28.12.2020

Гидротермально-метасоматические образования инверсионного этапа


Инверсионный этап истории геологического развития Енисейской складчатой области характеризуется интенсивной складчатостью, становлением интрузивно-анатектических параавтохтонных гранитоидов татарско-аяхтинского комплекса (гранитовая формация), подновлением системы северо-западных и заложением системы северо-восточных трансрегиональных глубинных разломов и проявлением напряженной гидротермально-метасоматической деятельности. Производные последней, представленные формациями кварц-плагиоклаз-ортоклазовых метасоматитов (кномалитов), кварц-альбитовых метасоматитов (кальмалитов) и гумбеитов, закономерно сменяют друг друга во времени и пространстве.

Формация кпомалитов объединяет древнейшие в Заангарской части Енисейского кряжа метасоматические образования, генетически связанные с гранитоидами татарско-аяхтинского комплекса позднего протерозоя. Область их развития ограничена Панимбинским, Центральным и Приенисейским антиклинориями, в пределах которых они тяготеют к периферическим частям гнейсо-гранитных куполов тейского и татарско-аяхтинского гранитоидных комплексов, к межкупольным пространствам, а также к зонам Центрального и Приенисейского трансрегиональных глубинных разломов северо-западного направления, особенно к участкам пересечения этих структур разломами северо-восточной ориентировки (по терминологии М.В. Болдырева и Ю.М. Петрова): Питским (Чиримбинский узел), Кийским (Курепский и Индольский узлы), Tисским (Нойбинский узел), Тунгусским (Гаревский и Тырадинский узлы), Придорожным (Кутукасский узел). В периферических частях гнейсо-гранитных куполов кпомалиты представлены многочисленными конкордантно-конформными линзовидными бескорневыми телами (мощность — десятки сантиметров, протяженность — первые десятки метров), залегающими среди различных кристаллических сланцев и гнейсов амфиболитовой ступени метаморфизма. Кпомалиты соседствуют с линзовидными и пластообразными телами автохтонных и параавтохтонных гранитов. От гранитов они отличаются неравномернозернистой структурой, такситовой текстурой и зональным строением: внешняя зона обычно представлена слюдяной оторочкой, сменяющейся к центру тел лейкократовой пегматоидного облика кварц-полевошпатовой породой и далее мономинеральным кварцевым ядром с редкими крупными выделениями нолевого шпата. Мощность зон распространения линзовидных тел кпомалитов обычно не превышает первых сотен метров.

Для межкупольных пространств характерны зоны и ареалы фельдшпатизации, развитые на площади в десятки квадратных километров. В их пределах метасоматические новообразования представлены маломощными (первые сантиметры) послойными жилками кварц-плагиоклазового состава и неравномерно рассеянными порфиробластами полевых шпатов (преимущественно олигоклаза), а также линзовидными и шлировыми сегрегациями крупнозернистого серого стекловидного кварца с незначительной примесью крупнопластинчатого биотита. Наиболее часто фельдшпатизация проявляется в слюдяных и высокоглиноземистых кристаллических сланцах. Количество порфиробласт составляет 5—30 % от объема субстрата. Размеры их достигают 10 см в поперечнике.

В узлах пересечения разломов и на различных отрезках зоны Центрального разлома кпомалиты проявлены также в виде маломощных секущих жил существенно кварц-плагиоклазового состава и зон интерстициально-объемного алюмо-кремнистого замещения пород субстрата агрегатами кварца, кианита, силлиманита, кордиерита, ставролита, граната пироп-альмандинового ряда. Алюмо-кремнистые метасоматиты (акрезиты) особенно широко развиты в зоне Центрального разлома от р. Чапы на северо-западе до р. Большой Пит на юго-востоке. В форме округлых тел размером 0,5—5 см в поперечнике и общем количеством до 50 % (объемных) они фиксируются преимущественно в слюдяных и высокоглиноземистых кристаллических сланцах. Мощность зон алюмо-кремнистого замещения достигает нескольких сот метров при протяженности по простиранию до 3—8 км.

В известковистых породах (кварц-карбонат-биотитовых и амфибол-плагиоклазовых кристаллических сланцах) развиты кососекущие и послойные жилы мощностью до 10 см и шлировые обособления существенно амфиболового (с биотитом и пирротином), кварц-амфиболового или кварц-гранат-амфиболового состава.

В пачках метаморфитов, сложенных мраморами и амфибол-плагиоклазовыми кристаллическими сланцами, формация кпомалитов представлена пироксен-гранатовыми скарнами, скарноидами и ортоклазитами.

Общей особенностью формирования кломалитов различных минеральных и морфологических типов является наложение их на тектонически проработанный субстрат, что подчеркивается зонами мелкой изоклинальной складчатости, вторичного рас-сланцевания, милонитизации и бластомилонитизации. Милонитизация и рассланцевание с явлениями высокотемпературного кремнещелочного, железомагнезиального или алюмо-кремнистого метасоматизма нередко наблюдаются в краевых частях гранитных массивов тейского и татарско-аяхтинского комплексов, что позволяет оценить геологический возраст формации кпомалитов как послетатарско-аяхтинский.

По вещественным и структурно-текстурным особенностям в составе формации кпомалитов различаются следующие субформации: 1) собственно кпомалитов; 2) олигоклазитов; 3) ортоклазитов; 4) акрезитов.

Собственно кномалиты представляют собой неравномерно-зернистые, пегматоидного облика, массивные или грубосланцеватые (гнейсовидные) породы, сложенные кварцем, ортоклазом, плагиоклазом № 15—30 и биотитом с неустойчивыми количественными соотношениями этих минералов. В кпомалитах, сформировавшихся по нзвестковистым сланцам, в качестве второстепенных минералов появляются обыкновенная роговая обманка, реже клинопироксен и еще реже гранат гроссуляр-андрадитового ряда; в кпомалитах по высокоглиноземистым сланцам нередко встречается гранат пироп-альмандинового ряда. Во всех разновидностях кпомалитов плагиоклаз обычно преобладает над ортоклазом. Акцессорные минералы кпомалитов представлены апатитом, магнетитом, ильменитом, цирконом, сфеном, ксенотимом.

Олигоклазиты встречаются редко. Они представляют собой равномернозернистые пегматоидные породы, сложенные плагиоклазом № 20—30 с небольшой примесью кварца и биотита и акцессорных — апатита, сфена и ильменита.

Ортоклазиты развиты в тесной парагенетической связи со скарнами и скарноидами, располагаясь, как правило, на флангах зон скарнирования. По внешнему облику это светло-розовые тонкозернистые массивные породы, сложенные ортоклазом с небольшой примесью клинопироксена, сфена, реже граната гроссуляр-андрадитового ряда и роговой обманки.

Акрезнты характеризуются обычно псевдоморфными структурами, сочетанием новообразованных и реликтовых минералов. Новообразования представлены фибролитовыми агрегатами силлиманита, радиально-лучистыми образованиями куммингтонита и крупными (до 5 см в поперечинке) ситовидными порфиробластами силлиманита, кианита, кордиерита, ставролита, альмандина, погруженными в разнозернистый кварцевый агрегат и образующимися частично в результате собирательной перекристаллизации компонентов субстрата (кварц, ставролит, гранат), но главным образом путем замещения исходных плагиоклазов и биотитов. Типичными являются следующие парагенезисы: Кв+Снл, Кв+Ки±Ст, Кв+Корд+Алм±Ст, Кв +Сил+ Корд, Кв+Алм±Мт±Кор, т. е. наряду с собственно алюмо-кремнистыми метасоматитами наблюдаются разновидности, переходные по составу к Mg — Fe метасоматитам. Таковы, например, гранатиты — топкозернистые массивные породы, сложенные кварцем и альмандином с примесью (иногда значительной) магнетита или корунда. Акцессорные минералы акрезитов представлены рутилом, графитом, пирротином, ксенотимом, апатитом.

Скарны и скарноиды развиваются преимущественно по алюмо-силикатным породам и в очень небольшом объеме по мраморам. Для скарнов характерен парагенезис Пи±Гр±Мт, для скарноидов Пи+Пл±Кпш±Гр±Ро. Среди акцессорных минералов обычны сфен, апатит и магнетит.

Формация кварц-альбитовых метасоматитов (кальмалитов) по времени становления относится к заключительному этапу развития инверсионного тектоно-магматического цикла. Пространственно-временные взаимоотношения формаций кальмалитов и кпомалитов сложные. Кальмалиты формировались заметно позднее кпомалитов, будучи отделены от них периодом дизъюнктивных дислокаций. Нередким является широкое развитие кальмалитов в зонах бластомилонитовых швов субортогональной системы, пересекающих гнейсо-гранитные купола и развитые по периферии последних зоны фельдшпатизации. В дизъюнктивные дислокации вовлекаются как граниты тейского и татарско-аяхтинского комплексов, так и различные субформационные и фациальные разновидности кпомалитов, в том числе и скарны. На более позднее появление кальмалитов по сравнению с кпомалитами указывают относительно низкие температуры их образования, в целом отвечающие уровню становления пропилитов.

В региональном плане размещение метасоматических образований формаций кпомалитов и кальмалитов пространственно упорядочено. Кальмалиты в различных структурно-морфологических и вещественных формах наиболее широко проявлены I

в пределах отрицательных пликативных структур. Весьма характерны они также для межкупольных синклиналей и слабо выраженных положительных структур без проявлений гранитоидного магматизма татарско-аяхтинской эпохи (Енашимское поднятие). Во всех указанных случаях с различной полнотой проявленные кальмалиты группируются в зоны шириной от первых до десятков километров, окаймляющие поля развития кпомалитов. Метасоматиты этих двух формаций, как правило, не выходят за пределы развития отложений тейской и сухонитской серий.

Смена минеральных парагенезисов кпомалитов парагенезисами кальмалитов постепенная. Так, например, минералы, типоморфные для кальмалитов (эпидот, актинолит, зеленый биотит), в подчиненном количестве принимают участие в сложении тел, кпомалитов, развитых в межкупольных синклиналях. В то же время в кальмалитах из внутренних частей региональных шлейфовых зон нередко отмечаются такие минералы, как роговая обманка, гранат спессартни-гроссуляр-альмандинового состава, олигоклаз-андезин, типоморфные для метасоматнтов формации кпомалитов.

Для кальмалитов характерны пластообразные, линзовидные, послойножильные конкордантно-конформные тела, размеры которых изменяются в широких пределах — миллиметры — десятки метров по мощности, сантиметры — сотни метров по простиранию. При этом отдельные тела кальмалитов различных размеров тесно пространственно сгруппированы.

По роли типоморфных минералов (кварца и альбита) в составе метаморфических и метасоматизированных пород различаются три субформации кальмалитов: 1) метасоматических кварцитов и кварцевых жил; 2) собственно кальмалитов; 3) альбититов.

Метасоматические кварциты на 90—99 % сложены мелкозернистым агрегатом сахаровидного кварца с незначительной примесью альбита, мусковита, хлорита и акцессорных рутила и гематита, реже пирита. Метасоматическая зональность для этих образований не характерна. Лишь в случае формирования метасоматических кварцитов по породам, богатым кальцием (амфибол-плагиоклазовым и известковистым сланцам), устанавливается внешняя маломощная меланократовая зона, сложенная кварцем, зеленым биотитом, карбонатом, эпидотом с примесью хлорита и мусковита.

Метасоматические кварциты характерны для зон бластомилонитизации и развиваются по породам самого различного состава (от гранитов до амфиболитов), представляя собой продукты интенсивного среднетемпературного кислотного выщелачивания.

Кварцевые жилы имеют более крупнозернистое строение и массивное сложение. Как правило, они не зональны. Кроме синевато-серого или белого кварца в их составе установлены альбит (в зальбандах), хлорит (иногда в количестве до 50 % объема жил), пирит и халькопирит. Эти образования широко проявлены в зонах смятия среди метаморфических сланцев зеленосланцевой ступени метаморфизма на флангах гнейсо-гранитных куполов и зон глубинных разломов северо-западной ориентировки. Сравнительно редко они встречаются внутри гранитных массивов.

Собственно кальмалиты, в составе которых главную роль играют кварц и альбит, как и альбититы, имеют в регионе ограниченное распространение. Они образуют в зонах бластомилонитизации, наложенных на метаморфиты повышенной основности,— кварц-серицит-хлорит-магнетитовые, кварц-альбит-кальцитовые, кварц-актинолит-хлоритовые, амфибол-плагиоклазовые сланцы. В составе метасоматическнх пород кроме кварца и альбита участвуют актинолит, эпидот, кальцит, хлорит, зеленый биотит, мусковит и акцессорные магнетит, сфен, апатит, пирит, халькопирит. Пространственно с собственно кальмалитами и альбититами нередко тесно сопряжены эпидозиты (по амфибол-плагиоклазовым кристаллосланцам), тремолиты (по мраморам), талькиты (по доломитам).

Метасоматическая зональность для этих образований не характерна. Лишь в редких случаях в линзах собственно кальмалитов наблюдается мономинеральное кварцевое ядро, а альбититы окружены маломощной хлоритовой оболочкой. С метасоматитами формации кальмалитов связано непромышленное редкометальное, медное оруденение.

Кальмалиты с удалением на значительное расстояние от гнейсо-гранитных куполов сменяются натровыми гумбентами, фиксирующими зону низкотемпературной гидротермально-метасоматической деятельности татарско-аяхтинской эпохи. Для этой зоны характерны сетчато-прожилковые образования кварц-карбонатного или кварц-альбит-карбонатного состава, иногда несущие сульфидную медно-полиметаллическую минерализацию.

Метасоматические формации татарско-аяхтинской эпохи в совокупности образуют регионально проявленный некомпенсированный формационно-генетический ряд, становление которого протекало в условиях низкой активности в растворах калия и умеренной активности натрия, устойчивого понижения щелочности и температуры метасоматизирующих растворов, что в конечном итоге привело к образованию региональной метасоматической зональности. В качестве агента метасоматического породо-образования выступали гидротермальные растворы, имевшие непосредственное отношение к процессам ультраметаморфизма инверсионного этапа развития региона. Область распространения инверсионных гранитоидов, ограниченная разломами Питским на юге, Придорожным на севере, Центральным на востоке и срезанной долиной р. Енисея на западе, является тем центром, от которого грубоконцентрически в северном, восточном и южном направлениях распространяются гидротермально-метасоматические образования татарско-аяхтинской эпохи. Например, с удалением на восток от восточных флангов Богатннского, Kaламинского, Чиримбинского, Аяхтинского массивов, располагающихся по периферии области распространения гранитоидов инверсионного этапа, гидротермально-метасоматические образования сменяют друг друга в последовательности кпомалиты (мощность зоны 2—10 км) — кальмалиты (20—30 км) — гумбеиты (больше 15 км). Такое размещение метасоматитов по латерали свидетельствует, с одной стороны, о широкой миграции растворов ультраметаморфогенного происхождения, с другой стороны, о существовании региональной температурной зональности вокруг области формирования гранитоидов инверсионного этапа.

Вблизи отдельных массивов или их групп закономерно располагаются лишь кпомалиты и кальмалиты. Гумбеиты здесь не проявлены, так как зона их развития, очевидно, полностью эродирована.

Вследствие концентрически-зонального размещения метаморфитов различных стратиграфических уровней вокруг гнейсо-гранитных куполов кпомалиты устанавливаются преимущественно среди отложений свит хр. Карпинского, пенченгинской, в меньшей мере кординской, кальмалиты характерны для полей развития кординской, горбилокской и удерейской свит, гумбеиты — для погорюйской свиты сухопитской серии. В пределах западной части Енисейского кряжа эта закономерность размещения метасоматитов проявлена менее отчетливо.

Гидротермально-метасоматические образования некомпенсированного формационно-генетического ряда в общем случае непродуктивны на оруденение промышленного типа. Генетически связанные с метасоматитами рассматриваемого ряда проявления полезных ископаемых (железо с кпомалитами, медь с кальмалитами, полиметаллы с натровыми гумбеитами) по своим масштабам не поднимаются выше уровня рудопроявлений.

Однако поля широкого развития этих метасоматитов, несущих в неконтрастной форме большие массы рудных элементов, могут играть роль геохимически специализированного субстрата, при вовлечении которого в более поздние процессы гидротермально-метасоматической деятельности возникают благоприятные условия для образования промышленного оруденения.





Яндекс.Метрика