Ешкеульмесский массив Улутауского перидотит-пироксенитового комплекса Центрального Казахстана » Ремонт Строительство Интерьер

Электромонтаж Ремонт и отделка Укладка напольных покрытий, теплые полы Тепловодоснабжение

Ешкеульмесский массив Улутауского перидотит-пироксенитового комплекса Центрального Казахстана

02.06.2021

Ешкеульмесский массив является одним из самых крупных массивов Улутауского перидотит-пироксенитового пояса. По своему строению, особенностям петрографического состава и минерагении он является наиболее типичным представителем комплекса перидотит-пироксенитовых интрузий Джезказган-Улутауского района, В связи с тем что с Ешкеульмесским массивом связано крупнейшее не только в Восточном Казахстане, но и в СССР месторождение хризотил-асбеста карачаевского подтипа, этот массив был подвергнут авторами наиболее детальному геолого-петрографическому изучению, результаты которого позволили выявить и понять многие особенности строения и состава ряда других массивов улутауского перидотит-пироксенитового комплекса, изученных с меньшей степенью детальности. Все это вызывает необходимость дать в настоящей работе достаточно подробное его геологе петрографическое описание. Характеристика связанного с ним уникального месторождения хризотил-асбеста карачаевского типа была дана авторами ранее в монографии «Месторождения хризотил-асбеста СССР».

Массив находится в 30 км к северу от районного центра — пос. Улутау, на правобережье р. Ешкеульмес, впадающей в систему р. Тургая. Массив этот, известный еще со времени первых работ И.С. Яговкина, в 1942—1943 гг. изучался И.И. Боком и Г.Т. Агеевым, а с 1951 г. по 1959 г. — сотрудниками Джезказганской экспедиции Центрально-Казахстанского геологического управления — Г.А. Казаряном, Ю.И. Кругляковым, В.Н. Годовиковым, А.В. Струтынским и др. В 1958 г., в связи с необходимостью выяснения качества и минерального состава асбеста (которые оставались неясными несмотря на то, что разведка месторождения была почти закончена), к детальному изучению Ешкеульмесского массива и месторождения, по инициативе П.М. Татаринова, приступили Н.П. Михайлов и В.Н. Москалева. Эти работы были продолжены в 1960 г. В итоге была уточнена и существенно изменена геологическая карта массива, по-новому решены основные вопросы его петрологии.

Ешкеульмесский массив (рис. 34), имеющий в плане форму вытянутой в северо-западном направлении (320—340°) линзы с размерами 5,5 км в длину и 1,5—3,0 км шириной, в структурном отношении приурочен к северной части Улутауского поднятия и целиком залегает в метаморфической толще гнейсов, кристаллических сланцев и амфиболитов протерозоя. К югу от массива располагается несколько мелких линзовидных тел серпентинитов и пироксенитов; западнее главного тела залегает линза серпентинитов размерами 2,5 км на 0,4 км, отделенная от него толщей амфиболитов. В своей северной части массив трансгрессивно перекрыт красноцветной аркозово-конгломератовой свитой среднего верхнего девона. Массив сложен исключительно бесполевошпатовыми ультраосновными породами, преимущественное распространение среди которых имеют пироксениты и их метаморфические производные. Широко распространены здесь также перекристаллизованные антигоритовые серпентиниты; подчиненное значение в составе массива имеют апоперидотитовые серпентиниты. Габбро в Ешкеульмесском массиве не встречены ни в естественных обнажениях, ни в керне буровых скважин.

Одной из наиболее характерных особенностей массива является его полосчато-клиновидное строение, выражающееся в том, что отдельные разновидности ультраосновных пород располагаются в виде узких неправильных выклинивающихся полос и линз, ориентированных согласно с общим простиранием массива и часто параллельно его контурам. Как видно на геологической карте (см. рис. 34), почти всю центральную (водораздельную) часть массива слагают в различной степени метаморфизованные пироксениты. В северной части этой центральной полосы выделяется крупное «ядро» слабо серпентинизированных, оталькованных пироксенитов, среди которых резко преобладают бронзититы и реже встречаются вебстериты. Te же пироксениты наблюдаются в виде отдельных линз и тел неправильной формы среди антигоритовых серпентинитов в северной части массива. К юго-востоку от пироксенитового «ядра» в водораздельной полосе развиты апопироксенитовые серпентиниты, прослеживающиеся почти до самой южной оконечности массива, за поперечным сбросом. С апопироксенитовыми серпентинитами тесно связаны аповерлитовые серпентиниты, наиболее широко развитые в северо-восточной части массива. Важную роль в строении массива играют перекристаллизованные антигоритовые серпентиниты, локализованные в двух зонах, образующих западное и восточное обрамление центральной, существенно пироксенитовой части массива. Первичная природа этих серпентинитов под микроскопом не устанавливается из-за отсутствия не только реликтов первичных магматических минералов, но и реликто-псевдоморфных структур. Однако термические исследования показывают, что значительная часть их образовалась за счет серпентинизации пироксенитов. Именно к этим перекристаллизованным антигоритовым серпентинитам приурочены зоны асбестизации.

В отдельных, не подвергшихся сильной перекристаллизации участках массива устанавливаются апоперидотитовые серпентиниты с характерной петельчатой реликто-псевдоморфной структурой. Они слагают участки линзовидной формы или узкие полосы, вытянутые согласно с общим удлинением массива, среди бронзититов или антнгоритовых серпентинитов. Несколько особое положение в массиве занимают диаллагиты, тесно связанные как с вебстеритами, так и с пироксен-цоизитовыми породами. Они прослеживаются в виде узких часто прерывистых полос между последними и апопироксенитовыми серпентинитами, а также наблюдаются в виде небольших линз — клиньев среди вебстеритов. Значительную часть площади массива слагают пироксен-цоизитовые и амфибол-цоизитовые породы (см. рис 34), которые всеми предыдущими исследователями принимались за габбро и «габбро-пироксениты», причем предполагалось, что один из главных минералов этих пород — поизит представляет полные псевдоморфозы по основному плагиоклазу габброидов.

Однако петрографическое изучение этих пород и составление ряда детальных разрезов через массив, позволившее выяснить взаимоотношение пироксен-цоизитовых пород с пироксенитами и серпентинитами, показало, что породы группы габбро в составе массива отсутствуют, а принимавшиеся ранее за соссюритовые габбро амфибол-цоизитовые и пироксен-цоизитовые породы представляют собой продукты гидротермального преобразования пироксенитов (диаллагитов). Слагая полосы и неправильные участки в массиве, ориентированные согласно с общим направлением контактов массива, эти породы тяготеют к полям развития пироксенитов, будучи с ними тесно связанными постепенными переходами.

В понижениях рельефа Ешкеульмесского массива, главным образом на востоке и юго-востоке его, развиты выщелоченные, часто рассланцованные серпентиниты и древняя кора выветривания как автохтонная, так и в форме переостложенных продуктов.

В составе Ешкеульмесского массива можно выделить две группы ультраосновных пород. К первой из них относятся пироксениты различного состава и разной степени метаморфизма; вторую группу составляют серпентиниты, среди которых в свою очередь выделяются «бесструктурные» перекристаллизованные антигоритовые разности и серпентиниты, обладающие реликто-псевдоморфными структурами, позволяющими установить состав исходных пород. Все разновидности пород Ешкеульмесского массива и их метаморфические производные дают довольно пеструю картину взаимоотношений от постепенных переходов до резких, почти интрузивных контактов. Ho петрографическое родство всех этих пород, выражающееся в особенностях их минерального состава, химизма и степени метаморфизма, указывает на общность и одновременность их происхождения.

В группе пироксенитов и апопироксенитовых метаморфических пород Ешкеульмесского массива выделяются следующие разновидности: 1) бронзититы; 2) вебстериты; 3) апопироксенитовые серпентиниты; 4) диаллагиты; 5) пироксен-цоизитовые и амфибол-цоизитовые породы.

Бронзититы — массивные неравномерно-зернистые породы серовато-черного цвета, часто с бронзовым оттенком. Для них характерна лучшая сохранность первичных минералов по сравнению с другими разностями ультрабазитов. Это — почти мономинеральные породы, содержащие моноклинный пироксен лишь в виде единичных ксеноморфных зерен. Бронзит образует призматические и широкотаблитчатые кристаллы, часто идиоморфные, иногда изогнутые, с волнистым погасанием, заключенные в более мелкозернистой массе того же броизита, что обусловливает неравномернозернистуго, порфировидиую структуру породы. В шлифе зерна бронзита имеют очень слабую зеленовато-желтую окраску почти без плеохроизма.
Ешкеульмесский массив Улутауского перидотит-пироксенитового комплекса Центрального Казахстана

По этим оптическим свойствам, согласно диаграмме Tpeгepa—Кеннеди, пироксен относится к бронзиту с содержанием ферросилитового компонента 15—20%, что подтверждено также данными рентгеноструктурного анализа. Очень своеобразен характер вторичных изменений этих пород. Обычно с краев зерна бронзита и вдоль трещин спайности и отдельности развивается тонкочешуйчатый агрегат талька, амфибола и антигорита, который постепенно замещает все зерно бронзита. В шлифах можно наблюдать все стадии этого процесса — от начального оталькования, когда тальк образует только сетку по трещинам (рис. 35), через постепенное разрастание этой сетки, до полного замещения тальком всего зерна пироксена. В случае полного оталькования в шлифе видны контуры замещенных зерен бронзита и структура породы сохраняется. В бронзититах всегда, но в переменном количестве, присутствует рудный минерал — магнетит, образование которого связано с процессами вторичных изменений бронзита. Очень характерно отсутствие в бронзититах хромшпинелида. Показательно также, что, по данным многочисленных спектральных анализов, содержание хрома в бронзититах и в апопироксенитовых серпентинитах не превышает 0,05—0,1%, тогда как в заведомо апоперидотитовых серпентинитах содержания хрома составляют обычно 0,2—0,4%.

Вебстериты макроскопически не отличаются от бронзититов и устанавливаются только при изучении пород под микроскопом. Для них также свойственна неравномернозернистая порфировидная структура. Обычно крупные таблитчатые зерна бронзита заключены в более мелкозернистой массе, состоящей из бронзита и моноклинного пироксена. Оптические свойства бронзита близки к таковым ромбических пироксенов из бронзититов. Моноклинный пироксен, составляющий от 5—7% до 20% объема породы, представлен бесцветным диопсидом (с Ng=38—42°, Ng—Np=0,025, 2V=+58°). По нему развивается бесцветный или слабо зеленоватый амфибол тремолит-актинолитового ряда. Часто наблюдается вкрапленность магнетита. Хромшпинелид в этих породах, так же как и в бронзититах, отсутствует.

Апопироксенитовые серпентиниты — к этой группе отнесены нацело серпентинизированные породы, не содержащие реликтов первичных минералов, но обладающие реликто-псевдоморфными структурами, которые достаточно ясно свидетельствуют об их образовании за счет пироксенитов (бронзититов и вебстеритов). Макроскопически это темно-зеленые или светло-зеленые серпентиниты, часто сохранившие текстуру пироксенита. В шлифе они обнаруживают характерную реликтовую структуру бронзититов, образованную сложными псевдоморфозами антигорита по ромбическому пироксену. Такие псевдоморфные образования представляют не полные гомоосевые псевдоморфозы антигорита по бронзиту (как, например, обычные баститовые псевдоморфозы в гарцбургитах), а агрегат пластинок антигорита, имеющих близкую ориентировку в пределах одного замещаемого зерна бронзита. Эти особенности структуры хорошо видны при вращении столика микроскопа, когда в массе листоватого антигорита наблюдаются одновременно гаснущие участки, соответствующие контурам зерна замещенного пироксена,

В промежутках между такими сложными псевдоморфозами таблитчатой формы развиваются листоватые, беспорядочно ориентированные агрегаты антигорита, которые в некоторых случаях разъедают сложные псевдоморфозы антигорита по бронзиту, маскируя тем самым реликтовую структуру пироксенитов. В массе антигорита часто развивается тонкошестоватый амфибол тремолит-актинолитового ряда и более поздний мелкокристаллический карбонат. Мелкие зерна магнетита располагаются внутри призматических участков антигорита тонкими ориентированными цепочками, вероятно, вдоль трещин спайности в первичном пироксене.

Диаллагиты — мелкозернистые темно-зеленые породы, Неравномернозернистая структура, свойственная бронзититам и вебстеритам в них не наблюдается. В шлифе эти породы характеризуются значительной степенью изменения и часто брекчированной структурой. В наиболее свежих разностях неизмененный моноклинный пироксен-диаллаг (сNg = 40—42°, Ng—Np = 0,028) составляет до 70—75% породы. В большинстве случаев он наблюдается лишь в виде реликтов в массе актинолита и серпентина. Диаллаг замещается светло-зеленым актинолитом (cNg = 18°, Ng—Np=0,016), обрастающим его зерна с периферии или замещающим их псевдоморфно в виде агрегата шестовато-игольчатых зерен. В массе актинолита часто наблюдаются участки мелколистоватого светло-зеленого хлорита с серовато-бурыми аномальными цветами интерференции. Местами наблюдаются случаи частичной цоизитизации диаллагитов. Цоизит с характерными синими аномальными цветами интерференции образует линзовидные скопления столбчатых кристаллов, часто зональных, которые в виде жилок проникают в промежутки между зернами амфиболизированного пироксена. Этот процесс приобретает особенно широкое развитие в отдельных зонах массива, давая начале породам пироксен-цоизитового и амфибол-цоизитового состава.

Пироксен-цоизитовые и амфибол-цоизитовые породы, принимавшиеся ранее, как уже отмечалось, за соссюритизированные габбро, представляют собой меланократовые или мезократовые, иногда гнейсовидные породы с характерной «псевдогаббровой», обычно атакситовой текстурой. В шлифе они обнаруживают гипидиоморфнозернистую структуру. Ни в одном из многих просмотренных шлифов этих пород не было обнаружено реликтов плагиоклаза. Порода обычно состоит из амфибола, цоизита и реликтов моноклинного пироксена. Пироксен бесцветный или светло-зеленый (cNg=51°, Ng—Np=0,024, 2V=+60°). По пироксену развивается бесцветный амфибол-тремолит (Ng=1,633, Np=1,606, Ng—Np=0,027, сNg=16°), обрастающий зерна пироксена с периферии или проникающий в них по трещинкам спайности и отдельности и, наконец, полностью замещающий пироксен в виде гомоосевых псевдоморфоз. В шлифах хорошо видно, что цоизит развивается по тремолиту в виде беспорядочно расположенных зерен или же разъедает его в виде агрегатов сноповидной структуры. Цвет цоизита слабый желтовато-зеленый, но всегда отчетливо заметный. Наблюдаются двойники, параллельные удлинению кристаллов. Угасание прямое; двупреломление низкое (0,007—0,005), с резко выраженными индигово-синими цветами интерференции; угол оптических осей мал или равен нулю; Ng=1,706—1,710, Np=1,699—1,704; удлинение отрицательное; оптический знак +. Оптические данные позволяют относить этот минерал к безжелезистому цоизиту (а — цоизиту). В массе цоизита в виде отдельных пластинок и чешуйчатых агрегатов постоянно наблюдается хлорит с низкими буровато-серыми цветами интерференции. В виде единичных изолированных зерен в массе цоизита присутствует кальцит. В отдельных шлифах в массе цоизита наблюдались свежие, водяно-прозрачные зерна вторичного альбита, появление которого здесь связано, видимо, с привносом гидротермальными растворами небольшого количества щелочей.

Рассланцованные амфибол-цоизитовые породы, развитые вдоль юго-западного контакта массива, характеризуются еще более сильным метасоматическим преобразованием и в некоторых случаях явной брекчированностью. Они состоят из амфибола, цоизита, эпидота и хлорита; реликтов пироксена в них, как правило, уже не встречается. Амфибол (тремолит — актинолит) образует шестоватые или призматические, расщепленные на концах зерна, ориентированные по сланцеватости породы (рис. 36). По амфиболу развиваются цоизит, эпидот и хлорит. Иногда наблюдается замещение тремолита кальцитом. В некоторых разностях встречается везувиан. Вторичный альбит появляется в разностях, где цоизитизация проявлена наиболее сильно. Он образует агрегаты свежих изометрических зерен, в массе которых сохраняются отдельные столбчатые кристаллы цоизита. В виде незначительной мелкой вкрапленности присутствует рудный минерал — магнетит.

Характер распространения этих пород в виде приконтактовой полосы на западе и узких вытянутых параллельно асбестоносным полосам участков в средней части массива может свидетельствовать о том, что их образование происходило вдоль тектонически ослабленных зон и было вызвано сложным метасоматическим процессом преобразования ультрабазитов под влиянием послемагматических гидротермальных растворов, производивших асбестообразование в апопироксенитовых (и частично в апоперидотитовых) серпентинитах и цоизитизацию диаллагитов и вебестеритов. Образование цоизита, хлорита и везувиана происходило, вероятно, при привносе некоторого количества глинозема гидротермальными растворами. В конце же этого процесса, видимо, имел место привнос и щелочей (в частности натрия), что приводило к появлению в породах альбита.

Во второй большой группе пород Ешкеульмесского массива — в группе серпентинитов, кроме ранее описанных апопироксенитовых разностей, выделяются апоперидотитовые серпентиниты и перекристаллизованные антигоритовые серпентиниты, установить состав исходных пород которых при микроскопическом изучении невозможно.

Апоперидотитовые серпентиниты — это хризотил (лизардит)антигоритовые серпентиниты с петельчатой структурой и антигоритовые серпентиниты, в которых структура перидотитов восстанавливается по петельчатому расположению жилок и цепочек серпентинизационного магнетита. Ни в одном из шлифов этих пород не было встречено ни пироксена, ни оливина. Единственным первичным магматическим минералом здесь является метаморфизованный хромшпинелид, просвечивающий красновато-бурым цветом. В реликто-псевдоморфных структурах апоперидотитовых серпентимитов обычно угадывается взаимоотношения первичных минералов, на что указывает характер расположения петельчатых участков, отвечающих первичному оливину, и антигоритовых участков, отвечающих пироксену. Наличие в этих породах отдельных крупных зерен бастита указывает на присутствие в первичной породе ромбического пироксена. Серпентинизационный магнетит наблюдается постоянно. При перекристаллизации апоперидотитовых серпентинитов наблюдается дезинтеграния метаморфизованных хромитовых зерен и миграция вторичного магнетита в стороны от замещенного зерна (рис. 37). Именно в этой разновидности серпентинитов Ешкеульмесского массива около зерен метаморфизованного хром-шпинелида был найден до сего времени неизвестный в СССР редкий минерал из группы основных гидрокарбонатов магния — стихтит — MgCО35Mg(ОH)22Cr(ОН)3*4H2О.

Перекристаллизованные антигоритовые серпентиниты. В этих серпентинитах структура первичных пород не устанавливается. Наблюдения в поле над взаимоотношениями их с апоперидотитовыми серпентинитами, бронзититами и апопироксенитовыми серпентинитами позволяют предположить, что природа антигоритовых серпентинитов может быть различной, т. е они могут возникать за счет перекристаллизации как апоперидотитовых, так и апопироксенитовых серпентинитов, причем микроскопически те и другие серпентиниты в большинстве случаев не различаются. Все перекристаллизованные антигоритовые серпентиниты состоят из различных структурных разновидностей антигорита, находящихся часто в сложных взаимоотношениях и связанных между собой взаимными переходами. Устанавливается, что крупнолистоватый антигорит возникает, как правило, в результате собирательной перекристаллизации мелколистоватого антигорита, образующего обычно перекрещенно-листоватую структуру.

Установление состава исходных для таких серпентинитов пород явилось одним из наиболее важных и вместе с тем трудно разрешимых вопросов геологии Ешкеульмесского массива, так как именно эти серпентиниты вмещают асбестовые залежи, а знание первичной природы асбестоносных серпентинитов имеет большое значение для выяснения генезиса продольноволокнистого хризотил-асбеста. Поэтому перекристаллизованным антигоритовым серпентинитам в процессе изучения Ешкеульмесского массива было уделено особое внимание, и для их исследования были применены различные методы. Наиболее эффективным для установления исходного состава серпентинитов оказался метод термического анализа, разработанный В.П. Ивановой на материале серпентинизированных пород Ешкеульмесского массива. Для термического исследования были отобраны первоначально образцы заведомо апоперидотитовых и апопироксенитовых серпентинитов, обнаруживающие под микроскопом отчетливые реликто-псевдоморфные структуры. Апоперидотитовые серпентиниты при термическом исследовании дают всегда обычного вида кривые нагревания с характерным эндотермическим эффектом для антигорита (750—780°С), хризотила и лизардита (680—720° С) и с экзотермическим пиком 800—820° С, соответствующим образованию форстерита после потери серпентином конституционной воды. Другими словами, термическое изучение апоперидотитовых серпентинитов показывает, что они сложены обычными наиболее распространенными структурными разновидностями серпентина.

Совсем иную картину дают термограммы серпентинитов, образовавшихся по пироксенитам (бронзититам). Систематическое термографическое изучение таких серпентинитов вполне убедительно показало, что все они сложены особым серпентином, имеющим существенную примесь хлорита. Такой особый состав серпентина четко отражается на термограммах постоянным наличием, кроме обычного «серпентинового» эндотермического эффекта (700—780° С), дополнительного излома кривой при температурах 600—650° С. Это двухфазовое и более раннее, чем у серпентинов, выделение конституционной воды достаточно определенно свидетельствует о появлении в составе минерала хлорита, дегидратацию которого и фиксирует эндотермический эффект при 600—650° С. Характер таких термограмм (а они для исследованной серии образцов апопироксенитовых серпентинитов и специально отобранных из этих пород мономинеральных проб серпентинов довольно однообразны) приведен на рис. 38, где для сравнения помещены также термограммы ешкеульмесских антигоритов, лизардитов, хризотилов и хлоритов.

Таким образом, можно заключить, что при серпентинизации ромбического пироксена возникает особый минерал, оптически почти не отличающийся от антигорита, но обладающий термическими свойствами, характерными для смеси серпентина (антигорита, лизардита) и хлорита. Появление этого минерала, условно называемого нами «хлорит-серпентином», здесь вполне закономерно и обусловлено постоянным присутствием в ромбическом пироксене некоторого количества алюминия (частично замещающего кремний в решетке ромбического пироксена), за счет которого и образуется амезитовая молекула в составе развивающегося по бронзиту антигорита или лизардита.

Постоянная примесь Al2O3 в апопироксенитовых серпентинитах (до 3—8%) обнаруживается также спектральным и химическими анализами этих пород. Небезынтересно отметить, что термограммы ешкеульмесских хлорит-серпентинов оказались по характеру термоэффектов и температурам их проявления исключительно близкими к дифференциальной кривой нагревания ферро-лизардита—новой структурной разновидности минералов серпентиновой группы, обнаруженной Цзя Бинь-вэнь и Цепь Цэ. Термограмма ферро-лизардита из Китая помещена последней (внизу) на рис. 38. He исключена возможность, что при более детальных рентгеност-руктуриых и электроиографических исследованиях эти «хлорит-серпентины» могут оказаться богатой глиноземом разновидностью лизардита или антигорита, подобно тому как ферролизардит представляет разновидность лизардита, богатую железом. Однако предварительное рентгеноструктурное изучение «хлорит-серпентинов» из массивов улутауского перидотит-пироксенитового комплекса, произведенное в лаборатории BCEГЕИ Г.А. Ковалевым, показало присутствие в составе этих минералов двух самостоятельных фаз: антигорита и хлорита. Ho этот вопрос еще не может считаться решенным и требует специальных детальных исследований.

Основываясь на указанных выше критериях отличия апоперидотитовых и апопироксенитовых серпентинитов по термическим свойствам, термографическому изучению были подвергнуты перекристаллизованные антигоритовые серпентиниты Ешкеульмесского массива и, в частности, антигоритовые серпентиниты асбестоносных зон. Значительная часть термограмм этих серпентинитов показала характерное двухфазовое выделение конституционной воды, что, наряду с отсутствием или ничтожным содержанием зерен метаморфизованного хромшпинелида, позволяет считать, что в строении асбестоносных зон Ешкеульмесского массива существенная роль принадлежит пироксенитам, претерпевшим полную автометаморфическую серпентинизацию и последующую перекристаллизацию. Ho наряду с ними были получены термограммы, характерные для мономинеральных антигоритовых образований, позволяющих предполагать, что они возникли за счет существенно оливиновых пород типа перидотитов. Характер тех и других термограмм приведен на рис. 39. Термические кривые расположены здесь в порядке возрастания хлоритовой составляющей (№ 89/7, 95/2 и 91 — апоперидотитовые серпентиниты; № 318, 293, 338, 414/1, 452/1, 90/3 — апопироксенитовые серпентиниты). Для контроля два образца этих серпентинитов были подвергнуты химическому анализу, результаты которого показали полное совпадение характера термограммы и содержаний глинозема:

Таким образом, присутствие апопироксенитовых серпентинитов в асбестоносных зонах Ешкеульмесского массива устанавливается вполне однозначно. Однако определить точно долю участия их в строении асбестоносных зон мы не в состоянии, так как при общей сложности решения вопроса для этого пришлось бы провести массовое систематическое опробование и изучение этих пород с последующим определением размеров площадей, занятых отдельными разновидностями пород, как это делается при подсчете запасов полезных ископаемых Несомненным является лишь то, что среди пород асбестоносных зон апопироксенитовые серпентиниты имеют значительное развитие, но наряду с ними в асбестоносных зонах среди перекристаллизованиых серпентинитов были установлены и заведомо апоперидотитовые разности.

Жильные породы в Ешкеульмесском массиве имеют весьма неравномерное развитие, концентрируясь преимущественно в зонах смятия и развития асбестовой минерализации, где они образуют группы четковидно или параллельно расположенных тел, ориентированных согласно с общим простиранием массива и его вторичных структурных элементов. Размеры жил колеблются от 3 до 15—20 м в длину при ширине 0,5—1,5 м. Контакты всех жил с серпентинитами резкие, с хорошо выраженной контактовой каймой хлорито-серпентинитовых или хлоритовых пород шириной не более 5—10 см. В петрографическом отношении эти породы представляют собой довольно редкие и не известные в других ультрабазитовых комплексах Казахстана жильные образования, которые условно названы нами «бесполевошпатовыми лампрофирами». Это преимущественно биотит-пироксеновые породы и их метаморфизованные разности, представленные биотит-хлорит-гранатовыми, хлорит-карбонат-везувиановыми и другими породами. Близкие по составу жильные породы были описаны П.М. Татариновым для Беденского серпентинитового массива на Северном Кавказе. Макроскопически это — мелкозернистые породы серовато-черного цвета с отчетливо различимыми листочками коричневой слюды. Измененные разности характеризуются повышенным удельным весом за счет появления в породе граната. В шлифе наблюдается порфировидная структура с фенокристаллами биотита и пироксена или только биотита. Пироксен бесцветный, реже бледно-зеленый без плеохроизма; Ng—Np = 0,024, cNg = 45°, угол оптических осей очень мал; наблюдается дисперсия оптических осей. Эти оптические свойства характеризуют его как пижонит. Биотит развивается в пластинках различной величины — от 0,02 до 1,5 см, часто сильно вытянутых и изогнутых. Он заметно обесцвечен и плеохроирует от красновато-коричневого до почти бесцветного; в той или иной степени он замещен хлоритом, цоизитом и гранатом. Основную массу породы слагает мелкочешуйчатый хлорит с буроватыми аномальными цветами интерференции; в массе хлорита присутствует в небольшом количестве антигорит. В гранатизированных разностях значительную часть основной массы (15—30%) составляет гранат-гроссуляр, образующий мелкозернистые агрегаты с отдельными хорошо индивидуализированными мелкими зернами. Постоянно присутствует апатит в количестве до 1—5% в мелких столбчатых зернах. Наблюдается редкая вкрапленность рудного минерала. Характерными вторичными минералами здесь также являются цоизит и везувиан, причем последний в отдельных шлифах составляет до 80% породы.

Наличие в составе массива таких жильных образований свидетельствует о том, что остаточные расплавы были обогащены летучими компонентами и щелочами (в частности — калием). Дайки подобного состава, содержащие пироксен, биотит, серпентин и хлорит, были отмечены также в ряде других массивов улутауского комплекса. Наибольшее развитие в этой группе жильных пород имеют сильно метаморфизованные разновидности, представленные хлорит-гранатовыми, гранат-хлорит-везувиановыми, хлорит-карбонат-везувиановыми и почти мономинеральными везувиановыми породами. Наблюдая эти породы в большем количестве шлифов, можно проследить характер их метаморфизма, и направление процесса. Биотит и пироксен вначале замещаются хлоритом и буроватым гранатом, а основная масса хлоритом, образующим иногда сферолитовые агрегаты. Карбонат выполняет промежутки между измененными зернами пироксена и пластинками биотита. Дальнейшее изменение приводит к появлению везувиан-содержащих пород. При этом можно наблюдать как розовый гранат развивается по нижониту. а везувиан постепенно замещает гранат. Везувиан является несомненно одним из наиболее поздних минералов метасоматического процесса. Гранат в этих породах представлен гроссуляр-андрадитом, что свидетельствует о существенно железистом составе первичных жильных пород, подвергшихся метасоматическому преобразованию. Данные спектральных анализов показывают, что эти жильные образования представляют собой высокоглиноземистые породы в отличие от вмещающих серпентинитов.

Особенности химизма пород Ешкеульмесского массива будут отмечены ниже, при рассмотрении петрохимических особенностей интрузий улутауского перидотит-пироксенитового комплекса в целом. Здесь же мы кратко рассмотрим некоторые геохимические особенности Ешкеульмесского массива, для которого мы располагаем довольно большим количеством (около 180) спектральных анализов, выполненных с 1958 по 1964 г. в лабораториях ВСЕГЕИ. Статистическая обработка результатов этих анализов с пересчетом их на кларки-концентраций позволяет дать следующую геохимическую характеристику массива. Геохимические особенности массива хорошо выявляются на диаграмме средних кларков-концентраций, составленной для всех главных разновидностей пород массива: пироксенитов и апопироксенитовых серпентинитов, апоперидотитовых серпентинитов, перекристаллизованных антигоритовых серпентинитов и метасоматических апопироксенитовых пироксен-цоизитовых и амфибол-цоизитовых пород. При вычислении средних кларков-концентраций, кроме результатов спектральных анализов, были использованы также результаты всех имеющихся химических анализов пород Ешкеульмесского массива. Для каждой группы пород построены графики средних кларков-концентраций (рис. 40). По оси абсцисс на диаграмме нанесены выявленные анализами петрогенные элементы и элементы-примеси, расположенные в порядке возрастания их атомных номеров.

По оси ординат нанесены величины кларков-концентраций в условном (квадратичном) масштабе. Горизонтальная жирная линия в средней части диаграммы соответствует одному кларку. Из этой диаграммы видно, что качественный набор элементов-примесей в породах Ешкеульмесского массива немногочислен и в общем обычен для казахстанских ультрабазитов: Cr, Ti, V, Co, Ni, Cu. Однако количественные содержания (кларки-концентраций) отдельных элементов характеризуют некоторые геохимические особенности Ешкеульмесской интрузии. Так, обращает на себя внимание пониженное содержание хрома, которое достигает кларкового значения только в апоперидотитовых серпентинитах, м в общем уистойчивое низкое содержание кобальта для всех разновидностей пород. Таким же «дефицитным» элементом является никель; только в пироксенитах его содержание соответствует кларку. С другой стороны, отмечается «избыточность» титана и меди для всех разновидностей пород. Нет закономерности в поведении ванадия: для перекристаллизованных серпентинитов он оказался «дефицитным» элементом, а для пироксенитов и апопироксенитовых амфибол-цоизитовых пород — «избыточным», TOiда как в апоперидотитовых серпентинитах его среднее содержание почти равно кларку. Кроме этих постоянных, "сквозных" элементов-примесей в отдельных пробах были выявлены следующие рассеянные элементы (в порядке убывания частоты встречаемости): Zn, Sc, Pb, Sr, Ba, Ga, Zr, Be, Ge, Y, Ag.

Эти элементы были встречены не во всех пробах, и потому средние кларки-концентраций для них не вычислялись. Распределение их в отдельных разновидностях пород не закономерно. Ho следует отметить, что в этом наборе «случайных» элементов нет типоморфных элементов кислых магм, за исключением циркония и бериллия, показавших очень низкие содержания в единичных пробах. Интересную закономерность обнаруживают на диаграмме и петрогенные элементы. Здесь прежде всего привлекает внимание резкий дефицит щелочных металлов для всех разновидностей пород. Это особенно примечательно опять-таки для группы пироксен-цоизитовых и амфибол-цоизитовых пород, где содержание натрия даже не достигает кларка его в ультрабазитах, что еще раз подтверждает невозможность образования этих пород за счет метаморфизма габброидов.

Хризотил-асбестовая минерализация в Ешкеульмесском массиве, как уже отмечалось, приурочена почти исключительно к перекристаллизованным антигоритовым серпентинитам, обычно сильно и неравномерно перемятым, расссланцованным и часто бречированным, характеризующимся своим глыбово-сланцеватым сложением. С этими серпентинитами связан главный тип асбестовой минерализации Ешкеульмесского месторождения: жилы продольно-волокнистого, реже — косоволокнистого хризотил-асбеста, срастающегося в большинстве случаев в различных сочетаниях с немалитом и карбонатами (кальцитом, анкеритом, брейнеритом). Такой продольноволокнистый асбест составляет около 97% разведанных запасов Ешкеульмесского месторождения. Поэтому главным типом руд здесь являются перемятые, брекчированные и сланцеватые серпентиниты, насыщенные хризотил-асбестом, который наблюдается или в виде продольноволокнистых выполнений трещин, или в виде расплющенных волокнистых масс, вытянутых вдоль заключающих их плоскостей скольжения, или же в виде «примазок» и корок на блоках массивных, монолитных серпентинитов, обволакиваемых сильно рассланцованными их разностями. Такой продольноволокнистый асбест характеризуется большой длиной волокна, достигающей 10—15 см. а в отдельных случаях 30—40 см. Наряду с волокном нормальной прочности (мономинеральная жила) чаще наблюдается очень ломкое волокно, что зависит от наличия в нем тонких вростков немалита и отчасти карбоната.

Минерализация поперечноволокнистого хризотил-асбеста в Ешкеульмесском массиве имеет резко подчиненное значение (3—4% от общих запасов асбеста). Жилы поперечноволокнистого асбеста, как правило, мономинеральные, вследствие чего волокно их отличается значительно более высокой прочностью, чем в жилах продольноволокнистого асбеста. Минерализация этого типа наблюдается исключительно в массивных серпентинитах (апоперидотитовых, апопироксенитовых), а иногда и в пироксенитах, и приурочивается обычно к висячим бокам асбестоносных залежей, содержащих продольноволокнистый асбест.

В Ешкеульмесском массиве выявлены и разведаны две асбестоносные залежи северо-западного простирания, разделенные неасбестоносными серпентинитами, пироксенитами и апопироксенитовыми пироксен-цоизитовыми породами. Эти асбестоносные залежи, приуроченные соответственно к двум зонам смятия в антигоритовых серпентинитах, удалены друг от друга на 1500—1000 м в северной и центральной частях массива и сближаются на юге до 400—500 м (см. рис. 34). Ешкеульмесское месторождение в результате разведочных работ определилось как самое крупное в бывш. СССР месторождение хризотил-асбеста карачаевского подтипа. Однако до сих пор окончательно не определена возможность промышленного использования ешкеульмесского продольноволокнистого хризотил-асбеста, содержащего значительную примесь немалита и составляющего более 95% перспективных запасов месторождения.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: