Метаморфогенно-метасоматическая зональность в гнейсово-мигматитовых комплексах Мугоджар

Гнейсово-мигматитовые комплексы Мугоджар приурочены к осевым частям крупных антиклинорных структур, что в известной мере предопределяет относительно древний возраст их субстрата. Примером является Восточно-Мугоджарское поднятие, в пределах которого известны Талдыкский, Кайрактинский и Текеледытауский мигматитовые комплексы.

Земная кора в пределах антиклинорных структур соответствует коре континентального типа с миогеосинклинальным режимом осадконакопления в отличие от смежных синклинорных структур, для которых характерна кора океанического типа. Это подтверждается данными сейсмического зондирования (профиль на широте г. Эмба). В первом случае наблюдается подъем поверхности Мохоровичича и резкое уменьшение "базальтового" слоя; во втором, наоборот, резкое уменьшение "гранитного'' слоя до 6—8 км, участками даже полное его отсутствие и резкое увеличение мощности "базальтового" слоя. Характер магнитного и гравитационного полей также различен. В синклинорных структурах геофизические поля представлены линейными аномалиями "уральских" простираний — положительными по краям и отрицательными в центре. В антиклинорных структурах они более дифференцированны: в пределах гнейсового (гнейсо-амфиболитового) ядра характерны линейные аномалии северо-восточного простирания в сланцевом обрамлении — субмеридионального и "уральского" простираний.

Особенности метаморфогенно-метасоматической зональности гнейсово-мигматитовых комплексов можно показать на примере Талдыкского комплекса, для которого, так же как и для других мигматитовых комплексов Уральского подвижного пояса, характерны два структурных элемента: гнейсовое ядро и его сланцевое обрамление.

Породы, слагающие ядро, по литолого-петрографическому составу и структурному положению относятся к двум сериям. В разрезе нижней серии резко преобладают биоти товые, гранат-биотитовые и силлиманит-биотитовые плагиогнейсы; амфиболиты, амфиболовые и биотит-амфиболовые плагиогнейсы играют здесь подчиненную роль. В разрезе верхней серии резко преобладают амфиболиты, амфиболовые и биотит-амфиболовые плагиогнейсы, часто с клинопироксеном и гранатом; биотитовые, гранат-биотитовые и силлиманит-биотитовые плагиогнейсы вместе со слюдистыми и графитистыми кварцитами образуют мощные выдержанные пачки и прослои лишь в нижней и средней частях разреза этой серии.

В разрезе сланцевого обрамления выделяются также две серии метаморфитов. Нижняя серия (гнейсо-сланцевая) характеризуется обилием кристаллических сланцев и гнейсов с биотитом, мусковитом (часто совместно), гранатом, кианитом, реже ставролитом. Разрез этой серии завершается графитистыми и слюдисто-графитистыми кварцитами, переслаивающимися с двусляюдяными, гранат-двуслюдяными и актинолитовыми сланцами. Для верхней серии (кварцито-филлитовой) характерно обилие низкотемпературных сланцев с эпидотом, актинолитом, серицитом, альбитом, кальцитом, тальком, а также углисто-графитистых, графитистых и слюдистых микрокварцитов и сланцев.

Региональный метаморфизм в пределах гнейсового ядра отличается стабильными термодинамическими параметрами, соответствующими силлиманитовой ступени амфиболитовой фации. Термальная ось имеет северо-восточное простирание и совпадает с направлением структурной оси (рис. 1). Изограды силлиманита, клинопироксена, буровато-зеленой роговой обманки и граната, содержащего 18—24% пиропового и 58—75% альмандинового компонентов, практически совпадают. Ниже приводятся средний химический (А) и компонентный (Я) составы гранатов из эклогитов и эклогитоподобных пород, пегматитов и метаморфических пород (в скобках указывается количество анализов):

Клинопироксен отличается высоким содержанием диопсидового (55—71%) и низким жадеитового (2—3,3%) компонентов. Ниже приводятся средний химический (А) и компонентный (Б) составы пироксенов из эклогитов, эклогитоподобных пород и базификатов (в скобках указывается количество анализов):

По химическому составу роговые обманки из метаморфитов гнейсовой и гнейсо-амфиболитовой серий (табл. 1) характеризуются прежде всего высокими содержаниями Ti (0,13—0,25 ф. е.), Mg (2,1—3,6 ф. е.), Al (1,88—1,93 ф. е.) и щелочей (до 0,4—0,6 ф. е.). По соотношению AlIV с щелочами и AlVI они соответствуют среднему составу роговых обманок с тенденцией к эденит-гастингситовой и гастингсит-чермакитовой разновидностям. В отличие от них роговые обманки из гнейсо-сланцевой серии более близки к роговым обманкам с переменным содержанием чермакитового компонента. Биотиты из метаморфитов гнейсовой и гнейсо-амфиболитовой серий по сравнению с биотитами сланцевого обрамления отличаются более крупным размером чешуй, повышенным со держанием Ti, Fe3+, Mg, Na и более низким — Al и Fe2+ (табл. 1). Коэффициенты железистости в биотитах первой группы варьируют в пределах 50,5— 57,1%, в биотитах второй группы — 59—71%. Более выдержанная однородность химического состава главных типоморфных минералов в метаморфитах гнейсовой и гнейсо-амфиболитовой серий свидетельствует о проявлении в пределах гнейсо-амфиболитового купола метаморфизма одинаковой интенсивности, без резких скачков температур и давлений, свойственных метаморфитам сланцевого обрамлении.

Региональный метаморфизм в пределах сланцевого обрамления характеризуется более резкими градиентами термодинамических параметров и соответственно более четкой метаморфической зональностью: от кианитовой ступени амфиболитовой фации до зеленосланцевой фации включительно. От внутренней к внешним зонам выделяются изограды кианита, существенно альмандинового граната (пиропового компонента — 1—16%, спессартинового — 4—23%), сине-зеленой роговой обманки, буровато-зеленого бедного титаном биотита и хлорита. Термальная ось имеет "уральское" направление. Конформность изоград с внешним контуром антиклинорных структур свидетельствует о взаимосвязи регионального метаморфизма с ранним этапом формирования уральской геосинклинали. О сопряженном развитии регионального метаморфизма с формированием смежных синклинорных зон с эвгеосинклинзльным режимом также свидетельствуют минеральные парагенезисы типа Барроу.

Показатель фациального уровня регионального метаморфизма — степень мигматизации и генетический тип мигматитов. Самая высокая степень мигматизации отмечается в метаморфитах гнейсовой и гнейсо-амфиболитовой серий. В гнейсосланцевом обрамлении мигматиты наблюдаются во внутренних зонах или тяготеют к экзоконтактовым частям параавтохтонных и аллохтонных гранитоидных массивов. В метаморфитах кварцито-филлитовой серии мигматиты наблюдаются лишь в экзоконтактовых ореолах аллохтонных гранитных массивов. Необходимо отметить, что палингенные мигматиты (вениты) встречаются исключительно среди метаморфитов гнейсовой и гнейсо-амфиболитовой серий, а инъекционно-метасоматические как в ядерных частях куполов, так и в гнейсо-сланцевом и сланцевом обрамлении. Степень мигматизации в этом случае контролируется двумя факторами: тектоническим — наличием разломов или зон повышенной трещиноватости и магматическим — наличием массивов параавтохтонных и интрузивных гранитоидов.

Физические условия метаморфизма определены с использованием геотермометров и геобарометров Л.Л. Перчука (табл. 2) и начальной температуры деструкции кристаллического графита. Для метаморфитов гнейсо-амфиболитового купола Т = 550—760° С, Р = 6—9 кбар; для метаморфитов сланцевого обрамления температура изменяется от 350-450 до 620° С, Р = 4—7 кбар.

В узколокализованной зоне протяженностью свыше 4 км среди амфиболитов гнейсо-амфиболитовой серии встречено более 10 кулисообразно расположенных линз эклогитов мощностью от 0,5—1,2 до 7 м и протяженностью от 3—4 до 18—21 м. По отношению к складчатым структурам метаморфических пород они конформны и обладают четкими прямолинейными контактами. Типоморфные минералы эклогитов — пироп-альмандиновый гранат (29—42% пиропового компонента), клинопироксен-омфацит (19,5% жадеитового компонента) и субкальциевый амфибол с повышенным содержанием Na2O. Из акцессорных минералов характерны рутил, кианит, ставролит, муассонит и корунд.

В зоне сопряжения гнейсового ядра с его обрамлением также изучены барофильные парагенезисы с кианитом, ставролитом, пироп-альмандиновым гранатом (12—42% гроссуляра, 29—32% пиропа, 24—29% альмандина и менее 1% спессартина), клинопироксеном с 7,4—10,1% жадеитового компонента, амфиболом ряда барруазита, рутилом и муассонитом. Они образовались при температурах от 580—760° до 1250° С и Р от 7—9 до 13—15 кбар, что вообще характерно для эклогитов и эклогитоподобных пород.

Таким образом, гнейсово-мигматитовые комплексы Мугоджар сформировались в результате проявления, как минимум, двух этапов регионального метаморфизма, сопровождавшихся последующими метаморфогенно-метасоматическими преобразованиями. Ранний (доуральский) этап региональнного метаморфизма проявился в пределах гнейсового ядра и завершился образованием мигматитов венитового типа и не сопровождался генерацией гранитного материала и обособлением его в виде крупных массивов. Поздний (уральский) этап регионального метаморфизма проявился в породах сланцевого обрамления. Концентрическое расположение изоград в пределах обрамления свидетельствует о прямой связи с внутренним тепловым полем, обусловленным растяжением земной коры и интенсивной вулканической деятельностью в смежных синклинорных зонах. Подобная связь тепловой энергии с кинематикой сиалических зон стала причиной четкой метаморфической зональности и мощного гранитообразования. Плавлению подвергались уже подготовленные в результате раннего метаморфизма громадные толщи мигматитов гнейсового ядра, в пользу чего свидетельствуют данные абсолютной геохронологии, а также полихронные пегматиты с возрастом от 370—460 до 720 млн. лет и более и скиалиты с мигматитами венитового типа, абсолютный возраст которых превышает 1 млрд. лет.

Длительная тектоно-магматическая и метаморфическая эволюция гнейсово-мигматитовых комплексов обусловила многоактные метасоматические преобразования метаморфических пород с образованием сложных полиминеральных комплексов. Примером являются зоны метасоматитов в обрамлении гнейсового ядра и в восточном экзоконтакте параавтохтонных гранитоидов Милысайского массива на широте рек Улыталдык и Балаталдык. Общая протяженность второй зоны превышает 15 км при ширине от 6—9 км на юге до 1,2—1,5 на севере. Для всей зоны в целом характерна следующая зональная метасоматическая триада: во внутренней части — мощная зона гранитизации, которая далее к востоку и западу сменяется симметрично расположенными, но более маломощными, до 600—800 м, зонами кислотного выщелачивания, сменяемыми далее зонами базификации мощностью от 12—15 до 60—80 м. На широте руч. Милысай зоны базификатов мощностью до 120—150 м наблюдаются по обеим сторонам восточной зоны кислотного выщелачивания. По периферии гнейсового ядра изучена другая протяженная (свыше 20 км) зона гранитизации Si-K этапа мощностью до 0,3—0,5 км, которая сменяется более маломощной, до 30—40 м, зоной кислотного выщелачивания с промышленной концентрацией силлиманита. В полосе сопряжения гнейсового ядра и сланцевого обрамления изучена мощная (0,3—0,5 км на юго-западе и до 2,5—3 км на северо-востоке) и протяженная (более 18 км) зона кислотного выщелачивания с многочисленными линзами кианитовых алюмокварцитов.

Особенности внутреннего строения этих метасоматических зон в основном согласуются с моделью метасоматической зональности, разработанной Д.С. Коржинским, и концепцией формирования зональных метасоматических триад В.В. Жданова и Л.Н. Дуденко. В зависимости от характера изменения кислотности и щелочности ими были охарактеризованы прогрессивная и регрессивная стадии процесса. Регрессивная стадия имеет место при прохождении более низкотемпературной кислотно-основной волны. В результате происходит наложение новообразованных зон на ранее сформированные зоны прогрессивной стадии процесса. При совпадении pH растворов возникает эффект интерференции типа "усиления оснований основаниями". В этом случае увеличивается кислотность и щелочность конкретной зоны. При несовпадении pH растворов образуются сложные полиминеральные комплексы. Рудообразование приурочено, как правило, к участкам максимальной дисперсности.

В процессе гранитизации различных по составу плагиогнейсов образуются биотитовые и двуслюдяные гранитогнейсы и теневые мигматиты, в которых сохраняются текстурно-структурные особенности исходных пород. Гранитизация амфиболитов сопровождается последовательным замещением одних минералов другими и закономерной сменой химического состава пород от габбро до гранодиорита и плагиогранита включительно. В экзоконтактовых ореолах массивов интрузивных гранитоидов широко проявлены процессы порфиробластической микроклинизации, которые развиваются во всех породах субстрата — плагиогранитогнейсах, гнейсах и амфиболитах — и сопровождаются образованием железистого граната (до 89% альмандина), эпидота, цоизита, кальцита, мусковита и актинолита. Магнетит при этом замещается гранатом и биотитом, плагиоклаз — микроклином, биотит — мусковитом. В конечную стадию образуются кварц-микроклиновые, существенно микроклиновые и альбит-микроклиновые метасоматиты.

Физико-химическая направленность процесса гранитизации выражается в увеличении в породах щелочей и кремнезема и выносе оснований. Концентрация мафических компонентов и извести в ряде случаев приводит к образованию базификатов различного состава: скарноидов и мономинеральных амфиболовых пород. В кислотную стадию образуются анхимономинеральные кварцевые линзы и гнезда, иногда с гематитом и рутилом. Кроме основных петрогенных элементов, в процессе гранитизации осуществляется мобилизация и вынос таких микроэлементов как Zr, Zn, Cu, V, Co, Ni, Cr, Ag, Au, Ga и др.; в кислотную стадию совместно с кремнеземом происходит осаждение Fe, Ti и частично Mo, W, Ag, Au. В базификатах Si-Na этапа содержится до 50 г/т Ge, а в базификатах Si-K этапа — 10—20 г/т Mo и 30—50 г/т W (минеральная форма соответственно молибденит и шеелит).

Процессы кислотного выщелачивания характеризуют определенный этап в едином звене метасоматических преобразований. Сущность их заключается в инертном поведении SiO2 и Al2O3; другие петрогенные окислы приобретают дифференциальную подвижность и переходят в раствор. Концентрация глинозема и кремнезема осуществляется прежде всего вследствие выноса щелочей. Процессы кислотного выщелачивания связаны с гранитизацией единством метаморфических минералообразующих растворов и представляют ее логическое завершение. Метасоматиты с обилием кварца, мусковита, силлиманита (фибролита), кианита, аргиллита и других глиноземистых минералов названы алюмокварцитами. Характерно, что алюмокварциты с силлиманитом приурочены лишь к внутренним частям гнейсово-мигматитовых куполов, а с кианитом — к зонам избыточного давления и, в первую очередь к полосе сопряжения гнейсового ядра с его сланцевым обрамлением, т. е. минеральная форма Al2SiO5 прежде всего определяется термодинамическим режимом минералообразования. При этом для всех без исключения случаев характерно то, что алюмокварциты с кианитом образуются в зонах сжатия, а с силлиманитом — в зонах растяжения.

Минеральные ассоциации кислотной стадии позволяют отчетливо проследить эволюцию вещественного состава преобразуемых пород. В высокотемпературный этап, т. е. в период перехода от микроклинизации и альбитизации к окварцеванию, растворы характеризуются высоким потенциалом щелочей. Появляются пучковатые агрегаты силлиманита в тесном срастании с кварцем. При более низких температурах вместо силлиманита образуется мусковит. В высокотемпературных условиях кварц-силлиманитовый агрегат замещает почти все минералы: полевые шпаты, биотит, гранат, мусковит и др. При более низких температурах наблюдается замещение полевых шпатов серицитом (мусковитом), биотита и граната — мусковитом и хлоритом, силлиманита — мусковитом. В гидротермальную стадию в околожильных породах и метасоматитах образуются низкотемпературный кварц, кальцит, хлорит, флюорит, пирит и другие сульфиды.

Во внутренних зонах метасоматических колонок отмечается четкая индивидуализация кварца и алюмокварцитов с повышенным потенциалом натрия в завершающие стадии метасоматоза, в промежуточных зонах, наоборот, увеличивается потенциал калия. Глинозем здесь связывается в серицит и мусковит. Они замещают полевые шпаты и имеют реакционные взаимоотношения с силлиманитом. Во внешних зонах колонок образуются гидрослюды (серицит + иллит), аргиллит, карбонат, хлорит, альбит, кварц, пирит и др. Кроме того, отмечаются крупные призматические кристаллы турмалина до 6—7 см в длину.

Пример алюмокварцитов с силлиманитом — метасоматиты рудопроявления "Подкова", расположенного в среднем течении руч. Жинишке, крупного левого притока р. Каинда. Состав метасоматитов (в %): кварц — 50—75, силлиманит — от 16—18,5 до 39,9, пирит — 5,8, мусковит — 2—5. Характерна следующая зональность: внешняя зона — аплитовидные гнейсы с Модулями кварц-силлиманитового состава; внутренние — пирит-мусковит-силлиманитовые метасоматиты; в осевой части — блоки кварца. Кроме перечисленных минералов, характерны рутил, турмалин, гранат, флюорит, молибденит. В некоторых разновидностях отмечается до 12—15% пирита. Во вмещающих породах происходит частичное или полное осаждение выщелоченных компонентов — CaO, EFe, частичное — AI2O3 и P2O5 с образованием кальцита, эпидота, мусковита, корунда, апатита, ильменита и гематита.

Метасоматиты с кианитом изучены в пределах месторождений Китарсай, Студенческое и Бригадное, расположенных в полосе сопряжения гнейсового ядра с его сланцевым обрамлением. Они характеризуются значительной протяженностью — до 600—700 м при общей мощности до 40—60 м. Повышенные концентрации кианита — от 18—20 до 28—30% — наблюдаются в осевых частях зон в кулисообразно расположенных линзах мощностью от 2—3 до 22—25 м, протяженность от первых десятков метров до 220—260 м. Кианит ассоциирует с буровато-зеленым биотитом, гранатом, мусковитом, альбитом, кварцем, реже ставролитом. Вмещающие породы — кианитсодержащие гранат-биотитовые и биотитовые сланцы и гнейсы. Кианит ранней генерации образует крупные — до 3—3,5 см — планпараллельные шестоватые кристаллы, ориентированные согласно с кристаллизационной сланцеватостью породы. Гранат интенсивно корродируется кварцем. Плагиоклаз и биотит замещаются мусковитом, кианитом и кварцем. В заключительную стадию кислотного выщелачивания наблюдается образование бледно-зеленого мусковита (парагонита), который имеет реакционные взаимоотношения с плагиоклазом, гранатом и кианитом. Процесс мусковитизации сопровождается общим окварцеванием породы. В конечном итоге образуются мусковит-кварцевые метасоматиты.

Скарноиды (базификаты) связаны с высокотемпературной стадией гранитизации Si-Na и Si-K-ro этапов. Первый тип ассоциирует с параавтохтонными гранитоидами, второй — с глубинными фациями интрузивных гранитоидов. По вещественному составу и геохимической специализации они заметно отличаются друг от друга.

Скарноиды первого типа образуются как в непосредственном контакте с конформными телами параавтохтонных гранитоидов, так и на значительном удалении от них, реже среди скиалитов субстрата. Обязательное условие их образования, кроме соседствующих гранитоидов, — наличие известково-магнезиальных вмещающих пород — плагиоклазовых амфиболитов, соответствующих по химическому составу габбро. Обычно в экзоконтактовых зонах образуются две-три маломощные чередующиеся линейные зоны скарноидов незначительной протяженности — до 30—40 м при мощности от первых метров до 25—30 м. Общая протяженность зоны базификации в западном экзоконтакте Булексайского массива составляет 4,5 км. Наиболее часты такие минералы, как гранат андрадит-гроссулярового состава, эпидот, буровато-зеленая роговая обманка, диопсид.

Вторая группа скарноидов встречена в юго-западном экзоконтакте интрузивных гранитов Ащисайского массива. Вмещающие породы — биотитовые и гранат-биотитовые графитсодержащие гнейсы, полевошпатовые и графитистые кварциты. Скарнированию чаще всего подвергаются полевошпатовые кварциты, содержащие до 2—3% длинночешуйчатого графита. Мощность прослоев и линз кварцитов такого состава достигает 6—7 м и соизмерима с мощностью скарноидов. Минеральный состав их довольно пестрый. Наиболее часты такие минералы, как графит, кальцит, кварц, диопсид, гранат, цоизит, андалузит, апатит, сфен, менее часты клинохлор, микроклин, альбит, шеелит, молибденит, флюорит. Из элементов-примесей содержится до 30—50 г/т W, 10—20 г/т Mo, 2—3% P и 1—3% Ti. Присутствие в них андалузита и клинохлора обусловлено загрязненности) вмещающих пород глинистым материалом. Оптические свойства диопсида: CNg = 44°; Ng = 1,715-1,725; Np = 1,695-1700; Ng-Np = 0,025-0,028. Эпидот обычно окрашен в аномально желтый цвет с заметным плеохроизмом. Гранат с высоким (до 42—45%) содержанием гроссуляра, часто аномально двупреломляющий, Ng = 1,735. Графит часто образует шлировые и гнездообразные скопления. Его присутствие, на наш взгляд, послужило барьером для изменения кислотности растворов и осаждения из них шеелита, молибденита и золота.

Кроме высокотемпературной стадии минералообразования, максимально проявленной в осевой части зоны, в отдельных участках отмечаются телескопированные метасоматические колонки с наложением более позднего низкотемпературного парагенезиса кварцево-сульфидной стадии; актинолит + кварц + хлорит + альбит + серицит ± халькопирит ± пирит ± галенит ± флюорит. В отдельных кварцевых жилах отмечаются весовые знаки золота, серебра, молибденита и шеелита. В высокотемпературную скарновую стадию отмечается интенсивное перераспределение и концентрация графита с образованием кварц-графитистого концентрата, содержащего до 65—70% тонко- и мелкокристаллического графита.

Железо-магнезиальные метасоматиты формируются во внешних зонах метасоматической колонки сопряженно с процессами фельдшпатизации и кислотного выщелачивания, при которых из вмещающих пород происходит вынос в первую очередь таких петрогенных элементов, как Fe, Ti, Mg и Ca. Благодаря относительно высокому содержанию магнетита (до 16—18%) они хорошо выражены в магнитном поле. Максимальные концентрации кристаллического магнетита (шлиры, гнезда) наблюдаются в лейкократовом, существенно альбитовом мобилизате в пограничной зоне с мафической частью породы.

Образование магнетитовых метасоматитов происходит на регрессивном этапе метасоматоза. Железо и титан, выносимые из вмещающих пород и частично при замещении титанисто-железистой роговой обманки известковистой в амфиболитах, диоритах и базификатах (скарноидах) в результате Si-Na метасоматоза, связываются в магнетит и сфен. Проявлены следующие стадии: рудная — альбитизация и образование магнетита и сфена, позднерудная — окварцевание и образование гематита и рутила, послерудная — образование хлорита и кальцита.

Статистическим анализом установлены сильные отрицательные корреляционные связи ЕFe с SiO2 и K2О и, наоборот, сильные положительные между ЕFe и Na2O. Поэтому процессы Si-K гранитизации и кислотного выщелачивания приводят практически к одинаковому результату — выносу железа и титана из исходных пород, а процессы альбитизации — к привносу и концентрации этих элементов. Максимальные концентрации минералов железа и титана наблюдаются в случае инертного поведения натрия при вполне подвижном калии и кремнеземе. Известь, высвобождающаяся в значительных количествах в процессе альбитизации и микроклинизации плагиоклаза, образует барьер для кислых растворов.

Результаты нейтронно-активационного анализа на золото охарактеризованных метасоматитов показали следующее: 1 — при процессах гранитизации золото мигрирует; 2 — осаждение золота происходит в зонах кислотного выщелачивания и базификации в случае резкой нейтрализации кислых растворов; 3 — роль осадителей играют вмещающие породы с повышенным содержанием органического вещества и извести; 4 — повышенные содержания золота наблюдаются, как правило, в участках максимальной дисперсности, для которых характерны сложные полиминеральные комплексы.