Минералогия и петрография кианитсодержащих пород Борисовских сопок
Светлинская толща залегает непосредственно на
кучинских мраморах с некоторым угловым несогласием. Контакт тектонический. В
разрезе толщи выделяются две пачки пород. Нижняя, терригенно-карбонатная пачка
сложена метапесчаниками, которые кверху постепенно сменяются
карбонат-биотитовыми, карбонат-амфиболовыми плагиосланцами бластоалевролитовой
и бластопсаммитовой структур, чередующиеся с прослоями мраморов. Кроме того, в
составе пачки присутствуют прослои серых и темно-серых графитистых кварцитов,
двуслюдяных и мусковитовых плагиосланцев.
Верхняя, терригенная, пачка
представлена преимущественно биотитовыми, карбонат-биотитовыми плагиосланцами и
развивающимися по ним биотит-кварц-серицитовыми метасоматитами. Следует
подчеркнуть присутствие на различных стратиграфических уровнях верхней пачки
светлинской толщи серии пластовых и линзовидных тел метагаббро-диабазов и
метадиабазов баштауского комплекса.
Разновидности
плагиосланцев в зависимости от количественного соотношения слагающих их
минералов соответствуют грауваккам, полимиктам и гидрослюдистым глинам (Сначев,
1989).
Условные обозначения
1
2
3
4
4а
5
5а
6
7
8
9
Рис 2. Геологическое строение района
Борисовских сопок. Масштаб 1: 50000 (по
Федосееву В.В., 1995). Метаморфические образования: 1 – кукушкинская толща (С1v2-3k)– метагравелиты, метапесчаники, метаалевролиты и метапелиты
с прослоями графитистых кварцито-сланцев; 2 – светлинская толща (С1v1-2sv) – биотит-плагиоклазовые, карбонат-биотитовые, биотит-амфиболитовые
сланцы, кварцито-сланцы, кварцевые метапесчаники; 3 – благодатская толща (С1v1-2bl) – брекчиевидные силикатно-карбонатные и
карбонат-силикатные породы, верхняя часть – битотитовые, амфибол-биотитовые,
кварц-биотитовые, кварц-плагиоклаз-биотитовые сланцы; 4 – кучинская толща (С1t2-v1kc) –
мраморы с рубиновой минерализацией и Pb-Zn оруденением, 4а – графит-карбонатные,
графит-биотитовые, биотитовые сланцы; 5 - еремкинская толща PZ1er – биотитовые, мусковит-биотитовые, гранат-биотитовые
плагиогнейсы, кристаллические сланцы, 5а - кианитовые кварциты (qs). Интрузивные образования: 6 - санарский
комплекс – биотитовые граниты, граниты с жильной серией пегматитов, аплитов
и кварцевых жил, 7 – пластовский комплекс pmC1p – плагиоклазовые мигматиты с жильной серией диоритов,
спессартитов, аплитов, кварцевых жил, 8 - борисовский комплекс mqC2-3b – мигматиты гранитные с жильной серией гранитов, аплитов,
пегматитов, кварцевых жил, 9 – западно-кочкарский комплекс –
антигорит-оливиновые, тальк-оливиновые, энстатит-оливиновые породы,
серпентиниты.
Александровская
толща прослеживается в западной части площади, в зоне
сочленения Кочкарского антиклинория с Сухтелинским синклинорием, слагая
Александровскую зону смятий. Суммарная мощность отложений толщи более 1500 м.
В
составе александровской толщи принимают участие регионально метаморфизованные
осадочные, вулканогенно-осадочные и вулканогенные породы. В разрезе толщи
преобладают биотитовые, серицит-биотитовые, хлоритовые, биотит-актинолитовые,
хлорит-актинолитовые сланцы, обычно тонко переслаивающиеся с графитистыми и
слюдисто-графитистыми кварцитами.
Вулканогенные
образования приурочены к средней части толщи. В составе толщи выделяются
образования эффузивной фации (метабазальты, субщелочные метабазальты)
субвулканической и дайковой фаций.
Кукушкинская
толща имеет малую площадь распространения, протягиваясь в
виде узкой полосы в северо-западной части рассматриваемой территории, и
представлена в основном терригенными отложениями. Суммарная мощность равна 500-700 м. В сложении кукушкинской толщи участвуют метагравелиты, метапесчаники, метаалевролиты и
метапелиты. В качестве вероятных источников сноса при формировании отложений
кукушкинской толщи могут рассматриваться гранитоиды борисовского комплекса.
Возраст предположительно вендский.
Карбонатная
толща мощностью около 400 м развита только в юго-восточной части исследованной площади в виде небольшой полосы, слагая
мульдообразную синклинальную структуру, вытянутую в субмеридиональном
направлении.
Состав
толщи довольно однообразен. Это серые, темно-серые до черного цвета
мраморизованные рифогенные известняки. Мраморизованные известняки содержат
богатую фауну брахиопод, стеблей криноидей, фораминифер, кораллов, которые
свидетельствуют о раннекаменноугольном возрасте отложений карбонатной толщи (Сначев,
1989).
2.2
Магматизм Кочкарского метаморфического комплекса
В
пределах Кочкарского метаморфического комплекса широко представлены различные
по возрасту, формационной принадлежности, структурному положению и составу
массивы. Как видно из рис. 2, они занимают не менее 50 % территории.
Тела
ультрабазитов разновозрастные, резко отличаются по структурному положению.
Ранние (O-S1),
очевидно автохтонные, развиты в западной части района, нередко ассоциируют с
габброидами, примитивными вулканитами (базальтового состава), представлены
небольшими телами ультрамафитов, залегающих среди метаморфических пород
западнее Еремкинского массива, а также в обрамлении Борисовского массива в виде
небольших тел. Сложены тела преимущественно антигоритизированными
серпентинитами, оливин-тальковыми, пироксен-амфиболовыми породами и
метасоматическими образованиями антофиллитового, тальк-антофиллитового,
тремолитового составов. Данные образования отнесены В. И. Сначевым к западнокочкарскому
плутоническому комплексу.
Массивы
магматических пород габбро-диорит-плагиогранитной формации находятся в западной
части района и представлены кукушкинским комплексом (Сначев,1989).
Интрузивные породы комплекса имеют уплощенную форму и сложены габбро,
габбро-диоритами, кварцевыми диоритами, здесь же отмечены гранитоиды
габбро-сиенитовой и монцонит-гранодиоритовой формаций.
На
территории Кочкарского метаморфического комплекса закартировано более десятка
массивов гранитоидов. В восточной части района развиты аллохтонные гранитоиды
тоналит-гранодиоритового формационного ряда, по данным Г. Б. Ферштатера и Н. С.
Бородиной (1975), сформировавшимся из маловодной андезито-дацитовой магмы в
гипо- и мезоабиссальной зонах глубинности. Преобладающими породами данного
формационного типа являются плагиограниты и гранодиориты. Эталонным объектом
данной формации является пластовский плутонический комплекс, в состав
которого входят кроме Пластовского Коелгинский, Чернореченский, Каменский.
Простирание массивов субмеридиональное, подчеркивающее структуру древнего
основания. Все они испытали процессы бластокатаклаза и перекристаллизации с
проявлением метасоматических процессов, выразившихся в площадной
микроклинизации, альбитизации, мусковитизации, завершающих процессы
метаморфизма и метасоматизма поздней коллизии, что подтверждается данными
абсолютного возраста 387-320; 310-240 млн лет (калий-аргоновый метод).
Сопоставляя эти данные с геологическими материалами, приходим к выводу, что
массивы тоналит-гранодиоритового ряда образовались на границе девона и карбона,
отчасти, возможно, в верхнем девоне. Более поздние датировки обусловлены
наложением позднеколлизионных процессов, когда внедрялись массивы гранитной
формации. С массивами тоналит-гранодиоритовой формации связано оруденение
золото-сульфидно-кварцевого типа.
Борисовский
магматический комплекс объединяет преимущественно
автохтонные гранитоиды, слагающие крупные куполовидные структуры –
Варламовскую, Борисовскую, Санарскую, Еремкинскую.
Борисовский
массив представляет собой автохтонное, линзообразное тело мощностью до 2-3 км, залегающее в докембрийских гнейсах нижней толщи и сложенное порфиробластовыми гранитными
мигматитами, в ряде мест прорванными более молодыми аллохтонными нормальными
гранитами. В эндоконтактовых частях Борисовского массива преобладают
гранитогнейсы, среди которых картируется богатый набор жильных гранитов,
аплитов, пегматитов. Гранитные мигматиты в основном среднезернистые, с
гнейсовой текстурой. Контактовая зона совершенно нечеткая и часто вообще
теряется ввиду постепенного перехода от гнейсов нижней толщи к гранитным
мигматитам.
Санарский
магматический комплекс объединяет нормальные аллохтонные
граниты гранитной формации, образующие отдельные изометричные тела в пределах
Санарского гранитогнейсового мигматизированного купола, где занимают около 80%
пространства. Граниты санарского комплекса в виде небольших изометричных тел
встречаются среди гранитоидов Борисовского массива и занимают всего около 30 %
площади.
Возраст
нормальных гранитов санарского комплекса 310-240 млн лет соответствует
завершающему этапу поздней коллизии и наложению гидротермально-метасоматических
преобразований (Львов, 1965; Болтыров, 1973; Сначев, 1989).
Глава
3. Методика исследований
В
ходе работы при сборе и аналитической обработке фактического материала были
использованы различные методы полевых и лабораторных исследований минерального
вещества.
3.1
Полевые исследования
В
ходе преддипломной практики был отобран геологический материал для дальнейших
аналитических лабораторных исследований. Привязки образцов проводились с
помощью GPS-прибора Garmin
с
точностью привязки 5-15 м.
3.2
Лабораторные исследования
Лабораторные
исследования проводились на геологическом факультете ЮУрГУ в г. Миассе и в
Институте минералогии УрО РАН. Были использованы следующие методы
исследования:
-
метод оптической микроскопии;
-
рентгеноспектральный микроанализ;
-
рентгенофазовый анализ;
3.2.1
Метод оптической микроскопии
Метод
оптической микроскопии в отраженном и проходящем свете – применялся в целях
диагностики, минералого-петрографического изучения, определения
текстурно-структурных особенностей строения горных пород и минералов. Образцы
пород изучались под бинокулярным микроскопом МБС – 9. Горные породы изучались в
20 шлифах на микроскопе для проходящего света ПОЛАМ Р-312 и микроскопе OLIMPUS
BX 51 c
цифровой камерой DP 12. Сделан ряд
микрофотографий, характеризующих петрографические особенности пород.
3.2.2
Рентгеноспектральный микроанализ
Рентгеноспектральный
метод применялся для исследования количественного состава кианитов в породах.
Для этого использовался электронно-зондовый микроанализатор JEOL
Superprobe 733.
3.2.3
Рентгенофазовый анализ
Рентгенофазовый
анализ проводился для диагностики минералов (слюды) методом порошка на
дифрактометре ДРОН-2,0 с CuKa-излучением.
Глава
4.
Минералогическая
и петрографическая характеристика кианитсодержащих пород Борисовских сопок
В
Борисовских сопках различают первую сопку – северную, ближайшую к поселку
Борисовка, с наиболее округленной вершиной, вторую – среднюю, к югу от р.
Топкой и третью – южную, наиболее высокую со скалистой вершиной (Игумнов,
1935). Образцы кианитсодержащих пород были отобраны с северной и средней
сопок (рис. 3).
Рис.
3. Топографическая карта района Борисовских сопок.
Масштаб
1:50 000 (лист №-41-62-А)
1-первая
сопка (обр. № Б1.4, Б1.5, Б-1, Б-2, Б-9),
2-вторая
сопка (обр. № Б1.10, Б1.7, Б1.11, Б1.9, Б1.6, Б-5),
3-третья
сопка.
Рис.
4. Выход мусковит-кианитового сланца (вторая сопка, средняя).
Участок
Борисовского месторождения сложен в основном кварцево-слюдяными и дистеновыми
кварцево-слюдяными сланцами (рис. 4), которые непосредственно контактируют с
гранитами. Среди этих сланцев встречаются глинисто-слюдяные сланцы (филлиты), а
также кварциты. Вдоль западного контакта сланцев с гранитами, а также и частью
среди кварцево-слюдяных сланцев наблюдаются метаморфизованные породы основного
состава.
Из
жильных образований на участке месторождения встречаются гранитные аплиты и
пегматиты, а также жилы молочного кварца (Игумнов, 1935).
4.1
Разновидности кианитсодержащих пород Борисовских сопок
Кианитсодержащие
породы Борисовских сопок по результатам петрографического изучения, по
минеральному и особенностям химического составов разделяются на
мусковит-кианитовые сланцы и кианитовые кварциты.
4.1.1
Минералого-петрографическая характеристика мусковит-кианитовых сланцев
Мусковит-кианитовые
сланцы (обр. № Б1.11, Б1.10, Б1.7, Б1.6, Б-5, Б-1, Б1.5) –
порода от серебристо-серого до красно-бурого цвета. Окраска обусловлена
выделениями кианита серого цвета и мелкопластинчатого мусковита в
гематитизированной основной ткани породы. Текстура породы сланцеватая,
подчеркнутая ориентированным кристаллам кианита. Внешне структура породы
порфиробластовая, обусловленная крупными кристаллами кианита серого цвета с
синеватым оттенком размером до 0,7×3 см (обр. № Б1.10) (рис. 5).
Рис
5. Мусковит-кианитовый сланец. Текстура сланцеватая, структура порфиробластовая
(обр. №Б 1.10).
Рис. 6. Развитие
гематит-магнетитовых прослойков в мусковит-кианитовых сланцах (обр. № Б1.6).
Породы
в целом содержат до 10% гематита, который развивается равномерно вплоть до
образования магнетит-гематитовых прослоев черного цвета (обр. № Б1.6). Мощность
слоев не выдержана и достигает 1,5 мм (рис. 6). Сланцы трещиноваты (обр. №
Б-1). В сланцах макроскопически кианит наблюдается как в виде
удлиненно-призматических кристаллов, так и в виде радиально-лучистых агрегатов
(рис. 7).
Рис. 7.
Радиально-лучистые агрегаты кианита в мусковит-кианитовых сланцах (обр. № Б-1).
Таблица
1
Количественно-минералогический
состав мусковит-кианитовых сланцев.
Минерал
|
Содержание (в
объем.%)
|
максимальное
|
минимальное
|
Кварц
|
50
|
20
|
Кианит
|
50
|
30
|
Мусковит
|
15
|
1
|
Гематит
|
10
|
5
|
Магнетит
|
3-4
|
Андалузит
|
5
|
Акцессорные минералы
(рутил, монацит, циркон, ксенотим, апатит)
|
3
|
1
|
Рис. 8. Порфиробласты
кианита на фоне лепидогранобластовой структуры основной ткани сланца (шлиф №
Б5, николи +) Ky-кианит,
Q-кварц, Mus-мусковит
Рис. 9.
Лепидогранобластовая структура основной ткани породы (шлиф № Б17, николи +) Ky-кианит,
Q-кварц, Mus-
мусковит
Микроскопически
порода обладает порфиробластовой структурой (рис.8) благодаря крупным
выделениям кианита, которые отчетливо видны на фоне лепидогранобластовой
структуры основной ткани (рис. 9).
Кианит
наблюдается в шлифе в виде бесцветных удлиненно-призматических, столбчатых,
иногда уплощенных кристаллов, которые в сечениях дают прямоугольные разрезы.
Удлинение кристаллов совпадает со сланцеватостью. Размеры зерен колеблются в
широких пределах от 0,05×0,1 до 9×30 мм. Контуры большинства зерен
неровные, отдельные зерна раздроблены. Отчетливо развиты две системы спайности:
одна совершенная по (100) и повторяется чаще, чем вторая по (010). В зернах
кианита наблюдаются включения кварца, размер которых достигает до 0,5 мм,
включения рутила размером до 0,3 мм. Также имеются включения ксенотима,
монацита и магнетита размером до 0,1 мм (шлиф № Б110) и тонких пластинок
мусковита размером до 0,1 мм. Включения составляют от 5 до 25% и распределяются
в большинстве случаев согласно удлинению зерен кианита. Границы между зернами
кианита и кварца извилистые (рис. 8). Наблюдается прямое погасание кристаллов
кианита в сечениях с четкой спайностью и косое – в сечениях с плохо проявленной
спайностью. Удлинение положительное, минерал отрицательный.
С
помощью электронно-зондового микроанализатора было проведено измерение
химического состава кристалла кианита по профилю (пластинка № D1,
D2) (табл. 2, 3).
Таблица
2
Химический
состав кристаллов кианита в мусковит-кианитовых сланцах (мас.%).
№
|
SiO2
|
Al2O3
|
FeO
|
TiO2
|
Na2O
|
MgO
|
СаО
|
Сr2O3
|
MnO
|
V2O5
|
Σ
|
Пластинка № D1
|
1
|
37,443
|
63,498
|
0,061
|
−
|
−
|
−
|
0,059
|
0,101
|
0,134
|
−
|
101,297
|
2
|
37,055
|
62,745
|
−
|
0,199
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
0,157
|
100,156
|
3
|
35,596
|
63,721
|
−
|
0,188
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
0,137
|
99,642
|
Пластинка № D2
|
4
|
37,649
|
61,805
|
−
|
0,188
|
0,418
|
−
|
−
|
−
|
−
|
0,181
|
100,240
|
5
|
36,569
|
63,449
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
100,018
|
6
|
32,84
|
64,641
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
−
|
97,482
|
7
|
36,052
|
64,8
|
−
|
0,186
|
1,09
|
0,134
|
−
|
−
|
−
|
0,156
|
102,418
|
Страницы: 1, 2, 3, 4
|
|