморфными
зернами кварца. Последний часто корродирует зерна полевого шпата.
Угасание кварца облачное, некоторые крупные зерна несут следы
катаклаза.
Мусковит и хлорит образуются преимущественно по биотиту, от
которого сохранились лишь незначительные реликты. Светло-зеленый
мусковит находится в виде мелких листочков и чешуек. Мусковитизация
биотита сопровождается выделением бурых окислов железа вдоль трещин
спайности.
Для рассматриваемых гранитов характерно наличие магнетита и
сфалерита (1—2%), располагающихся между зернами полевого шпата
и кварца.
На контакте с хлоритово-серицитовыми сланцами свиты Улан-Хан
полевые шпаты гранитов в узкой зоне (0,5-0,7 м) интенсивно
хлоритизированы, соссюритизированы и пелитизированы.
Хлорит образует зеленые чешуйки или таблички с плеохроизмом or
зеленого до желтоватого. Характерна аномальная интерференционная
окраска индигово-синего цвета. Минерал оптически положительный,
угасание прямое. По константам он близок к пеннину.
Характерным минералом этих пород является апатит; магнетит
встречается в ассоциации с хлоритом и эпидотом.
Жильный комплекс
К этой группе относятся различные по составу породы: диабазы, гранит-аплиты,
пегматиты,
кварцевые
жилы.
Они
приурочены
преимущественно к трещинам северо-западного простирания с крутыми
углами падения (60—90°) на северо-восток и юго-запад. Обыкновенно
это одиночные дайки или жилы, но иногда они встречаются целыми
сериями. Таковы, например, дайки диабазов в гранитах массива Таряту и
кварцевые жилы в гранитах севернее горы Хуху-обо. Естественно, что при
слабой геологической изученности района и отсутствии каких-либо
геохими76
ческих данных, разграничение жильных пород по их связи с теми или
иными интрузиями пока не представляется возможным.
Чаще других встречаются дайки диабазов, приуроченные к
метаморфическим породам свиты Хангинах в массиве Бага-Богдо.
Мощность их от 1 до 6 м, протяженность от 10 до 80 м. Это
мелкозернистые массивные, плотные темно-серые или черные с зеленым
оттенком породы с офитовой или пойкилоофитовой структурой, состоящие
из плагиоклаза, моноклинного пироксена и роговой обманки.
Присутствуют также рудные и вторичные минералы.
Плагиоклаз (60%) образует лейстовидные кристаллы и таблички.
Полисинтетические двойники различимы не везде вследствие замещения
плагиоклазов соссюритом, эпидотом и актинолитом.
Пироксен обнаружен в виде реликтов разъеденных зерен, по которым,
как правило, развиваются уралит и хлорит.
Рудные минералы в виде мелких ксеноморфных зерен магнетита и
титаномагнетита нередко достигают 1—2% породы.
Г р а н и т - а п л и т ы встречаются среди биотит-роговообманковых
гранитов и метаморфических пород свиты Богдо, образуя дайки
северозападного простирания мощностью до 5 м. Это мелкозернистые
светло-розовые или палевые массивные породы. Цветные минералы в них
совершенно отсутствуют.
Минеральный состав: плагиоклаз, микроклин, кварц и рудный
минерал, вторичные — эпидот, хлорит, мусковит и серицит.
Плагиоклаз, образующий неправильные зерна или таблички,
относится к альбиту или альбит-олигоклазу. В противоположность
микроклину он довольно интенсивно замещается серицитом и
мусковитом.
Свежие зерна кварца с хорошо выраженным облачным погасанием
составляют до 45% породы.
Структура
эплитов
панидиоморфнозернистая,
иногда
гипидиоморфнозернистая, нередко порфировидная.
Пегматиты встречены в нескольких местах на северо-восточном
склоне хр. Бага-Богдо среди граносиенитов и сиенитов. Они слагают
дайки и неправильные, не резко ограниченные тела различных, но в
большинстве случаев небольших размеров; мощность их колеблется от
нескольких сантиметров до 1—2 м, длина 5—10 м. Это грубозернистые
агрегаты, состоящие из полевого шпата, слюды, кварца и подчиненных
им турмалина и граната. Последние местами образуют в пегматитах
скопления размером до 10 см. Полевой шпат относится
преимущественно к микроклину с хорошо выраженной микроклиновой
решеткой; плагиоклаза немного. Кристаллы мусковита в отдельных
случаях достигают 2 см.
Черный со смоляным блеском турмалин образует крупные (до 1 см)
кристаллы, собранные в радиальнолучистые агрегаты.
Светло-коричневый гранат кристаллизуется в виде червеподобных
образований, вытянутых в одном направлении, и перемежающихся с
аналогичными образованиями кварца. В шлифах видно, что выделения
граната разбиты трещинами на отдельные неправильные участки.
Трещины иногда «залечены» мельчайшими зернышками эпидота и
кальцита. Зерен с правильными кристаллографическими ограничениями
гранат не образует. Показатель преломления отвечает разновидности,
близкой к гроссуляру. Иногда встречается пирит.
Кварцевые жилы не имеют широкого распространения. Только
на правом склоне Цаган-гольской впадины близ высоты 1802 м россыпи
молочно-белого кварца покрывают площадь в несколько сотен
квадратных метров. К сожалению, здесь нет коренных обнажений и
условия залегания кварцевых жил остались неясными. По
наблюдениям
в других местах кварцевые жилы связаны
преимущественно с биотито77
во-роговообманковыми гранитами и сиенитами. Мощность кварцевых
жил не более 1 м, протяженность 10—25 м.
Жильный кварц молочно-белый, реже сероватый и бесцветный.
Иногда интенсивно обохрен. По структурным особенностям относится
к сливным разновидностям и очень редко — к зернистым. В шлифах
обнаруживает волнистое и мозаичное погасание. Местами содержит
значительное количество пирита.
Севернее горы Хуху-обо в гранитах обнаружена серия халцедоновых
жил,
выдержанных
по
простиранию
на
сотни
метров.
Отпрепарированные избирательной денудацией, халцедоновые жилы
покрыты с поверхности бурыми окислами железа. В шлифе халцедон
бесцветен, хорошо различимы агрегаты, состоящие из микроскопических
волокон и листьевидных образований.
МЕТАМОРФИЗМ
В зависимости от стратиграфического и структурного положения, а
также от взаимоотношений осадочно-метаморфических толщ с
массивами
гранитоидов
изменяется
степень
метаморфических
преобразований палеозойских пород плейстосейстовой области. При этом
общей чертой метаморфического комплекса остается сочетание
низкометаморфизованных
пород,
характеризующих
общий
«метаморфический
фон»
района,
с
«островами»
высокометаморфизованных их аналогов (осевая часть хр. Бага-Богдо,
центральная часть хр. Ихэ-Богдо и несколько других более мелких
участков).
В целом для изученного района намечается определенная
последовательность метаморфических процессов. Схема ее следующая:
I. Постгурбанбогдынский региональный метаморфизм
1. Первая фаза регионального метаморфизма (фация зеленых
сланцев).
П. Доуланханский контактовый метаморфизм
1. Первая фаза. Метаморфизм, связанный с древнейшими серыми
гранитоидами.
А. Фация эпидотово-амфиболитовая
а) субфация биотит-эпидотово-серицитовая,
б) субфация актинолит-биотитово-мусковитовая.
Б. Фация амфиболитовая
2. Вторая фаза. Метаморфизм, связанный с интрузиями розовых
крупнозернистых гранитоидов (фация роговиковая).
3. Третья фаза. Метаморфизм, связанный с внедрением
граносиенитов, сиенитов, гранит-порфирос (фация роговиковая).
4. Четвертая фаза. Метасоматические процессы, связанные с
образованием порфировидных граиитоидов — метасоматитов
(фельдшпатизация).
III. Постуланханский региональный метаморфизм
1. Вторая фаза регионального метаморфизма (фация зеленых
сланцев— мусковит-хлоритовая субфация).
IV. Постуланханский контактовый метаморфизм
1. Первая фаза. Метаморфические процессы на контактах с
постуланханскими гранитоидами.
78
2.
Вторая
фаза.
Наложенные
процессы
(позднейший
гидротермальный и динамический метаморфизм).
Из перечисленных фаз наибольшее значение имеют процессы
регионального метаморфизма (I—1) и доуланханский контактовый
метаморфизм ( I I—1), обусловленный наиболее древними гранитоидами
(серыми равномернозернистыми и розоватыми порфировидными
метасоматитами). Влиянием этих процессов в основном объясняется
редкая сохранность в толщах палеозоя нормально осадочных пород и их
полное отсутствие в составе серии Гурбан-Богдо. Петрографическое
изучение пород последней показывает, что наиболее широким площадным
распространением пользуются низкометаморфизованные первичные
эффузивные и осадочные породы. Степень их метаморфизма явно не
выходит за пределы типичной зеленосланцевой фации. Сланцы
сохраняют отдельные признаки структур первичных пород (осадочных и
эффузивных).
Фация
регионально
метаморфизованных
пород
характеризуется парагенезиса-ми таких низкотемпературных минералов,
как хлорит, серицит, альбит, карбонат, кварц, реже эпидот. В эффузивных
породах преобразования имеют то же направление (хлоритизация,
соссюритизация, карбонатизация, в меньшей мере серпентинизация и
альбитизация).
Среди регионально метаморфизованных парапород наиболее
типичны разнообразные сланцы, содержащие в различных комбинациях
перечисленные выше минералы. Эффузивы сохраняют почти все
первичные микро- и макроскопические черты и должны определяться как
соответствующие породы с сильными вторичными изменениями.
Региональный метаморфизм подобного типа следует отнести к
динамометаморфизму, сочетающемуся с незначительным термальным.
Общий
однородный
фациальный
тон
регионально
метаморфизованных пород серии Гурбан-Богдо нарушается влиянием
контактового
метаморфизма,
обусловленного
интрузиями
серых
гранитоидов ( I I—1). Последние образуют крупные тела, морфология
которых в общих чертах предопределена складчатыми структурами. С
парапородами эти граниты связаны довольно сложными переходами, что
нашло отражение в обильных послойных инъекциях вплоть до
мигматизации в приконтактовой зоне. При этом экзоконтакты
характеризуются образованием гнейсов, кристаллических сланцев и
других высокометаморфизованных пород.
Одна из характерных черт серых гранитоидов — отсутствие в них
типичных ксенолитов. Остатки непереработанной кровли залегают в
этих гранитоидах в виде крупных тел с постепенными инъекционными
контактами и ненарушенным залеганием. Метаморфический процесс,
вызванный серыми гранитами, относится к типу изохимического
термального. Он протекал, по-видимому, в условиях средних температур и
давлений с естественным понижением температурного воздействия по мере
удаления от контакта. Наблюдения показывают, что этому процессу
принадлежит определяющая роль в пространственном размещении
весьма разнообразно метаморфизованных пара- и ортопород палеозоя
серии Гурбан-Богдо.
Изучение минеральных парагенезисов позволяет с достаточной
четкостью выделить, по крайней мере, две основные метаморфические
фации с подразделением на субфации.
А.Эпидотово-амфиболитовая фация
а)
Биотитово-эпидотово-серицитовая
субфация
о т личается от «зеленосланцевой» фации регионального метаморфизма
широким развитием новообразований биотита и минералов группы
эпидота. Эти минералы часто ассоциируют с серицитом. Сочетание
перечисленных
79
минералов сопровождается несколько большей перекристаллизацией по
сравнению с типичными зелеными сланцами. Близость физикохимических условий, при которых протекали процессы первой фазы
регионального метаморфизма и данной фации контактового
метаморфизма, несомненна. Такая близость существенно маскирует и
делает в известной степени условной границу явно различных по времени
и генезису процессов. Типичными продуктами описываемой фации
метаморфизма являются метаморфические сланцы и измененные
эффузивы с переменным содержанием новообразованных биотита и
эпидота с реликтами структур и минерального состава пород
«зеленосланцевой» фации.
б)
Актинолитово-биотитово-мусковитовая
с у б ф а ция характеризуется существенно иным типом парагенезисов
породообразующих минералов, среди которых главнейшими являются:
Актинолит + мусковит + кварц + хлорит
Биотит + мусковит + гранат + кварц + эпидот
Актинолит + биотит + мусковит + кварц + плагиоклаз
Плагиоклаз + мусковит + кварц + графит
Кордиерит + мусковит + кварц + графит.
Различные количественные комбинации в рамках приведенных выше
парагенезисов минералов дают разнообразные по облику и составу
породы: двуслюдяные и слюдяные сланцы, слюдистые кварциты, актинолитсодержащие сланцы и т. д.
Б. Амфиблитовая фация
Эта фация является наиболее высокотемпературной и, возможно,
несколько более глубинной, нежели остальные. Парагенетические
ассоциации ее можно представить следующими рядами:
Роговая обманка + плагиоклаз + кварц + биотит
Роговая обманка + плагиоклаз + гранат + биотит + кварц
Роговая обманка + плагиоклаз + пироксен + кварц
Силлиманит + плалиоклаз + биотит + кварц
Плагиоклаз + биотит + гранат + кварц + микроклин
Кальцит + кварц + графит.
Большинство пород, метаморфизованных до степени амфиболитовой
фации, имеет полнокристаллические структуры и представлено лейкократовыми
гнейсами
(преимущественно
инъекционными),
плагиогнейсами,
кристаллическими
сланцами,
амфиболитами,
кварцитами и мраморами. Естественно, столь полный набор
петрографических разновидностей продуктов метаморфизма может быть
использован для выделения внутри амфиболитовой фации ряда
субфаций.
Наиболее наглядно контактовый тип рассматриваемой фазы
метаморфизма выявляется в массиве Бага-Богдо. На схеме (фиг. 28)
отчетливо
виден
контактовый
характер
метаморфических
преобразований, явно не согласующихся со стратиграфическими
границами. Господствующим развитием пользуются наиболее
высокометаморфизованные породы амфиболитовой фации (I). Они в
общих чертах приурочены к ядру антиклинория, сложенного породами
серии Гурбан-Богдо. Более низкометаморфизованные породы (зоны II и
III) окаймляют это ядро. Ширина зоны II (актинолитово-биотитовомусковитовая фация) колеблется в широких пределах —от 150—200 м до 5
км. Наиболее высоко метаморфизованные породы (гнейсы, инъекционные
гнейсы) локализуются в непосредственной близости с серыми
равномернозернистыми гранитами. Породы амфиболитовой фации в
восточной части Бага-Богдо обнаруживают теснейшую связь с этими
гранитоидами, окаймляя поля их развития. В западной половине
хребта высокометаморфизованные
80
Фиг. 28. Схема фаций контактового метаморфизма в массиве Бага-Богдо: 1 —
геологические контуры и контакты; 2 — метаморфические породы свиты Богдо; 3 — мраморы свиты
Хангинах; 4 — эффузивы и другие породы свиты Сэбсул; 5— светло-серые граниты (YI); 6 —
порфировидные метасоматические гранитоиды (Y4); 7— граносиениты, сиениты, гранит-порфиры
(та); 8 — условные границы фаций метаморфизма; 9— фация амфиболитовая; 10 — субфация
актинолитово-биотитово-мусковитовая; 11 — субфация бйотитово-эпидотово-серицитовая; 12 —
рыхлыеотложения нерасчлененные
Составили А. Ескин и P. K урушинин
породы [развиты не менее широко, чем на востоке массива, но серые
граниты здесь не выходят на поверхность, что, по-видимому, следует
связывать с более высоким денудационным срезом западной части
массива Бага-Богдо. Кроме того, значительная часть западной половины
последнего (юго-западный склон)
сложена более
поздними
порфировидными метасоматическими гранитами.
Близость
метаморфических
фаций
постгурбанбогдынского
регионального метаморфизма (I — 1 фаза) и биотитово-эпидотовосерицитовой субфации контактового метаморфизма ( I I — 1 фаза) при
небольшой площади, сложенной породами с такими изменениями, не
позволяет выделить на схеме эти фации раздельно.
Рассматриваемые ниже последующие явления контактового
метаморфизма имеют весьма локальные проявления. Ореолы
метаморфизма вокруг интрузий более молодых гранитов узки (единицы
метров, редко до нескольких сотен метров), в связи с чем дробное
выделение фаций метаморфизма в данном случае затруднительно.
Розовые средне- и крупнозернистые граниты вызвали вторую фазу
контактового метаморфизма (II—2 фаза) в породах серии Гурбав-Богдо.
Проявления
его
выражены
в
узких
зонах
роговиков
и
роговиковоподобных пород мощностью не более 5—6 м. Наиболее четко
такие зоны выражены на восточном мысе массива Таряту между
Булухтинской впадиной и сквозной долиной, ограничивающей с запада
горный массив Ноян. Здесь граниты имеют отчетливо секущий контакт,
сопровождающийся ассимиляционными породами и роговиками.
Последние имеют мощность до 5 м.
Сиениты, граносиениты, гранит-порфиры и другие породы этого
комплекса сопровождаются еще более узкими зонами контактового
метаморфизма (II—3 фаза). Последние принадлежат к обычному типу
«горячих» контактов с ассимиляционными породами в эндоконтакте и
незна81
читальными (порядка нескольких сантиметров) зонами роговиков к
экзоконтакте.
Особым видом контактового метаморфизма являются процессы
фельдшпатизации я метасоматоза (II—4 фаза), связанные с
образованием наиболее молодых по отношению к серии Гурбан-Богдо
порфировидных метасоматических гранитов. Характер преобразования и
состав измененных пород подробно описаны в разделе «Интрузивные
образования». Своеобразный тип преобразования позволяет выделить две
зоны изменений. Первая зона представлена ореолом измененных
(фельдшпатизированных) пород. Ширина ее в плане колеблется от
нескольких дециметров до нескольких сотен метров. Такая зона обычно
окаймляет участки более полной переработки (гранитизации) вмещающих
пород, картирующиеся как «массивы» порфировидных гранитоидов.
Фактически
—
это
участки
существенно
переработанных
(гранитизированных) пара- и ортопород, в том числе и более древних
гранитоидов с обильными реликтовыми участками вмещающих пород
различной величины (от нескольких десятков сантиметров до
нескольких километров) которые имеют неправильные расплывчатые
контакты
и
сохраняют
первичные
элементы
залегания.
Автометаморфические процессы в ультраосновных и основных породах
описаны в предыдущем разделе.
Рассмотренные выше фазы регионального и контактового
метаморфизма отражены в породах серии Гурбан-Богдо и не
затрагивают породы свиты Улан-Хан. Формирование этой свиты было,
несомненно, отделено от лежащей ниже серии достаточно
продолжительным промежутком времени. Существенное ее отличие от
серии Гурбан-Богдо заключается прежде всего в меньшей степени
метаморфизма пород свиты Улан-Хан. Метаморфизм последних (III —2
фаза),
связанный
с
постулааканским
складкообразованием,
обнаруживается
только
в
незначительной
перекристаллизации
первичного цемента обломочных пород и в очень неравномерной
раскристаллизации известняков. Минеральные новообразования имеют
только низкотемпературный характер и представлены хлоритом,
серицитом, карбонатом, в редких случаях эпидотом. Очень часто
сохраняются реликты первичного глинистого состава. В ряде образцов
пород вообще не обнаруживается никаких минеральных ил»
структурных преобразований (песчаники, глинистые сланцы, пелитоморфные известняки). Отчетливо распознаются первичные гравелиты и
конгломераты. В свете этих фактов вторую фазу регионального
метаморфизма затруднительно охарактеризовать с точки зрения
минеральных фаций. Наиболее правильным будет вывод о том, что в
целом эти породы находятся в стадии начальных ступеней фации
зеленокаменных сланцев с естественными отклонениями, с одной стороны,
к почти неизмененным породам и к почти типичным «зеленым» сланцам,
с другой.
Контактовые процессы в породах свиты Улан-Хан имеют весьма
ограниченное распространение. Около мелких гранитных массивов в
районе-Баян-Арик наблюдаются очень узкие (несколько сантиметров)
ореолы ороговикования, сочетающиеся в эндоконтактовых частях с
маломощными зонами ассимиляции.
Естественно, что метаморфические процессы, выявленные в породах
свиты Улан-Хан, в той или иной степени сказались и в более древних
метаморфических и магматических породах, для которых эти процессы
являются регрессивными.
Все рассмотренные процессы регионального и контактового
метаморфизма сочетаются с наложенными явлениями (IV—2 фаза),
связанными с молодыми тектоническими движениями, гидротермальной
деятельностью и т. д. Наложенный метаморфизм выражен в катаклазе,
милонитизации и в развитии вторичных минералов по более
высокотемпературным, до, в общем, он узко локален.
ПРОДОЛЖЕНИЕ Part 1_3_3.doc