Чу-Балхашский габбро-перидотитовый комплекс Центрального Казахстана
Под названием чу-балхашский габбро-перидотитовый комплекс понимается пояс интрузий ультраосновных и основных пород, протягивающийся на расстоянии около 550 км из Юго-Западного Прибалхашья в северную часть пустыни Бетпак-Дала, вдоль водораздела между бассейнами р. Чу и оз. Балхаш. Этот пояс является самым крупным и вместе с тем наиболее типичным представителем габбро-перидотитовой формации в Центральном Казахстане. В составе его насчитывается свыше ста отдельных интрузивных тел ультраосновных и основных пород, а суммарная их площадь составляет 460 км2, из которых значительная часть (около 70%) приходится на бесполевошпатовые ультраосновные породы и их разнообразные метаморфические производные. Все массивы комплекса залегают в нижнепалеозойских толщах каледонской Чу-Балхашской структурно-формационной зоны, локализуясь ее юго-западной краевой части, тяготеющей к Джалаир-Найманскому глубинному разлому. Последний образовался на границе двух разнородных в тектоническом отношении структур — Чуйской глыбы и геосинклинального прогиба, существовавшего на месте современного Чу-Балхашского водораздела.
Общий характер структуры Чу-Балхашского пояса находится в полном соответствии с Джалаир-Найманской системой региональных разломов. В центральной части пояса интрузии прослеживаются узкой полосой, где все они строго приурочены к линии главного разлома или заключены в тектонических блоках верхнего кембрия — нижнего ордовика. Северо-западнее Андассайских массивов габбро-перидотитовый пояс, следуя виргации основного разлома, делится на две ветви, из которых одна, отклоняясь немного к западу, протягивается вдоль западной линии разлома, а другая, следуя простиранию северной ветви разлома, выходит к массивам Пстан и Ергенекты в северной части пустыни Бетпак-Дала. В южной части пояс габбро-перидотитовых интрузий также повторяет общую дизъюнктивную тектоническую структуру, испытывая сильную виргацию, причем все интрузивные массивы здесь неизменно приурочены к крупным региональным разломам, отходящим от основного Джалаир-Найманского разлома в северной части Чу-Илийских гор. Структурные позиции массивов ультраосновных и основных пород, видные на прилагаемой геологической схеме (рис. 2), достаточно хорошо иллюстрируют сказанное.
Вопрос о времени внедрения интрузий Чу-Балхашского пояса остается дискуссионным ввиду отсутствия четкой, фаунистически обоснованной схемы стратиграфии древних толщ Чу-Балхашского водораздела. В настоящее время этот вопрос решается на основании следующих фактических данных: 1) все массивы строго локализованы в ащисуйской кремнисто-спилит-диабазовой толще предположительно верхнего кембрия — нижнего ордовика; 2) контакты ультрабазитов с более молодыми, чем нижний ордовик, породами имеют всегда четко выраженный тектонический характер; 3) галька габбро, пироксенитов и измененных перидотитов была встречена в конгломератах карбона и девона. Поэтому внедрение интрузий Чу-Балхашского пояса можно связывать с одной из ранних фаз каледонского тектогенеза, проявившийся в первой половине ордовика.
Все интрузивные массивы Чу-Балхашского пояса невелики по размерам. Среди них только один Кипчакбайский массив достигает по площади 100 км2. Немногие массивы имеют площадь в несколько десятков квадратных километров; подавляющее же большинство остальных массивов пояса представлено мелкими интрузивными телами, площадь которых измеряется единицами или десятыми долями квадратных километров.
Главными разновидностями форм интрузивных тел ультраосновных и основных пород являются следующие:
1) жилоподобные тела, приуроченные непосредственно к древним тектоническим швам (Каратальский, Байгаринский массивы и некоторые интрузивные тела в горах Ергенекты и Майжарылган);
2) узкие линзообразные пластовые интрузии, приуроченные к антиклинальным складкам в тектонических блоках (массивы Кипчакбайский, Джамбулский, Хантау, Сарыбулакский, некоторые тела Андассайских и Шайтансимесских массивов);
3) сравнительно крупные тела неправильной формы, внедрившиеся вдоль зон разломов и имеющие характер гарполитов (Пстанский массив);
4) небольшие интрузивные тела линзовидных, изометрических или неправильных очертаний, имеющие характер мелких факолитовых интрузий (некоторые тела Ергенектинских, Шайтансимесских, Андассайских, Майжарылганских и других массивов).
Для геологической характеристики интрузий Чу-Балхашского пояса приведем в качестве примера краткое описание наиболее интересных и типичных для данного пояса Андассайских массивов, которые неоднократно привлекали внимание исследователей и геологическому строению которых в разнос время давалось различное толкование. Андассайские массивы расположены в центральной части Чу-Балхашского габбро-перидотитового пояса, в тектонической депрессии у подножья гор Чагырлы между Байгаринским массивом на северо-западе и долиной Турлубайсая yа юго-востоке. Ультрабазиты и габбро образуют здесь полосу интрузивных тел, протягивающуюся вдоль подножья гор Чагырлы на расстояние 26 км при ширине до 3 км. На участке известно более десятка отдельных выходов ультраосновных и основных пород, разобщенных вмещающими породами среднего и верхнего кембрия или рыхлыми четвертичными отложениями. Все эти выходы объединяются в два массива: южный — дунит-перидотитовый и северный — габбро-перидотитовый.
Южный дунит-перидотитовый массив представляет собой интрузивное тело почти правильной линзовидной формы, вытянутое в северо-западном направлении под некоторым углом и основному разлому гор Чагырлы (рис. 3). Длина массива 12 км, максимальная ширина в средней части до 3 км; площадь 21,6 км2. Массив залегает целиком в ащисуйской свите Cm3—O1, представленной зелеными сланцами, диабазами, порфиритами и яшмо-кварцитами с отдельными прослоями и линзами кристаллических известняков. С восточной стороны массив срезан прямолинейным разломом и приведен в тектонический контакт с породами песчаниковой свиты карадока. Массив имеет характерное полосчатое сложение, обусловленное чередованием полос перидотита, богатого ромбическим пироксеном, т. е. отвечающего составу гарцбургита, и полос дунита, лишенного пироксена. Преобладающими в составе массива являются перидотиты, в которых проходят полосы дунита мощностью от нескольких сантиметров до 1—2 м, вытянутые параллельно общему удлинению массива (290—300°). Дуниты и перидотиты не отделяются резкими границами; между ними наблюдаются постепенные переходы. Такое характерное полосатое строение Андассайского южного массива близко напоминает строение некоторых дунит-перидотитовых массивов Полярного Урала (Рай-Из, Пай-Ер и др.), для которых А.Н. Заварицкий возникновение полосатости объясняет односторонним давлением, действовавшим во время формирования интрузии и связанными с ним движениями в кристаллизующейся магме. Пироксениты и горнблендиты часто образуют серии параллельных, кулисообразных жил, густо пронизывающих перидотиты. Обилие этих жил в отдельных участках массива и создало, по-видимому, у некоторых исследователей ошибочное впечатление о том, что здесь преимущественно развиты пироксениты. На самом же деле, пироксениты вместе с горнблендитами едва ли составляют 1—2% по отношению ко всей площади массива. Габбро в составе южного Андассайского массива были встречены лишь в единичных обнажениях вдоль его северного контакта; выходы их настолько незначительны, что они не могут быть отмечены в масштабе схемы (см. рис. 3). В виде мелких изолированных тел, залегающих в порфиритах и кварцитах ащисайской свиты вдоль южного контакта массива, отмечаются диориты и кварцевые диориты. Более крупное тело этих пород, площадью около 1 км2 находится в северной части массива. По контакту с диоритами наблюдается узкая полоса рассланцованых и оталькованых серпентинитов.
Совсем иной характер имеет северный габбро-перидотитовый массив, расположенный к северо-западу от сая Кынгыр. В отличие от южного дунит-перидотитового массива, он не представляет сплошного монолитного интрузива, а состоит из ряда тел, разобщенных породами ащисайской свиты. Эти интрузивные тела имеют форму неправильных удлиненных в северо-западном направлении линз и характеризуются аналогичным составом слагающих их пород, что и позволило рассматривать их как отдельные выходы на поверхность единой габбро-перидотитовой интрузии.
Интрузивные тела северного Андассайского массива сложены габбро и перидотитами: дуниты здесь совсем отсутствуют. Перидотиты по внешнему облику резко отличаются от перидотитов южного массива. В отличие от бурых с поверхности, слабо серпентинизированных перидотитов последнего, здесь развиты исключительно темно-зеленые, почти черные, сильно серпентинизированные перидотиты, лишенные буроватой корки выветривания. По составу среди них также преобладают гарцбургитовые разности, реже встречаются верлиты и совсем редко лерцолиты. Габбро данного массива, представленные преимущественно меланократовыми роговообманковыми (амфиболизированными) разностями, характеризуются невыдержанностью структур даже на протяжении небольших участков. Мелкокристаллические габбро часто переходят в средне- и крупнокристаллические. Иногда в габбро наблюдается полосатая текстура, обусловленная чередованием меланократовых и лейкократовых полос. Жильная свита северного Андассайского массива также отлична от таковой южного дунит-перидотитового массива. Пироксениты и гориблендиты здесь нигде не отмечались, зато широко развиты жилы и неправильной формы небольшие тела родингитов. В полосе развития интрузивных тел этого массива наблюдаются мелкие выходы диоритов, кварцевых диоритов и плагиогранитов (см. рис. 3).
Вопрос о взаимоотношении бесполевошпатовых ультраосновных пород и габброидов является наиболее сложным вопросом гелогии Чу-Балхашского пояса. Трудность решения этого вопроса состоит в том, что зачастую в одном и том жe массиве можно наблюдать совершенно противоположные соотношения между ультрабазитами и габбро. Примером этого может служить северный Андассанский массив, в котором в одних его частях наблюдаются массивы перидотита, как бы прорванные небольшими телами габбро, а в других — поля сплошного развития габбро, интрудированные линзовидными и жилоподобными телами перидотита. Объяснением таких, казалось бы, противоречивых явлений может быть предположение, что в данном случае имела место дифференциация габбро-перидотитовой магмы в самой камере плутона.
Принимая такое объяснение для северного Андассайского массива, а также для некоторых других массивов, где наблюдаются подобные же взаимоотношения между ультрабазитами и габбро, совсем не следует распространять его как основную закономерность формирования всех интрузий пояса. Напротив, ряд таких фактов, как наличие в системе Чу-Балхашского пояса самостоятельных серпентинитовых массивов (Сейректас, Доланкара и др.) и массивов габбро (Ушкызыл, Дурбынсай), или как явления резких интрузивных контактов между перидотитами и габбро, заставляет допустить некоторый перерыв в их внедрении и возможность дифференциации габбро-перидотитовой магмы на глубине, еще в интрузивном очаге.
Характерной особенностью геологии чу-балхашского комплекса, как и большинства других габбро-перидотитовых комплексов Казахстана, является наличие в зоне развития ультраосновных и основных массивов малых интрузивных тел диоритов и плагиогранитов, представляющих сопутствующие ультрабазитам и габброидам небольшие внедрения натровых гранитоидных расплавов.
В комплексе пород, слагающих массивы Чу-Балхашского пояса, могут быть выделены следующие группы: а) ультраосновные бесполевошпатовые породы и продукты их метаморфизма, б) основные породы, генетически связанные с ультрабазитами, в) жильные породы габбро-перидотитовых интрузий, г) гранитоиды малых интрузий.
Главной разновидностью бесполевошпатовых ультраосновных пород являются гарцбургиты и происшедшие из них серпентиниты. Другие разности перидотитов, а также дуниты и пироксениты имеют резко подчиненное значение. Широко развиты в составе массивов Чу-Балхашского комплекса перекристаллизованные антигоритовые серпентиниты, карбонатизированные серпентиниты, тальково-серпентиновые, тальковые, тальково-карбонатные и кварцево-карбонатные породы (листвениты). Нижеследующая характеристика ультраосновных пород чу-балхашского комплекса дается в порядке их убывающей основности и возрастающей степени метаморфизма.
Дуниты и возникшие из них серпентиниты имеют сравнительно ограниченное распространение, будучи постоянно тесно связанными с гарцбургитами. Макроскопически дуниты обладают массивным сложением и темно-зеленым цветом в свежем изломе. С поверхности они всегда покрыты буроватой коркой выветривания, развивающейся за счет разложения оливина и выделения гидроокислов железа.
Под микроскопом дуниты обнаруживают обычный для них состав: преобладающим первичным минералом является оливин, составляющий почти всю массу породы; хромшпинелид и ромбический пироксен образуют ничтожную примесь, причем последний иногда вообще отсутствует, В серпентинизированных разностях благодаря развитию петельчатой структуры, образованной хризотилом, оливин наблюдается в виде округлых, овальных или неправильных мелких реликтов в петлях хризотиловых шнуров. Оливин дунитов (2V от +80° до 86°; Mg—Np = 0,034±0,002) по своему составу близок к форстериту.
Из вторичных минералов постоянно присутствуют серпентин, представленный лизардитовой разновидностью и составляющий от 10 до 80% всей массы породы, и магнетит, отлагающийся в виде тонких жилок в лизардитовых шнурах или наблюдающийся в виде мелко рассеянной вкрапленности; реже встречаются тальк, карбонаты, брусит и иддингсит.
Гарцбургиты и происшедшие из них серпентиниты являются наиболее распространенной разновидностью пород чу-балхашского комплекса. Макроскопически они близки к дунитам, но отличаются от последних тем, что на выветрелой буровато-коричневой поверхности образцов этих пород хорошо видны зерна бастита с золотистым или перламутровым блеском.
Первичными минералами. гарцбургитов являются оливин, ромбический пироксен и хромшпинелид. Иногда в качестве незначительной примеси присутствует моноклинный пироксен; с увеличением количества последнего наблюдается переход к лерцолитам. Оливин слагает главную массу породы,, составляя от 30—40% до 90% ее объема. Однако в шлифе он наблюдается почти всегда в виде реликтов зерен, сохранившихся от замещения серпентином.
Ромбический пироксен присутствует в количестве от 10% до 60%. Он всегда обнаруживает резкий ксеноморфизм по отношению к оливину. Иногда крупные выделения ромбического пироксена содержат пойкилитовые включения округлых зерен оливина. Оптические константы ромбического пироксена колеблются: 2V от +75° до 80° cNg от 0°до 3—5°, Ng—Np = 0,009—0,012, что позволяет считать его энстатитом, слабо обогащенным железом. Ромбический пироксен замещается антигоритом с образованием гомоосевой псевдоморфозы (бастита). Большинство гарцбургитов чу-балхашского комплекса бедны ромбическим пироксеном и содержат его обычно от 8—10% до 25%.
Из вторичных минералов наиболее распространенным является серпентин, количественно почти всегда преобладающий над первичными минералами и составляющий от 50 до 100% объема породы. Формы его проявления не отличаются от таковых в аподунитовых серпентинитах, за исключением образования бастита по ромбическому пироксену. Вместе с серпентином в гарцбургитах развиваются и другие вторичные минералы: брусит, карбонат, хлорит, тальк, актинолит и магнетит. Структура гарцбургитов зависит от количества в них ромбического пироксена и степени их серпентинизации. В слабо серпентинизированных гарцбургитах с небольшим содержанием пироксена преобладают разновидности панидиоморфнозернистой структуры, аналогичные структурам дунитов. С увеличением количества пироксена порода приобретает гипидиоморфнозернистое сложение, иногда с участками пойкилитовой структуры. Структуры сильно серпентинизированных гарцбургитов определяются формами и характером развития серпентина. Наличие бастнтовых псевдоморфоз определяет «порфировидный» характер структур большинства апогарцбургитовых серпентинитов.
Лерцолиты имеют очень ограниченное распространение; по составу они отличаются от гарцбургитов постоянным присутствием моноклинного пироксена и меньшим содержанием оливина, которое редко поднимается выше 40—50%- Моноклинный пироксен составляет от 30 до 60% объема породы. Оптические константы моноклинного пироксена (2V = +60°, cNg = 43°, Ng-Np = 0,028±0,002) определяют его как диопсид (диаллаг). Он наблюдается обычно в виде мелких таблитчатых и изометричных зерен, обладающих хорошо выраженной диаллаговой отдельностью. Из вторичных минералов присутствуют серпентин (хризотил, серпофит, антигорит), магнетит, хлорит и роговая обманка, причем два последних минерала развиваются почти исключительно по диаллагу.
В ер литы, подобно лерцолитам, в ультрабазитовых массивах образуют небольшие обособления, но пространственно ассоциируются с габбро, а не с гарцбургитами. Первичными минералами в них являются моноклинный пироксен и оливин; из акцессориев присутствует хромшпинелид. В качестве вторичных образований развиваются серпентин, магнетит и бесцветная роговая обманка, иногда хлорит и карбонат. Моноклинный пироксен — диопсид (2V = + 56°, cNg = 38—40°, Ng—Ng = 0,029+0,02) количественно преобладает над оливином, составляя 60—80% массы породы. Породы с большим содержанием пироксена представляют уже оливиновые пироксениты. Структура верлитов обычно неравномернозернистая, гипидиоморфнозернистая, иногда порфировидная с крупными выделениями зерен пироксена. Наблюдаются также пойкилитовые структуры, обусловленные наличием включения серпентинизированного оливина в кристаллах моноклинного пироксена.
Пироксениты в массивах чу-балхашского комплекса встречаются довольно часто, но главным образом в виде жильных образований среди серпентинитов. Протомагматнческие пироксениты в строении ультрабазитовых массивов играют ничтожную роль, образуя небольшие обособления по периферии интрузивных тел. Макроскопически пироксениты представляют темно-зеленые почти черные среднекристаллические породы с блестящей поверхностью мозаики хорошо образован-ванных кристаллов пироксена. В шлифе они характеризуются призматически зернистой, панидиоморфной структурой. Главным породообразующим минералом их является моноклинный пироксен—диопсид (2V = +56°, cNg = 38°, Ng—Np = 0,025±0,002). Иногда наряду с диопсидом в небольшом количестве присутствует гиперстен со слабым плеохроизмом в розоватых тонах и с очень большим отрицательным углом оптических осей. В качестве акцессория часто наблюдается хромшпинелид. Из вторичных минералов присутствуют серпентин, тремолит, роговая обманка, хлорит и рудный минерал. Иногда процессы изменения пироксенитов идут настолько далеко, что они целиком превращаются в хлорито-роговообманковые породы, в которых от первичных минералов сохранились лишь небольшие реликты.
Перекристаллизованные серпентиниты составляют особую группу полностью серпентинизированных ультраосновных пород, первичная природа которых не может быть установлена из-за интенсивных явлений перекристаллизации, уничтоживших все признаки первичных магматических структур. Такие породы встречены во многих массивах комплекса. Макроскопически они представляют собой массивные, реже сланцеватые породы серовато-зеленого, голубовато-зеленого или зеленовато-черного цвета. Нередко в них наблюдается пятнистость, обусловленная неравномерным распределением вторичного магнетита, выделившегося при серпентинизации. Под микроскопом они характеризуются исключительно антигоритовым составом и перекрещенио-листоватой, мелколистоватой или пламеневидной структурами. В массе антигорита наблюдается иногда брусит в виде пластинок с хорошо выраженными параллельными гранями и прямым погасанием. С бруситом часто ассоциируется светло-зеленый хлорит с аномальными индигово-синими цветами интерференции. В незначительном количестве в этих перекристаллизованных антигоритовых серпентинитах встречаются также тальк, карбонаты, метаморфизованный хромшпинелид. магнетит (присутствует постоянно) и гидроокислы железа. Особенно часто в этих породах наблюдается повышенное содержание магнетита и его неравномерное распределение, что связано, по-видимому, с интенсивной миграцией магнетита в процессе перекристаллизации серпентинитов, как это было отмечено для Урала П.М. Татариновым. С увеличением содержания карбоната эти антигоритовые серпентиниты переходят в карбонатизированные серпентиниты и серпентино-карбонатные породы.
Тальково-серпентиновые, серпентино-хлоритотальковые и тальковые породы в массивах чу-балхашского комплекса не имеют большого распространения. Эта группа пород имеет тесную связь с апоперидотитовыми и перекристаллизованиыми серпентинитами, с которыми устанавливаются их постепенные переходы. Тальково-серпентиновые породы отличаются от обычных серпентинитов присутствием того или иного количества талька, образующего скопления мелких чешуек и листочков, замещающих серпентин. Иногда вместе с тальком отмечается небольшое количество карбоната и хлорита. Постоянно присутствует вторичный магнетит.
Серпентин-хлорит-тальковые породы от предыдущих пород отличаются меньшим количеством серпентина и наличием хлорита, который здесь играет нередко существенную роль (20—30%). Наиболее редкой разновидностью пород этой группы являются тальковые породы, встреченные только в массиве Сейректас. Это плотные массивные породы светлого серовато-зеленого цвета, просвечивающие в краях, жирные на ощупь. Под микроскопом можно видеть, что это почти мономинеральные породы, образованные сплошной мелколистоватой высокодвупреломляющей массой талька, среди которой кое-где наблюдаются реликты серпентина, редкие чешуйки хлорита и единичные зерна карбоната.
Тальково-карбонатные и кварцево-карбонатные породы, представляющие продукты различных стадий карбонатизации серпентинитов, широко распространены в массивах чу-балхашского комплекса. Все они, как и породы предшествующей группы, имеют постепенные переходы между собой, а также с нормальными или перекристаллизованиыми серпентинитами. В порядке последовательности изменения серпентинитов здесь могут быть выделены: карбонатизированные серпентиниты, серпентино-карбонатные, тальково-серпентин-карбонатные, тальково-карбонатные и кварцево-карбонатные породы. Все эти породы в серпентинитовых массивах тесно ассоциируются друг с другом, отличаясь в основном количественными соотношениями слагающих их минералов, а также формами развития последних и обусловленными этим структурами.
Наиболее распространенной разновидностью пород рассматриваемой группы являются кварцево-карбонатные породы (листвениты), обычно встречающиеся в виде полос вдоль контактов серпентинитовых массивов или слагающих небольшие самостоятельные тела линзовидной формы внутри них. Макроскопически это существенно карбонатные породы желтовато-бурого, реже серого цвета с вкрапленностью рудного минерала, очень близко напоминающие сбохренные известняки. Под микроскопом в этих породах, состоящих существенно из карбоната (брейнерита, реже доломита или кальцита) и кварца, уже почти не наблюдается реликтов минералов серпентинитов, за исключением метаморфизованных зерен хромшпинелида, иногда окруженных мелкими листочками фуксита. Количественные взаимоотношения карбоната и кварца довольно резко меняются, но содержание последнего редко поднимается выше 25—30%. Сравнительно редко в этих породах в виде второстепенной примеси встречаются тальк и хлорит. Кварцево-карбонатные породы (листвениты) являются продуктами конечной стадии карбонатизации серпентинитов.
К группе основных пород, слагающих массивы чу-балхашского комплекса, относятся различные типы габброидов, среди которых выделяются следующие разновидности: 1) оливиновые габбро, 2) нормальные габбро, 3) метаморфизованные габбро и 4) габбро-диориты.
Оливиновые габбро по сравнению с другими разновидностями габброидов имеют наименьшее распространение. Макроскопически они характеризуются крупнокристаллическим сложением и темно-зеленой, пятнистой окраской. Главными минералами их являются моноклинный пироксен, основной плагиоклаз и оливин. Весьма характерным акцессорным минералом оливиновых габбро является зеленая шпинель — плеонаст, ассоциирующаяся всегда с оливином и магнетитом.
Нормальные габбро имеют облик массивных, иногда полосчатых зеленовато-серых пород крупно- и среднекристаллического сложения. Во всех случаях наблюдаются вариации в зернистости с постепенными переходами. Довольно часто встречаются атакситовые разности, в которых неправильно чередуются участки, различные как по составу, так и по кристалличности. Структура этих пород габбровая или габбро-офитовая, реже пойкилоофитовая. Главными минералами их являются основной плагиоклаз и моноклинный пироксен. Второстепенные минералы представлены апатитом, сфеном и титаномагнетитом. Вторичные минералы всегда присутствуют в большом количестве; к ним относятся: роговая обманка, актинолит, цоизит, эпидот, хлорит, гранат (гроссуляр), пренит, скаполит, альбит, серицит, лейкоксен, магнетит и гидроокислы железа. Наиболее сохранившимся минералом в этих породах является моноклинный пироксен, образующий крупные призматические кристаллы и ксеноморфные выделения. По оптическим константам (2 V= +50°, cNg = 43°, Ng'—Np' = 0,029) установлено, что моноклинный пироксен является диопсидом. Плагиоклаз в габбро образует столбчатые кристаллы, идиоморфные по отношению к пироксену. Количество плагиоклаза и пироксена примерно одинаковое. Плагиоклаз почти всегда нацело разложен и замещен вторичными продуктами, чаще всего соссюритом, реже пренитом или скаполитом.
Метаморфнзованные габбро являются наиболее распространенной разновидностью рассматриваемой группы пород. Они совершенно лишены реликтов первичных магматических минералов. He всегда ясно в них устанавливается и первичная габбровая структура, реликты которой в шлифе различимы только при одном николе. Гидротермальные изменения габброидных пород выражаются в процессах соссюритизации, пренитизации, гранатизации, альбитизации, амфиболизации и хлоритизации их первичных составных частей. В зависимости от относительной степени интенсивности того или иного процесса образуются различные разновидности метаморфизованного габбро: пренитизированные, гранатизированные и амфиболизированные. С последними тесно связаны габбро-амфиболиты, отличающиеся своей ясно выраженной полосатой структурой, иногда приближающейся к гнейсовидной.
Габбро-диориты встречаются совместно с габбро, но развиты они незначительно. По минеральному составу эти породы близки к роговообманковым габбро, и между ними трудно провести резкую границу. Цветной компонент в габбро-диоритах представлен сине-зеленой роговой обманкой, часто замещающейся хлоритом. В единичных зернах наблюдается моноклинный пироксен с оптическими константами, соответствующими диопсиду. Количество плагиоклаза (лабрадор-андезина) в габбро-диоритах составляет 60—75%. что также отличает их от нормального габбро, где цветной компонент, как правило, несколько преобладает над полевошпатовой частью породы. Плагиоклаз в большинстве случаев альбитизирован и замещен вторичными образованиями, чаще всего агрегатом скаполита, в массе которого выделяются таблитчатые зерна цоизита. Нередко плагиоклаз подвергается обычному процессу соссюритизации. Акцессорные минералы представлены сфеном, апатитом, ильменитом и магнетитом. Структура этих пород габбро-офитовая, характеризующаяся резким идиоморфизмом плагиоклаза. Комагматические жильные породы встречены почти во всех массивах комплекса, но в распространении их не наблюдается какой-либо закономерности. Можно лишь отметить, что наибольшее развитие эти породы имеют в массивах, сложенных ультраосновными породами; в существенно габбровых массивах отмечается меньшее количество жильных пород.
Вебстериты являются наиболее часто встречающейся разновидностью жильных пироксенитов. Главными минералами их являются моноклинный пироксен — диаллаг (2V = +60°, cNg = 41°, Ng—Np = 0,027+0,002), ромбический пироксен — гиперстен (Ng—Np = 0,015, погасание прямое, плеохроизм Ng — бледно-зеленый, Nm — желтовато-розовый, Np — светло-розовый) и оливин. Количественные соотношения первых двух минералов сильно варьируют, но почти всегда моноклинный пироксен преобладает. Содержание оливина в породе обычно не поднимается выше 8—10%. В качестве вторичных минералов присутствуют серпентин (аитигорит, хризотил, бастит), хлорит, тремолит, роговая обманка и магнетит.
Диаллагиты — почти мономинеральные породы, состоящие из моноклинного пироксена — диаллага (cNg = 45°, Ng—Np = 0,027), в призматических зернах которого наблюдаются округлые включения мелколистоватого антигорита, представляющие собой, по-видимому, сер-пентинизированные зерна оливина. Диаллаг в этих породах, так же как и в вебстеритах, подвергается интенсивной амфиболизации и хлоритизации.
Горнблендиты имеют меньшее распространение, чем пироксениты. Макроскопически это темно-зеленые, почти черные средне- и крупнозернистые роговообманковые породы. Структура их средне-кристаллическая, панидиоморфнозернистая, образованная призматическими кристаллами роговой обманки, Роговая обманка обладает резким плеохроизмом: Ng — голубовато-зеленый, Nm — желтовато-зеленый, Np — почти бесцветный. Угол погасания cNp = 18°; угол оптических осей большой, отрицательный. На стыке зерен роговой обманки и по многочисленным трещинкам в них развивается мелкочешуйчатый хлорит с аномальными цветами интерференции. Часто наблюдается развитие вторичного бесцветного амфибола — тремолита, замещающего зерна зеленой роговой обманки с периферии.
Пироксениты и горнблендиты встречаются главным образом в виде тонких жилок, мощность которых не превышает нескольких сантиметров, только жилы горнблендита отличаются иногда большей мощностью (0,3—0,5 м). По форме своего проявления жильные пироксениты и горнблендиты напоминают подобные же образования перидотитового массива Рай-Из (Северный Урал), происхождение которых А.Н. Завариwкий рассматривал как результат реакции между веществом вмещающей жилы породы и некоторым магматическим раствором.
Другим весьма распространенным типом жильных пород является группа родингитов — нацело метаморфизоваиных жильных образований, включающих большое число петрографических разновидностей, в составе которых преобладают пироксен и гранат в самых различных сочетаниях с такими типичными постериорными минералами, как хлорит, серпентин, везувиан, амфибол, эпидот, тальк, пренит и карбонат. По внешнему виду эти породы довольно однообразны и сходны между собой. Большинство их характеризуется массивной текстурой со слабо выраженной зернистостью и светлым голубовато-зеленым и голубоватосерым цветом. Лишь редкие их разности отличаются крупной кристалличностью и состоят из бесцветного граната (гроссуляра) и гигантских (несколько сантиметров) кристаллов пироксена. В некоторых случаях наблюдается полосчатая текстура, характеризующаяся тонкими выклинивающимися полосками пироксена и более мощными (до 4—5 см) полосами голубовато-серого граната. Все разновидности этих пород имеют большой удельный вес. При микроскопическом исследовании среди них выделяется целый ряд разновидностей, различающихся по своему минеральному составу: граиат-пироксеиовые, гранат-везувиан-пироксеновые, везувиан-гранатовые, хлорит-серпентин-гранатовые, везувиан-гранат-хлоритовые и пр. Эти гидротермально-измененные жильные породы аналогичны по своему характеру родингитам, широко развитым в других габбро-перидотитовых комплексах Центрального Казахстана, Средней Азии, Урала, Алтае-Саянской области и Кавказа, где их рассматривают как продукты гидротермального метасоматоза жильных ппроксенитов и пород из группы габбро-диабизов.
С ультраосновным и и основными интрузиями чу-балхашского комплекса, как уже отмечалось, локально (парагенетически) связаны малые интрузии гранитоидов, встречающиеся почти на всем протяжении пояса. Эти гранитоиды, представленные диоритами, кварцевыми диоритами и плагиогранитами, слагают обычно небольшие жилоподобные тела среди габбро и серпентинитов, а также встречаются в виде отдельных неправильной формы тел в краевых частях ультрабазитовых массивов или же во вмещающих породах в небольшом удалении от контактов с ультрабазитами и габбро.
Диориты и кварцевые диориты макроскопически характеризуются среднекристаллической текстурой; в шлифе структура их гипидиоморфнозернистая. Иногда встречаются порфировидные разности. Нередко наблюдаются явления катаклаза, сопровождающиеся образованием многочисленных жилок кварца. Главными минералами их являются плагиоклаз и роговая обманка; в кварцевых диоритах присутствует также кварц в количестве не более 10—15%. Плагиоклаз (андезин или олигоклаз-андезин) образует широкотаблитчатые кристаллы, всегда отличающиеся резким идиоморфизмом по отношению к роговой обманке. Плагиоклаз замещается серицитом и карбонатом, реже — соссюритовым агрегатом. Роговая обманка, присутствующая в количестве не более 15—25%, образует длиннопризматические выделения темно-зеленого цвета. Она обладает плеохроизмом: Ng темнозеленый, Nm — желтовато-зеленый, Np — светло-зеленый. Роговая обманка замещается хлорит-пеннином с характерными аномальными цветами интерференции. Зернa кварца, небольшие по величине, характеризуются резким ксеноморфизмом по отношению к другим минералам. Акцессорные минералы диоритов и кварцевых диоритов представлены сфеном, апатитом и рудным минералом.
Плагиограниты микроскопически представляют собой среднекристаллические породы светло-серого или почти белого цвета; в них часто проявлен катаклаз, наблюдающийся макроскопически. Структура плагиогранитов в шлифе гипидиоморфнозернпстая, иногда порфировидная. Главными породообразующими минералами являются плагиоклаз и кварц.
Плагиоклаз, состава олигоклаза или андезин-олигоклаза, образует крупные призматически-таблитчатые кристаллы с четкими двойниковыми полосками. Он всегда в той или иной степени замещен тонкочешуйчатым агрегатом серицита с примесью мелких зерен эпидота. Иногда кристаллы плагиоклаза прорастают игольчатыми образованиями актинолита, образующего пучковатые и радиальнолучистые скопления. Кварц, составляющий 30—40% породы, наблюдается в форме мелких неправильных зерен с зазубренными краями и располагается между кристаллами плагиоклаза. В небольшом количестве (1—10%) в плагиогранитах присутствует биотит в виде отдельных, часто изогнутых пластинок. Иногда вместо биотита наблюдается крупночешуйчатый мусковит. Из акцессорных минералов отмечены только апатит и сфен. Явления катаклаза в плагиогранитах проявляются в раздроблении составных частей породы, в результате чего крупные кристаллы плагиоклаза и кварца как бы цементируются мелкими зернами тех же минералов, иногда же в породе наблюдаются полосы и участки, где минералы сильно раздроблены. Вдоль таких раздробленных зон наблюдаются жилки вторичного кварца, эпидота, альбита и карбоната.
Ультрабазиты Чу-Балхашского пояса подвергнуты интенсивным гипергенным изменениям, которые приводят к возникновению на них новообразовании древней коры выветривания, резко отличных по минеральному составу от исходных пород. Древняя кора выветривания имеет наибольшее распространение в северной части пояса, главным образом на Пстанском и Кипчаккбайском массивах, где она покрывает около 90% современной поверхности этих интрузивов. Южнее, на массивах центральной части пояса, кора выветривания в значительной степени размыта и сохранились отдельными небольшими участками. В южной части пояса никаких признаков древней копы выветривания не наблюдалось. Суммарная площадь, занятая продуктами древней коры выветривания на ультрабазитах, составляет примерно 38% всей поверхности обнажения ультраосновных и основных пород Чу-Балхашского пояса, что в абсолютных цифрах составляет около 170 км2. Строение древней коры выветривания на ультраосновных породах Чу-Балхашского пояса имеет много сходных черт с корой выветривания на уральских ультрабазитах. Здесь так же, как и на Урале, выделяются три типа древней коры выветривания: а) площадный, б) трещинный и в) смешанный.
С массивами чу-балхашского габбро-перидотитового комплекса связан целый ряд проявлений полезных ископаемых. К ним относятся: 1) находки платиноидов и алмазов в современных и олигоценовых рыхлых отложениях в центральной части пояса (промышленной концентрации алмазов и платиноидов не установлено); 2) хромитовая минерализация в виде сплошных и вкрапленных руд хромистого железняка (Пстанский и Кипчакбайский массивы); 3) концентрации гидросиликатного никеля в нонтронитовых горизонтах древней коры выветривания (Пстанскнй, Кипчакбайский, Шайтансимесский и Kapaтальский массивы); 4) проявления минерализации асбеста, наиболее значительными из которых являются хризотил-асбестовые проявления на северном склоне гор. Джамбул, в урочище Тарланат и в северо-западной части гор Майжарылган, и участки амфибол-асбестовой минерализации в массивах Анракай, Шиентас, Майжарылган и Тарланат; 5) проявления минерализации талька и талькового камня в виде мономинеральных стеатитов и тальково-карбонатных пород, известных только на юго-востоке пояса.