О явлениях гибридизма и ассимиляции в гранитоидах Мустагской интрузии горной Шории

ИЗВЕСТИЯ

ТОМСКОГО ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА ИМЕНИ С. М. КИРОВА

Том 196 , 1969

О ЯВЛЕНИЯХ ГИБРИДИЗМА И АССИМИЛЯЦИИ В ГРАНИТОИДАХ МУСТАГСКОЙ ИНТРУЗИИ ГОРНОЙ ШОРИИ

Э. И. ЛИСЕЙКОВ

(Представлена научным семинаром кафедр минералогии, петрографии,

полезных ископаемых)

Изучение явлений гибридизма и ассимиляции имеет, как известно, важное значение для решения многих петрогенетических вопросов. Ярения взаимодействия магматических масс с вмещающими породами на разных стадиях эволюции магматического очага широко освещались многими исследователями [1—4, 6—8]. Краткий обзор основных точек зрения по этому вопросу имеется в работах Хамрабаева. И. X., Морковкиной В. Ф. [8] и других авторов. Большинством петрологов появление многообразия типов гранитоидов в эндоконтактных интрузивов связывается именно с процессами гибридизма и ассимиляции, а не с многофазностью становления интрузий [1, 2, 4]. При этом особо подчеркивается роль тектонической обстановки как «важного фактора, определяющего масштаб развития продуктов гибридизма» [6]. Следует отметить, однако, что несмотря на значительную изученность явлений гибридизма, до сих пор многие стороны последних остаются дискуссионными [8]. В связи с этим накопление нового фактического материала по гибридизму имеет определенный интерес.

В настоящей работе затронутый вопрос рассматривается на примере Мустагского интрузива Горной Шории, в пределах которого отмечаются различные типы гранитоидов, обязанные своим происхождением процессам гибридизма и местной ассимиляции.

Мустагский интрузив представлен несколькими массивами, наиболее крупными из которых являются собственно Мустагский (площадь около 290 км2), Сарлыкский (25,4 км2) и массив горы Иен (около 9-км2). Первый и третий массивы имеют в плане линейно вытянутую вдоль основных структур района форму и контактируют с породами верхнепротерозойской карбонатно-кремнистой толщи, метаморфическими сланцами нижнего кембрия и песчано-алевролитовыми отложениями нижнеордовикского возраста [5]. Сарлыкский массив, характеризующийся округлой в плане формой, прорывает - зффузивно-осадочные породы среднего кембрия. Контактовый метаморфизм боковых пород выразился в образовании различных роговиков и очень редко диопсид-гранатовых и волластонитовых скарнов. По составу и строению Мустагская интрузия представляется довольно сложной, формирование ее происходило, по крайней мере, в три фазы: 1) диориты и габбро-диориты; 2) крупнозернистые биотитовые граниты; 3) мелко- и сред-незернистые аляскитовые граниты. Ассимиляционные явления наиболее характерны для гранитоидов второй фазы, которые слагают около

80% вскрытой площади интрузива (в том числе и массивы гор Иен и Сарлык).

. Гранитоиды второй' интрузивной фазы обнаруживакгг ясно выраженное зональное строение, фиксирующееся в повышении основности пород от центра массивов к периферии. Центральные части массивов сложены преимущественно биотитовыми гранитами, в то время как периферические — роговообманково-биотитовыми гранитами, плагиогра-нитами, гранодиоритами, кварцевыми диоритами, а местами граносие-нитами.Особенно отчетливо проявляется подобная зональность в массиве горы Сарлык и в северо-восточной части Мустагского массива. Отмеченные разновидности гранитоидов связаны между собой взаимопереходами, не обнаруживают взаимных пересечений, что позволяет рассматривать их как члены одной и той же интрузивной фазы. Ширина эндоконтактовой полосы гранитоидов повышенной основности непостоянна и колеблется от первых метров до 2 км. Наибольшим развитием эти породы пользуются в эндоконтактовой полосе в контакте гранитоидов с песчано-алевритовыми отложениями ордовика (северовосточная часть Мустагского массива) и с эффузивными породами различного возраста. Примечательно, что в контакте с карбонатными породами биотитовые граниты зачастую не несут существенных изменений в своем составе. Во внутренних частях массивов местами также встречаются базифицированные гранитоиды, что связано, по-видимому, с неровностями кровли интрузива. В этом отношении весьма характерен массив горы Иен, который только начинает вскрываться эрозией. Гранитоиды этого массива изобилуют ксенолитами эффузивных пород и по составу ближе всего стоят к гранитоидам эндоконтактовых зон более крупных Мустагского и Сарлыкского массивов.

По минералогическому составу различные типы гранитоидов в общем близки друг другу и отличаются количественным соотношением минералов (табл. 1).

* 'Таблица1

Сравнительная минералогическая характеристика гранитоидов

Типы пород Средний количественный минеральный состав (в объемных %У

кварц плагиоклаз К—N3 полевой шпат биотит амфибол прочие2

Биотитовые граниты 30 28 34 7 — 1

Биотитово-роговооб-

манковые граниты 29 27 32 6 4 2

Плагиограниты 30 59 3 6 2 2

Гранодиориты 20 52 15 8 8 3

Кварцевые диориты 16 53 8 11 9 3

Граносиениты 18 4 68 7 1,5 1,5

Примечание. 1) Приводятся средние данные подсчетов по 5—10 шлифам для

каждого типа породы. 2) Магнетит, апатит, ортит, сфен и др. #

Биотитовые граниты, слагающие центральные части массивов, наиболее широко • распространены среди гранитоидов второй фазы интрузива. Они представляют собой крупнозернистые слабо пор-фировидные породы, отличающиеся довольно выдержанными структурными особенностями, минералогическим и химическим составами на

!

всей площади их распространения. Из акцессорных минералов характерны циркон, магнетит, ортит, апатит.

Биотитов о-р оговообманковые граниты отличаются от биотитовых наличием амфибола, преобладанием порфировидных структур, более высоким содержанием ортита и монаиита. Амфибол представлен железистой роговой обманкой гастингситового ряда (с ^ = 20—25°, Ыё = 1.704 + 0,002, — 2У = 46—48°, плеохроизм: по — темнозеленый; по N01 — оливково-зеленый; по Ыр — светлый, желто-коричневый). Иногда встречается рибекит в виде мелких шесто-ватых кристаллов. Распределение роговых обманок в гранитах весьма неравномерно. В местах скопления зерен амфибола часто обнаруживаются псевдоморфозы соссюрита по идиоморфным кристаллам плагиоклаза, большое количество сфена и магнетита. Размеры таких участков обычно не превышают 1.5—2 см в диаметре. Псевдоморфозы соссюрита развиваются за счет плагиоклазов гораздо более основного состава, нежели слабо серицитизированный олигоклаз гранитов. Такие участки резко выделяются в шлифах и представляют собой неполностью ассимилированные дезинтегрированные обломки вмещающих пород. Количественный минеральный состав гранитов эндоконтакта колеблется в очень широких пределах. Так, изредка встречающиеся пла-гиограниты отличаются резким преобладанием плагиоклаза над микроклин-пертитом (табл. 1).

Гранодиориты характеризуются крупнозернистой порфиро-видной структурой и часто содержат мелкие ксенолиты диоритоподоб-ных мелкозернистых пород. Обычно гипидиоморфно-зернистые микроструктуры гранодиоритов иногда обнаруживают переходы к гранобласти-ческим.

Вкрапленники размером не более 1 см представлены плагиоклазом № '30—35, обыкновенной роговой обманкой (—-2У = 80°) и реже — микроклин-пертитом. В основной ткани, кроме этих минералов, присутствуют кварц и биотит. Плагиоклаз отличается сложным зональным строением. Число зон не превышает обычно десяти. Наблюдается чередование зон то более кислого, то более основного состава, хотя в общем

Ал /о

35

30

25

20

15

Ядро

Периферий

Относит,. ширит7 зон

Рис. 1. Изменение состава зон плагиоклаза из гранодиорита.

основность плагиоклаза в зонах уменьшается в направлении от ядра зерен к периферии (рис. 1). В качестве акцессорных минералов присутствуют апатит, сфен, магнетит, циркон.

Кварцевые диориты отмечаются в непосредственном контакте гранитоидов с вмещающими породами. Это порфировидные крупнозернистые породы серого облика, содержащие большое количество раз-

личных по размерам (от 5 см до 1,2 м) ксенолитов. По особенностям минералогического состава кварцевые диориты сходны с гранодиорита-ми. Форма ксенолитов обычно овальная, редко остроугольная, границы их резкие, у мелких ксенолитов расплывчатые. По составу среди ксено-

Таблица 2

Средний химический состав гранитоидов Мустагской интрузии

Окислы, вес. % Граниты Плагиограниты Граноди-ориты Кварцевые диориты

БЮз 73,84 72,14 65,52 60,36

тю2 0,15 0,37 0,52 0,79

' А*2Оз 13,21 14,88 16,21 17,24

Ре203 0,14 0,07 1,57 4,39

РеО 2,20 3,17 2,31 2,48

МпО 0,08 0,04 о,п 0,10

А^О 0,67 0,82 1,84 2,69

СаО 1,02 2,41 4,06 4,47

Ма20 3,62 4,31 3,30 3,63

к2о ' 4,00 , 1,30 2,39 2,82

Р2 о5 0,10 0,11 0,04 0,42

н2о 0,11 0,20 0,71 0,59

Сумма 99,14 99,82 99,38 99,98

Числовые характеристики гранитоидов

а 13,2 10,9 10,8 12,2

с ' , 1,2 2,8 . 5,0 5,6

Ь 4,6 6,9 8,2 11,2

э 81,0 79,4 76,0 71,0

а/с 11,0 3,9 2,6 2,2

34,4 33,9 25,4 0,2

а' 30,0 37,6 17,0 1,3

Г 47,1 42,9 44,0 57,5

гпг 22,9 19,5 39,0 41,9

с' — — — —

п 58,0 83,0 68,0 65,9

1,6 0,4 0,Б 0,1

У 1,4 0,8 16,1 35,0

литов наибольшее распространение имеют амфиболиты, состоящие из 70—80% обыкновенной или актинолитовой роговой обманки и андезина, и мелкозернистые кварцевые диориты. В эндоконтакте северо-восточной части массива горы Мустаг встречаются ксенолиты ороговико-ванных мелкозернистых песчаников, по многим особенностям весьма сходных с таковыми экзоконтактовой полосы.

Кварцевые сиениты и граносиениты встречаются иногда в непосредственном контакте гранитоидов с известняками.

Породы состоят из микроклин-пертита, плагиоклаза № 25—30, железистого биотита, роговой обманки гастингситового ряда и кварца. Акцессорные минералы — циркон, апатит, ортит, сфен, магнетит.

Петрографические особенности кратко описанных гранитоидов вполне согласуются с данными химических анализов (табл. 2).

Особенно наглядно изменение состава пород иллюстрируется вариационной диаграммой, построенной для' соответствующих типов гранитоидов северо-восточной части Мустагского массива (рис. 2). По

направлению к контакту возрастает роль кальция, магния, алюминия, валового железа, фосфора и титана. В том же направлении уменьшается содержание кремнезема и калия.

Анализ векторной диаграммы числовых характеристик, вычисленных по методу А. Н. Заварицкого (рис. 3), позволяет выявить следующие особенности химизма гранитоидов:

1), биотитовые и роговооб-майково-биотитовые граниты близки по химическому составу среднему типу гранита по Р. Дэли, отличаясь от последнего несколько меньшим содержанием извести;

2) гранитоиды эндокон-тактовой зоны отличаются неоднородностью состава (разброс фигуративных точек), некоторой пересыщен.ностью алюминием по сравнению со средними типами пород по Р. Дэли;

3) По направлению к кок-такту возрастает меланократо-вость гранитоидов, что отчетливо фиксируется увеличением

• параметра «¿»;

4) положение фигуративных точек в плоскости сзб указывает на увеличение полевошпатовой извести в породах эндоконтакта;

5) по мере приближения к контакту повышается роль натрия и трехвалентного железа (растут параметры «п» и «£»).

Исходя из изложенного выше фактического материала, можно сделать следующие выводы:

1. Рассмотренные выше гранитоиды представляют собой фациаль-ные разновидности единой интрузивной фазы.

2. Зональное строение Сарлыкского и северной части Мустагского массивов обусловлено сложными процессами взаимодействия гранитной магмы с вмещающими породами на уровне становления интрузии (местная ассимиляция).

3. Гранитоиды эндоконтактовой зоны несут следы гибридного происхождения; об этом свидетельствуют неоднородный состав гранитоидов, присутствие в них в различной степени переработанных ксенолитов вмещающих пород, неравномерное распределение темноцветных

Рис. 2. Диаграмма изменения состава гранитоидов северо-восточной части Мустагского массива при ассимиляции вмещающих пород (по Т. Барту): I — гранит, II — плагиогранит, III — гранодиорит, IV — кварцевый диорит.

«

минералов, сложная зональность плагиоклазов, большое количество сфена и апатита.

4. Ассимиляция носила избирательный характер в зависимости от химико-минералогического состава контактирующих с интрузивом пород.

5. Наиболее характерно обогащение исходной гранитоидной магмы кальцием, магнием, железом, титаном и фосфором.

6. Процессы гибридизма и местной ассимиляции явились, таким образом, причиной многообразия типов гранитоидов эндоконтактовых

10

••5

№

+ 15 6

Рис. 3. Векторная диаграмма химических составов гранитоидов Мус-тагского массива. Нумерация пород та же, что и на рис. 2. 4\ 42, 45 — средние типы пород, по Р. Дэли: гранит, кварцевый диорит, гра-нодиорит соответственно.

областей крупных массивов и повышенной основности гранитоидов небольших по размерам интрузивных тел, подобных массиву горы Иен.

♦ЛИТЕРАТУРА

1. Т. М. Д е м б о. Явления анатексиса, гибридизма и ассимиляции в каледонской гранодиоритовой интрузии северной части Кузнецкого Алатау. Сб. «Советская геология», № 51, М., 1956.

2. А. Н. Дистанова. Мартайгинский гранитоидный комплекс. Кн. «Магматические формации Алтае-Саянской складчатой области», М, 1965.

3. А. Н. Заварицкий.' Петрография БердяушскОго плутона. Тр. ЦНИГРИ, вып. 96, 1937. - ' '

4. И. М. И с а м у ха м е д о в. Роль ассимиляционных процессов в петрогенезисе. Кн. «Магматизм и связь с ним полезных ископаемых». Госгеолтехиздат, 1960.

5. В. И. Каминская. Геологические особенности Кондомского железорудного района. Геология и геофизика, № 3, 1961.

6. В. С. К о п т е в-Д в о р н и к о в. Явления гибридизации на примерах некоторых гранитных интрузий палеозоя Центрального Казахстана. Тр. ИГН АН СССР,, вып. 148 (44), 1953.

7. В. И. Лучицкий. Ассимиляция и гибридизм на территории Украинского кристаллического массива. Тр. ИГН АН СССР, вып. 107, 1950.

8. В. Ф. Морковкина. К вопросу б роли контаминации и ассимиляции в образовании гранитоидов (на примере полярного Урала). Кн. «Геология и геохимия гранитных пород», М:, 1965.