Итмурундинский и Шаинтасский габбро-перидотитовые комплексы Центрального Казахстана

Интрузии ультраосновных и основных пород в Северном Прибалхашье не образуют единого линейного пояса, как это наблюдается в ряде других районов Центрального Казахстана (Тектумасском, Чу-Балхашском и др.), а группируются в несколько самостоятельных зон. Структурное положение этих интрузий определяется исключительной приуроченностью их к складчатым сооружениям, которые объединяются под названием Северо-Балхашского или Казык-Итмурундинского антиклинория, представляющего собой сложно построенную структуру, состоящую из отдельных антиклинальных поднятий или «подзон». В пределах этих антиклинальных поднятий интрузии располагаются в виде линейно вытянутых зон, приуроченных к региональным разломам, которые протягиваются вдоль всего Северо-Балхашского поднятия, изменяя свое простирание от почти широтного на востоке до север-северо-западного на западе. Интрузии ультраосновных и основных пород концентрируются в двух частях Прибалхашья.

В центральной части Северного Прибалхашья эти интрузии, в соответствии с поведением антиклинальных поднятий и с расположением ограничивающих их разломов, образуют три самостоятельные зоны (рис. 16):

1) южную — Итмурундинскую, протягивающуюся непосредственно вдоль южного края Казык-Итмурундинского антиклинория;

2) среднюю — Тюретайскую, располагающуюся в срединной части антиклинория;

3) северную — Шоинтасскую, развитую вдоль Казыкского поднятия, приуроченного к северо-восточному крылу Казык-Итмурундинского антиклинория.

Интрузии ультраосновных и основных пород каждой зоны рассматриваются как самостоятельный интрузивный комплекс.

В восточной части Северного Прибалхашья ультраосновные и основные интрузии объединяются под названием Чулькызыл-Тюлькуламского габбро-перидотитового пояса, геолого-петрографическое описание которого приведено выше.

Итмурундинский комплекс включает интрузии ультраосновных и основных пород, образующие приуроченную к юго-западному краю Казык-Итмуруидинского антиклинория зону, которая прослеживается на 55 км от урочища Тыкшокы на юго-востоке до долины Кентерлау на северо-западе в направлении 310—320°. В пределах Итмурундинской зоны выделяются пять массивов, разобщенных на поверхности вмещающими породами: Северный, Кентерлауский, Итмурундинский, Архарсу и Южный. Кроме упомянутых, следует отметить небольшой массив ультраосновных пород, расположенный северо-западнее массива Архарсу. Общая площадь обнажающихся на поверхности ультраосновных и основных пород в пределах этой зоны равна 45 км2. Интрузии на всем протяжении приурочены к площади развития толщи кремнистовулканогенных пород, имеющей большое сходство с уртынджальским комплексом.

Эта толща представлена диабазовыми порфирита ми, спилитами, миндалекаменными порфиритами, туфами, туффитами, туфобрекчиями, кварцитами и яшмо-кварцитами. Значительно меньшее развитие имеют песчаники и алевролиты. По составу и геологическому положению этот комплекс осадочно-эффузивных пород может быть отнесен к спилит-диабазовой формации. В.Я. Кошкин определяет возраст этой толщи как Sn—Cm. Н.А. Пупышев на основании находок в кремнистых породах и яшмах остатков радиолярий, относит эти отложения к ордовику и считает их почти полными аналогами осадочно-эффузивных пород уртынджальского комплекса, вмещающего массивы Тектурмасского габбро-перидотитового пояса.

Интрузии ультраосновных и основных пород представляют собой согласные, крутопадающие тела линзовидной формы с неправильными контурами (извилистыми границами), что определяется сложно расчлененным рельефом местности и позднее проявленными тектоническими движениями. Наиболее крупными в пределах этой зоны являются массивы Кентерлауский, Итмурундинский и Архарсу. Интрузии сложены преимущественно серпентинитами и серпентинизированными перидотитами. Среди них выделяются дуниты, гарцбургиты, лерцолиты и верлиты. Последние в некоторых массивах имеют значительное распространение (массив Архарсу) и тесно связаны с габбро. Наиболее распространенной разностью являются апогарцбургитовые серпентиниты. Дуниты встречены в составе Итмурундинского массива, где они слагают небольшой участок южнее г. Итмурунды (рис. 17). Небольшие участки (10x5 и 5x2 м) аподунитовых серпентинитов с характерной петельчатой структурой и реликтами зерен оливина отмечались при детальном картировании отдельных частей Кентерлауского массива.

Характерной особенностью массивов Итмурундинской зоны, и именно Кентерлауского массива, является обилие в нем малых интрузий диоритов, плагиогранитов, плагиоаплитов и разнообразных гидротермально-метасоматически измененных пород.

Диориты, плагиоаплиты и плагиограниты, среди которых нормальные граниты с микроклином встречаются редко, образуют среди серпентинитов небольшие линзовидной формы тела. Размеры их колеблются от нескольких квадратных метров до 0,3—0,5 км2. Тела этих пород среди серпентинитов образуют группы, располагаясь четковидно вдоль тектонически нарушенных зон внутри массива или вблизи контакта. Более поздний характер внедрения диоритов, плагиоаплитов и плагиогранитов подтверждается наличием в них ксенолитов полностью серпентинизированных ультраосновных пород. Наряду с этими породами широко развит комплекс метасоматических гидротермально измененных жильных образований, представленных альбититами, альбит-амфиболовыми, амфиболовыми, альбит-кварцевыми, альбит-жадеитовыми и почти мономинеральными жадеитовыми породами. Существенную роль в составе массивов Итмурундинской зоны играют кварцевокарбонатные и кварцево-тальк-карбонатные породы, образующиеся за счет серпентинитов в процессе их лиственитизации. Они слагают всегда резко очерченные жилоподобные тела различного размера от единиц метров до нескольких десятков и сотен метров в длину и всегда связаны с направлением линий трещиноватости внутри массива или с приконтактовыми зонами.

Шоинтасский комплекс включает зону интрузий основных и ультраосновных пород, которая прослеживается на протяжении 25 км, изменяя свое направление от северо-западного в южной части до почти меридионального в северной. По геологическому положению интрузии Шоинтасской зоны приурочены к северной окраине Казык-Итмурундинского антиклинория. Южную часть зоны составляет массив Калил» (Копа); крайним северным является массив Шоинтас — наиболее крупный в этой зоне. Кроме них здесь развиты небольшие жилоподобные тела кварцево-карбонатных пород (лиственитов), образующих линейно-вытянутую полосу вместе с массивами Калиля и Шоинтас. Общая площадь всех известных выходов ультраосновных и основных пород и продуктов метаморфизма в пределах этой зоны составляет 15 км2. В составе массивов этой зоны преобладающую роль играют серпентиниты, серпентинизированные перидотиты и их метаморфизованные разности, представленные разнообразными лиственитами. Габбро составляют незначительную часть в пределах этих массивов и образуют небольшие тела штокообразной формы. Среди габбро встречены оливинсодержащие разности и габбро-диабазы. Жильные породы представлены родингитами и альбититами.

Тюретайский комплекс ультраосновных и основных пород, распространенный в центральной части Казык-Итмурундинского антиклинория, рассматривается нами в составе дунит-пироксенит-габбровой формации, характеристика которой приводится в следующем разделе настоящей работы.

Приуроченность всех ультраосновных и основных интрузий в Ceверном Пирбалхашье к зонам региональных разломов обусловила в ряде случаев их тектонические контакты с вмещающими кремнисто-вулканогенными раннепалеозойскими толщами. Однако наиболее четкотектоническое взаимоотношение пород массивов (особенно Кентерлауского) наблюдается в контакте с более молодыми, верхнедевонскими, и карбоновыми образованиями, где неоднократно фиксировались случаи надвига последних на серпентиниты. В этих зонах серпентиниты рассланцованы и карбонатизированы, вплоть до образования кварцево-карбонатных пород — лиственитов. При этом не всегда удается установить, произошел ли надвиг на уже сформировавшиеся листвениты или же последние образовались позднее надвига, при циркуляции гидротермальных растворов в связи с оживлением ранее заложенных разломов. Наличие небольших выходов серпентинитов на западном плохо обнаженном склоне долины р. Кентерлау (на продолжении Кентерлауского массива) среди поля карбоновых отложений заставляет предположить, что серпентиниты в этом случае были «передвинуты» вместе с небольшим блоком вмещающих пород в поле развития карбоновых отложений, что, как отмечено выше, могло быть связано с тектоническими движениями в позднем палеозое, о чем свидетельствуют случаи надвига карбоновых отложений на серпентиниты.

Придерживаясь стратиграфической схемы, принятой для раннего палеозоя, геологами ВСЕГЕИ, возраст вмещающей кремнисто-вулканогенной толщи нами условно принимается как раннеордовикский. Этим временем и определяется нижний возрастной предел рассматриваемых интрузий. Верхняя возрастная граница их определяется тем, что рядом исследователей, и в том числе В.Я. Кошкиным, было установлено присутствие обломков основных пород в базальных конгломератах, лландейльского яруса к северу и северо-востоку от массива Итмурунды. Учитывая указанные возрастные пределы и закономерности внедрения ультраосновной магмы в период формирования геосинклинальных прогибов, представляется наиболее вероятным считать связь ультраосновных пород с вулканогенной толщей парагенетической, которая подтверждается не только пространственной связью, но всей историей становления, в частности, взаимосвязанностью явлений позднемагматических преобразований пород массивов и вмещающих толщ.

Преобладающую роль в строении рассматриваемых интрузий Северного Прибалхашья играют ультраосновные породы, подвергшиеся сильной степени серпентинизации. По минеральному составу и степени метаморфизма среди них выделяются: дуниты, гарцбургиты, лерцолиты, верлиты, оливиновые пироксениты и серпентиниты. Последние местами подверглись дальнейшему изменению и превращены в серпентин-карбонатные, тальково-карбонатные и кварцево-карбонатные породы (листвениты).

Дуниты — встречены только в массивах Итмурундинском и Кентерлауском, где они слагают участки среди гарцбургитов. В Итмуруидинском массиве дуниты тесно связаны с гарцбургитами, слагая участок в несколько сотен квадратных метров. Для дунитов этого участка характерна эллипсоидальная отдельность. Среди серпентинитов Кентерлауского массива дуниты слагают небольшие участки в районе развития тел жадеититов. Макроскопически дуниты буроватые с поверхности и зеленовато-черные в свежем изломе породы, обычно значительно серпентинизированные. Минеральный состав их обычен: породы на 90—98% сложены серпентинизированным оливином с оптическими константами 2V = +81 +90°, Ng—Np = 0,03—0,032. Наряду с оливином присутствуют ромбический пироксен и хромшпинелид, причем первый иногда совсем отсутствует. Среди вторичных минералов, кроме минералов группы серпентина — хризотила, лизардита, антигорита, жилковатого серпофита, присутствуют хлорит, тальк, тремолит и магнетит. Дуниты Итмурундинского массива отличаются крупнозернистостью и обладают псевдопорфировидной структурой, благодаря присутствию единичных крупных таблитчатых зерен ромбического пироксена. Вдоль спайности пироксен замещается мелкозернистым агрегатом антигорита и талька. При серпентинизации дунитов создается характерная петельчатая структура, в ячейках которой сохраняются зерна оливина размером до 0,01 мм. Хромшпинелид в единичных зернах часто округлой формы просвечивает красновато-бурым цветом, замещаясь с краев магнетитом.

Гарцбургиты серпентинизированные с реликтами первичных минералов встречены в составе Итмурундинского массива. В остальных случаях о первичном гарцбиргитовом составе нацело серпентинизированных пород можно только предполагать по наличию псевдоморфных структур. В серпентинизированных гарцбургитах наблюдается реликтовая гипидиоморфнозернистая структура, обусловленная ксеноморфными образованиями ромбического пироксена в интерстициях между полностью серпентизированными изометрическими зернами оливина. Этим гарцбургиты, слагающие главную часть массивов, отличаются от гарцбургитов, тесно связанных с полями развития дунитов, в которых ромбический пироксен образует крупные таблитчатые кристаллы, возникновение последних скорее всего можно объяснить позднемагматическим преобразованием оливина. Ромбический пироксен гарцбургитов редко сохраняется в реликтах, замещаясь обычно мелколистоватым антигоритом и хлоритом. Оптические константы его характеризуют как магнезиальный энстатит: Ng-Np = 0,009, 2V = +70° и угасание прямое В единичных случаях внутри петель хризотила обнаружен брусит, образующий мелколистоватые агрегаты. Хромшпинелид в гарцбургитах образует зерна изометрической формы.

Лерцолиты достоверно установлены только в Итмурундинском массиве, где они слагают небольшие участки серпентинитов и распознаются макроскопически по характерному зеленовато-серому, пепельному цвету. Лерцолиты так же, как и вышеописанные разности пород, сильно серпентинизированы, и состав их устанавливается по наличию реликтов зерен моноклинного пироксена, в массе серпентина заместившего оливин и ромбический пироксен. Моноклинный пироксен развит в резко ксеноморфных зернах и по количеству уступает ромбическому пироксену, не превышая 10%. Оптические константы моноклинного пироксена (cNg = 39°, Ng-Np = 0,026, 2V = +62°) позволяют относить его к диопсиду. Зерна хромшпинелида образуют единичную вкрапленность.

Верлиты развиты в составе массивов Кентерлауском, Калиля и Архарсу. В последнем они слагают значительные площади в несколько сотен квадратных метров (рис. 18). Верлиты образуют тела среди габбро, обнаруживая почти во всех случаях постоянную приуроченность к полям их развития. Верлиты значительно слабее серпентинизированны и всегда содержат сохранившиеся от замещения зерна моноклинного пироксена и реже оливина. Структура верлитов гипидиоморфнозернистая, реже пойкилитовая и порфировидная. Моноклинный пироксен образует нередко зерна с правильными кристаллографическими очертаниями. Более мелкие зерна отличаются резко выраженным по отношению к оливину ксеноморфизмом. Моноклинный пироксен бесцветен и по своим оптическим свойствам определяется как диопсид: cNg= 40—41°, Ng-Np = 0,024—0,026. Количество его колеблется от 65% до 80%. По диопсиду развивается антигорит, вместе с которым нередко встречается тремолит. Для серпентинизированных верлитов характерно повышенное по сравнению с другими разностями перидотитов содержание магнетита. Последний вместе с хризотилом выполняет тонкие жилки, рассекающие зерна оливина. Оптические константы оливина (Ng—Np = 0,034, 2V = +88°) характеризуют его как хризолит.

Оливиновые пироксениты встречены в массиве Архарсу в тесной ассоциации с верлитами. По минеральному составу они не отличаются от верлитов, в отличие от которых содержание оливина не превышает 5—10%, Структура породы обусловлена крупнопрнзматическими зернами моноклинного пироксена и мелкими зернами оливина, заключенными в промежутках. Зерна оливина замещаются хризотилом, выполняющим тонкие жилки вместе с магнетитом. По оливину отмечено развитие иддингсита в оранжево-бурых пластинчатых агрегатах. Плеохроизм отчетливый: от бурого до желтого цвета, Ng—Np = 0,42, 2V — большой. Появление иддингсита может указывать на большую железистость оливина в этих породах. Моноклинный пироксен является главной составной частью породы и не отличается по своим оптическим свойствам от пироксена верлитов. По моноклинному пироксену развивается очень мелколистоватый антигорит и тремолит. С исчезновением зерен оливина породы отвечают пироксенитам, которые встречаются как среди верлитов, так и среди оливиновых пироксенитов.

Кроме этих случаев пироксениты-диопсидиты встречены среди серпентинитов Кентерлауского массива, где они слагают жилки мощностью 10—20 см и протяженностью 1—1,5 м. Чаще всего пироксениты — крупнокристаллические породы с размерами правильных призматических кристаллов до 3—4 см в длину. Оптические константы пироксена отвечают составу диопсида: Ng = 1,700, Nm = 1,679, Wp = 1,672. сNg = 42°, +2V = 54°, Ng-Np = 0,028.

Серпентиниты представляют собой наиболее распространенные разности ультраосновных пород в составе массивов Северного Прибалхашья. Процессы метаморфизма в этих породах проявились настолько интенсивно, что в качестве первичного минерала в них сохраняется только хромшпинелид и лишь изредка наблюдаются реликты оливина и пироксена, чаще моноклинного. В тех случаях, когда отсутствует также характерная псевдоморфная структура серпентинитов, первичная природа их остается не определенной. В связи с этим среди серпентинитов выделяются: 1) разности, структурные особенности которых отображают первичный состав породы — это хризотиловые, хризотил-лизардитовые и хризотил-антигоритовые серпентиниты и 2) серпентиниты аитигоритовые, характеризующиеся разнообразием морфологических форм антигорита и часто представляющих собой перекристаллизованные разности ранее образованных серпентинитов.

Для массивов Итмурундинской и Шоинтасской зон характерна в общем равномерная серпентинизация, в результате которой возникают разности серпентинитов первого типа. В своем распространении они не обнаруживают приуроченности к каким-либо локальные зонам. Серпентиниты антигоритовые проявляют явную приуроченность к зонам смятия, контакта; крупнолистоватые разности, распространенные в Кентерлауском массиве, были отмечены на участках развития гидротермально-метасоматических пород — альбититов. альбит-амфиболовых пород, жадеититов и т.д., т. е. также в зонах нарушений.

Все разновидности прибалхашских серпентинитов представлены в общем обычными типами пород, широко развитыми и в других габбро-перидотитовых комплексах Центрального Казахстана и кратко описанных выше, при характеристике этих комплексов. В серпентинитах рассматриваемых комплексов развиты все разновидности серпентина (хризотил, лизардит, антигорит, серпофит) в их обычной последовательности образования. В серпентинитах в ряде случаев был установлен брусит, образующий скопления мелких листочков и розеток с аномальными-желтоватыми цветами интерференции.

Единственной характерной особенностью серпентинитов итмурундинского комплекса является развитие среди перекристаллизованных антигоритовых серпентинитов (преимущественно Кентерлауского массива) массивных круииопластинчатых антигоритовых разновидностей с размерами пластинок пироксена (практически почти всегда бастита) до 1—3 мм в поперечнике. Такие серпентиниты обычно развиты вблизи тел альбититов, альбит-амфиболовых пород и жадеититов. Интересно отметить, что подобные крупночешуйчатые разновидности антигоритовых серпентинитов, представляющие собой в общем довольно редкий тип серпентиновых пород отмечались в районе развития жадеититов и альбититов Борусского серпентинитового массива в Западном Саяне.

Карбонатизированные серпентиниты встречены как вс внешних, приконтактовых частях Кентерлауского массива, так и в его внутренних зонах. На примере Кентерлауского массива можно видеть, что карбонатизированные разности серпентинитов являются главным образом антигоритовыми (если исключить из этой группы магнезитизированные разности хризотиловых серпентинитов горы Итмурунды в зоне древней коры выветривания). Карбонатизированные серпентиниты связаны рядом постепенных переходов с серпентин-карбонатными, тальково-карбонатными и, наконец, кварцево-карбонатными породами — лиственитами, представляющими собой в данном случае продукты дальнейшего гидротермального преобразования серпентинитов.

Габбро, встречающиеся в существенно перидотитовых интрузиях Итмурундинской и Шоинтасской зон, характеризуются среднезернистой, реже мелкозернистой текстурой и мезократовым составом. Главными породообразующими минералами в них являются основной плагиоклаз и моноклинный пироксен, в той или иной степени замещенные вторичными продуктами. Процесс замещения плагиоклаза агрегатом цоизита, альбита, хлорита, актинолита и карбоната является наиболее распространенным; реже по нему развиваются скаполит, пренит и гранат. Моноклинный пироксен представлен диаллагом (cNg = 38—40°, Ng—Np = 0,028, 2V = +55°). Он в той или иной степени замещен бесцветной или бледной желтовато-зеленой роговой обманкой (cNg = 16°, Ng—Np = -0,018, 2V = -79°). Среди сильно метаморфизованных габбро встречаются перекристаллизованные разности со сланцеватой текстурой, относящиеся уже к габбро-амфиболитам.

В группе жильных образований итмурундинского и шоинтасского комплексов установлены только пироксениты и родингиты.

Пироксениты представлены обычно почти мономинеральными породами, сложенными крупными кристаллами диопсида-диаллага (сNg=39—41°, Ng—Np = 0,026, 2V = +60°). Зерна пироксена с периферии обрастают волокнистой зеленой роговой обманкой. По пироксену развивается также светло-зеленый хлорит, количество которого в некоторых случаях составляет до 60—70%. Такие породы следует называть уже пироксен-хлоритовыми. Они тесно связаны постепенными переходами с пироксенитами.

Другую группу составляют метаморфизованные жильные породы — родингиты, слагающие небольшие линзы и жилы среди серпентинитов. В контакте с ними в серпентинитах часто развивается голубовато-зеленый эмалевидный серпофит. Наиболее распространенными минералами в составе этих пород являются гранат, везувиан, эпидот и хлорит, В качестве примесей присутствуют карбонат, магнетит, сфен, ильменит и лейкоксен. В реликтах сохраняется моноклинный пироксен.

Исключительно широкое развитие в серпентинитовых массивах рассматриваемых комплексов имеют натровые гранитоиды и связанные с ними разнообразные метасоматические породы. Эта группа пород включает довольно большой ряд петрографических разновидностей (обнажающихся нередко в пределах одного тела): от гранитов и плагиогранитов до плагиаплитов, диоритов и габбро-диоритов и их гидротермально-метасоматических производных (от альбититов и альбит-жадеитовых пород до мономинеральных жадеититов). Наибольшее распространение эти породы имеют в пределах Итмурундинской зоны габбро-перидотитовых интрузий и, главным образом, на площади Кентерлауского массива и массива Архарсу. Тела натровых гранитоидов и их метасоматически измененных разностей всегда приурочены к тектонически ослабленным зонам внутри ультраосновных массивов или же к контактовым зонам последних (рис. 19). Там, где роль тектонических движений проявляется наиболее сильно, отмечается развитие наиболее сильно измененных метасом этических жильных образовании.

В рассматриваемом комплексе пород первую подгруппу составляют собственно гранитоиды, характеризующиеся структурами магматических пород. Они слагают тела неправильной линзовидной формы, вытянутые согласно с общим простиранием вмещающего их ультраосновного массива (рис. 20). Размеры таких тел колеблются от нескольких квадратных метров до 0,3—0,5 км2. Границы их с вмещающими серпентинитами резкие. В контакте этих тел с серпентинитами наблюдается оталькование серпентинитов и развитие хлорита и актинолит-тремолитового амфибола. В эндоконтактах гранитоидных тел наблюдается обогащение цветным компонентом. В этой подгруппе пород преобладают плагиограниты и плагиаплиты, связанные тесными взаимопереходами с одной стороны с лейкократовыми гранитами (встречающимися сравнительно редко), а с другой стороны с более распространенными диоритами и габбро-диоритами, представляющими собой, вероятно, гибридные образования, возникшие в результате ассимиляции натровой гранитной магмой материала вмещающих ультраосновных пород.

Плагиограниты — средне- и мелкокристаллические порфировидные породы, характеризующиеся иногда некоторой гнейсовидностью. Под микроскопом отмечается разнообразный характер их структур, обусловленный главным образом степенью катаклаза и процессами метаморфизма. Наиболее обычной является порфировидная структура, подчеркнутая последующим катаклазом и имеющая благодаря последнему иорфирокластовыи характер. В северной части Кентерлауского массива встречены плагиограниты пегматоидного облика с характерной текстурой письменного гранита, где кварц образует неправильные вростки в кристаллах плагиоклаза. Иногда наряду с плагиоклазом (№ 15—25) и кварцем в плагиогранитах в очень небольшом количестве присутствует решетчатый микроклин. Цветной компонент представлен биотитом (до 10%) или роговой обманкой, замещающейся хлоритом, Альбитизация плагиоклаза сопровождается обычно появлением игольчатого амфибола голубовато-зеленого цвета (натрийсодержащего актинолита), располагающегося в виде пучков вдоль трещин.

Плагиаплиты — тесно связаны постепенными переходами, с одной стороны, с плагиогранитами, а с другой — с диоритами. Под микроскопом они обнаруживают порфировидную структуру, подчеркнутую, как в плагиогранитах, явлениями катаклаза. Плагиаплиты состоят из плагиоклаза (обычно олигоклаза или альбит-олигоклаза) и кварца, причем количество последнего, в отличие от плагиогранитов, не превышает 10—15%. В незначительном количестве присутствует амфибол, замещающийся хлоритом. В качестве вторичных минералов присутствуют мусковит, эпидот и карбонат. Как и в плагиогранитах, постоянными акцессоорными минералами являются апатит и сфен, причем количество последнего увеличивается в переходных к диоритам разностях пород.

Граниты в группе рассматриваемых пород имеют подчиненное значение. Они находятся в тесной ассоциации с плагиогранитами, от которых почти не отличаются по внешнему виду. Главными минералами являются плагиоклаз, калиевый полевой шпат и кварц. Этим породам свойственно присутствие кварца в виде мелкозернистых агрегатов в промежутках между крупными идиоморфными кристаллами плагиоклаза и крупными ксеноморфными кристаллами микроклина. Плагиоклаз подвергается замещению серицитом и отдельными крупными пластинками мусковита с небольшим количеством мелкозернистого агрегата альбита. Цветной компонент почти полностью замещен хлоритом. Иногда в массе хлорита устанавливаются реликты биотита, плеохроирующего в зеленовато-коричневых тонах и образующего розетковидные агрегаты. Акцессорными минералами являются апатит и сфен; изредка встречается циркон.

Диориты — тесно связаны с плагиогранитами и плагиаплитами, с одной стороны, а другой — с более меланократовыми породами, приближающимися по составу к габбро-диоритам. От плагиогранитов диориты отличаются более значительным содержанием цветного компонента и большей основностью плагиоклаза. Макроскопически — это средне- и мелкозернистые породы серого цвета, обладающие пестротой текстурных разновидностей. Иногда, также как и в других гранитоидах, в них наблюдается гнейсовидная текстура. Под микроскопом в диоритах устанавливается гипидиоморфнозернистая структура, нарушенная явлениями катаклаза. Главными минералами являются плагиоклаз (олигоклаз-андезин) 70—75%, роговая обманка — до 25% и кварц, количество которого не превышает 5%. Вторичные минералы представлены хлоритом, эпидотом, агрегатом соссюрита, актинолитом и карбонатом. Акцессорный сфен присутствует часто в значительном количестве; постоянно наблюдается апатит, отмечается пирит.

Габбро-диориты представляют, вероятно, гибридные образования, характеризующиеся непостоянным минералогическим составом, переходным от диоритов к габбро. Они тесно связаны с диоритами и приурочены к краевым частям гранитоидных тел. С описанными выше гранитоидами, как уже указывалось, встречаются различные гидротермально-метасоматические образования, возникшие в результате взаимодействия магмы жильных гранитоидов и связанных с ней гидротерм с вмещающими серпентинитами. К ним относятся альбититы, альбит-амфиболовые, альбит-эпидот-амфиболовые, амфиболовые, кварц-альбитовые, альбит-жадеитовые и, наконец, весьма редкие породы — жадеититы. Тесная ассоциация всех этих пород с натровыми гранитоидами позволяет объединить их с последними в одну генетическую группу. При этом как бы связующим звеном между первой и второй подгруппами являются плагиоклазиты и альбититы, имеющие постепенные переходы к плагиогранитам и диоритам, с одной стороны, так и к альбит-амфиболовым породам, с другой стороны. Плагиоклазиты и альбититы встречаются в виде небольших линзовидных и жилообразных тел (рис. 21) среди серпентинитов или образуют маломощные жилы в диоритах и плагиогранитах. Макроскопически они представляют собой светлые мелкозернистые, часто неравномернокристаллические породы, иногда с крупными пегматоидными выделениями альбита.

Плагиоклазиты состоят почти исключительно из плагиоклаза (№ от 20 до 32), обычно подвергнутого замещению вторичными продуктами — мелкочешуйчатым серицитом с редкими зернами эпидота. С периферии зерна плагиоклаза замещаются мелкозернистым агрегатом альбита, который слагает также участки между зернами плагиоклаза. Цветной компонент, присутствующий в очень незначительном количестве, нацело замещается хлоритом или амфиболом, близким по составу к глаукофану. Постоянно встречается сфен.

Альбититы характеризуются порфировидной, катакластической и реже панидиоморфнозернистой структурой. Состоят они исключительно из альбита, в массе которого наблюдаются незначительные примеси второстепенных минералов: хлорита, актинолита, щелочного амфибола, мусковита, анальцима, апатита, сфена, эпидота и рудного минерала. Альбититы связаны постепенными переходами с разнообразными метасом этическим и образованиями, которые особенно широко развиты на площади Кентерлауского массива. Эти породы слагают небольшие тела (несколько квадратных метров), приуроченные к тектонически ослабленным зонам или приконтактовым зонам массива и располагающиеся в виде четковидных линейно вытянутых цепочек. Эти породы всегда характеризуются признаками, свойственными метасоматическим образованиям: гнейсовидностью, катакластическими и бластическими структурами, характерным кучным расположением минералов, обычно в виде лучистых агрегатов (хлорит и амфибол). В этой группе пород наблюдается изменчивый минеральный состав с различными количественными комбинациями минералов, определяющихся составом подвергшихся метасоматозу пород и характером метасоматических процессов. В контактовых зонах альбититовых тел постоянно наблюдается актинолит в виде лучистых агрегатов.

Наиболее распространенными в этой подгруппе являются альбит-амфиболовые и амфибол-эпидот-альбитовые породы, которые состоят существенно из альбита и амфиболов переменного состава, часто содержащих глаукофановую молекулу. В качестве второстепенных минералов, но иногда составляющих значительную часть в породе, присутствуют кварц, минералы эпидотовой группы, мусковит, карбонат и хлорит. Следует отметить постоянное присутствие апатита и сфена, являющихся характерными акцессориями вышеописанных жильных гранитоидов. Под микроскопом эти породы характеризуются гетеробластовой структурой, образованной крупными выделениями альбита или амфибола. Весьма обычна также нематобластовая структура, обусловленная наличием в породе удлиненных, волокнистых кристаллов амфибола, эпидота и хлорита. С этой серией альбито-амфиболовых пород тесно связаны почти мономинеральные актинолититы, состоящие обычно из лучистых агрегатов актинолита, окрашенного в ярко-зеленый (рис. 22) цвет. В качестве второстепенных минералов в них присутствуют альбит, биотит, магнетит, сфен и апатит. Эти амфиболовые породы слагают или контактовые зоны между гранитоидами и серпентинитами или самостоятельные линзовидные и жилоподобные тела. Они образовались также гидротермально- метасоматически путем воздействия на серпентиниты богатых Na2O, Al2O3 и SiO2 гидротерм, связанных с внедрением натровых гранитоидов, В контакте амфиболовых пород с серпентинитами наблюдаются зоны вермикулита мощностью в несколько десятков сантиметров, но иногда достигающие двух метров.

Наиболее интересную группу метасом этических образовании, генетически связанных с описанными выше породами, составляют мономинеральные жадеититы, альбит-жадеитовые, жадеит-амфибол-альбитовые, альбит-кварцевые и мономинеральиые кварцевые породы.

Жадеититы, как уже указывалось, были встречены на площади Кентерлауского массива, где они залегают в виде линзовидных тел среди антигоритовых серпентинитов. Размеры тел жадеититов колеблются от 1x5 м до 15x60 м. В контакте жадеититов с серпентинитами прослеживаются узкие (от нескольких сантиметров до 1,5—2 м) тремолитовые, гидробиотит-вермикулитовые и хлорит-серпентиновые метасоматические зоны. На участках развития жадеититов обычно встречаются небольшие линзообразные тела альбититов, альбит-амфиболовых, альбит-кварцевых пород, амфиболовых пород и мономинеральных кварцевых пород. Макроскопически жадеититы чрезвычайно вязкие, плотные среднекристаллические породы серо-белого цвета (иногда с фиолетовым оттенком) с участками, окрашенными в различные тона зеленого цвета. Чаще всего наблюдается пятнистое окрашивание и окрашивание вдоль трещин, что связано с проникновением в последние окислов хрома и железа. Жадеититы характеризуются большим удельным весом (3,18—3,32). В шлифе жадеититы представляют почти мономинеральные породы, образованные плотными зернистопризматическими или столбчато-лучистыми агрегатами жадеита. Наиболее обычной для жадеититов является гранобластовая мозаичная, призматически зернистая структура (рис. 23 а), которая, в отличие от структур, свойственных другим мономинеральным пироксенитам, характеризуется особенно плотным, мозаичным сцеплением зерен. Часто наблюдается брекчиевидная, цементная структура, обусловленная тем, что участки средне-и крупнокристаллического жадеита заключены в массе мелкокристаллического жадеита. Нередкой для жадеититов является также сноповая структура, образованная длинностолбчатыми кристаллами жадепта, группирующимися в лучистые агрегаты. В шлифе жадеит бесцветен и обладает отчетливо выраженной спайностью. В разрезах, параллельных (001), наблюдается хорошо выраженная пересекающаяся спайность, свойственная пироксенам. Иногда в кристаллах жадеита хорошо выражена зональность (рис. 23 б), при этом внешняя часть кристалла имеет угол погасания меньший, чем центральная часть, что может указывать на большую щелочность внешней зоны.

В табл. 3 приведены оптические константы северобалхашских жадеитов и для сравнения оптическая характеристика жадеитов из некоторых наиболее известных зарубежных месторождений.

Химический состав жадеитов Северного Прибалхашья может быть иллюстрирован анализами (табл. 4), выполненными в лабораториях Керамического института (ГИКИ) и Геохимсектора ВСЕГЕИ:

На основании данных химического анализа и полученных оптических констант можно заключить, что среди жадеитов Северного Прибалхашья наряду с почти чистым жадеитом (обр. 146—96,8%, обр. 5112а — 89,5%, обр. 1—91,5% жадеитовой молекулы) имеются разности, в той или иной степени обогащенные диопсидовой и акмитовой молекулами. Так, в образцах зеленого жадеита № 5112 и 5132/2 содержание окиси натрия уменьшается по сравнению с серовато-белым жадеитом, а количество окиси кальция соответственно увеличивается, что указывает на большее содержание в этих образцах диопсидовой молекулы (обр. 5112—18,9%, обр. 5132/2—50%). Кроме того, данные химических и спектральных анализов показывают, что зеленые разности жадеита содержат 0,3—0,5% Cr2O3. Из химических анализов жадеита из зарубежных месторождений можно видеть, что наиболее чистыми также являются их белые разности.

В жадеититах в незначительном количестве развиты альбит, апальцим, натролит, слюда, пумпеллиит, эпидот, цоизит, тремолит, пектолит, кальцит, сфен, апатит, рудный минерал. При этом первые два минерала являются почти постоянной примесью в северобалхашских жадеититах. Следует отметить, что только альбит, образующий реликты в промежутках между зернами жадеита (рис. 24), можно считать устойчивым в ассоциации с жадеитом. Все другие минералы являются более поздними и возникают в жадеититах в более позднюю низкотемпературную стадию гидротермально-метасоматического процесса.

В комплексе пород, связанных с жадеититами, кроме упоминавшихся жадеит-альбитовых, альбит-амфиболовых и амфиболовых пород, были встречены кварцсодержащие породы, слагающие жилообразные тела на участках развития жадеититов. В строении этих жильных тел выделяется их центральная часть, сложенная мономинеральными кварцевыми породами, и периферические части, образованные кварцево-альбитовыми и альбит-тремолитовыми породами. Под микроскопом мономинеральные кварцевые породы обнаруживают гранобластную зубчатую структуру, образованную почти изометрическими зернами кварца, имеющими резко выраженные извилистые и зубчатые очертания. Часто более крупные зерна или агрегаты таких зерен окружаются мелкозернистой массой кварца такой же структуры (рис. 25). Плотные мозаичные сцепления кварцевых зерен и отсутствие включений минералов придают этим породам тот характерный вид, благодаря которому они в образце напоминают голубовато-серый прозрачный лед. Кварц, слагающий эти породы, оптических аномалий не обнаруживает; волнистого погасания в нем не наблюдается.

Ультраосновные породы в Северном Прибалхашье подвергнуты процессам гипергенного изменения, приводящим к возникновению на серпентинитах новообразований древней коры выветривания. Однако последняя сохранилась в полном профиле только на массивах Итмурундинском и Шоинтасском. Наиболее хорошо древняя кора выветривания изучена на Итмурундинском массиве, где в разрезе горы Итмурунды, представляющей собой эрозионный останец на поверхности ультраосновного массива, наблюдается отчетливая вертикальная зональность. В профиле коры выветривания установлены три зоны, имеющие между собой неровные границы с постепенными переходами. Верхний горизонт профиля составляют лимонито-кремнистые породы (бирбириты). По внешнему виду среди них наблюдаются плотные буровато-коричневые кварцитовидные или опаловидные разности, а также сетчато-пористые и пещеристые разности, в которых поры и трещинки выполнены мелкокристаллическими или аморфными выделениями кварца и халцедона. Структура этих пород иногда сохраняет первичный петельчатый характер серпентинита, хотя порода целиком сложена минералами кремнезема и окислов железа. Мощность этого горизонта составляет 20—30 м.

Ниже прослеживается горизонт силицифицированных серпентинитов, более светлой, часто пятнистой окраски, обусловленной неравномерным распределением гидроокислов железа, неравномерным окремнением и частичной нонтронитизацией. Решетчатый каркас породы образован кварцем, халцедоном и карбонатом.

Далее следует мощный горизонт карбонатизированных серпентинитов, хорошо выделяющийся на склонах горы Итмурунды благодаря обилию жил белого аморфного магнезита. Кроме магнезита и серпентина (обычно антигорита), в этих породах присутствуют хлорит, брейнерит, магнетит, гематит и гидроокислы железа.

Ниже карбонатизированных серпентинитов, у подножья горы Итмурунды, обнажаются незатронутые выветриванием хризотил-антигоритовые серпентиниты.

Общая мощность продуктов разложения ультраосновных пород составляет здесь 50—60 м.

Шоинтасский массив на 80% покрыт образованиями коры выветривания. Характер коры выветривания близок к Итмурундинскому: большая часть поверхности массива сложена лимонито-кремнистыми породами; многочисленные лога и понижения в рельефе вскрывают серпентиниты, в той или иной степени карбонатизированные и включающие горизонт магнезитов. Выветриванию здесь подверглись не только нормальные серпентиниты, но и серпентиниты, испытавшие интенсивную гидротермальную карбонатизацию и лиственитизацию.

В заключение необходимо подчеркнуть, что одной из наиболее характерных особенностей габбро-перидотитовых комплексов Северного Прибалхашья является исключительно широкое развитие в ультраосновных массивах малых интрузивных тел натровых гранитоидов и связанных с ними гидротермально-метасоматических пород. Подобного же типа и облика малые интрузии гранитоидов встречаются почти во всех габбро-перидотитовых комплексах Центрального Казахстана, но нигде они не проявляются в таком обилии и не сопровождаются такими интенсивными процессами гидротермального метасоматоза, как в интрузиях Итмурундинской зоны в Северном Прибалхашье.

В характере проявления этих пород здесь устанавливаются следующие факты:

1) более молодой по отношению к ультраосновным породам возраст гранитоидов (о чем свидетельствует залегание их в виде даек и линзовидных тел, согласных с вмещающими серпентинитами);

2) унаследованность ими тектонических путей, по которым ранее внедрялась ультраосновная магма (о чем свидетельствует ориентировка тел гранитоидов, согласная с направлением ультраосновных массивов или с направлениями трещинной тектоники в последних);

3) достаточно активный характер существенно натровых гранитоидных расплавов, способных к явлениям ассимиляции и гибридизма, в результате которых среди плагиогранитов и плагиаплитов появляются более основные разности до габбро-диоритов включительно;

4) наличие активной гидротермальной фазы малых интрузий гранитоидов, вызвавшей гидротермально-метасоматические преобразования как самих гранитоидов, так и непосредственно контактирующих с ними серпентинитов. В результате этого возникли новые породы, отличающиеся и от гранитоидов (альбититы, альбит-амфиболовые, альбит-кварцевые, жадеит-альбитовые и жадеитовые породы), и от серпентинитов (амфиболовые породы, вермикулитовые породы и пр.).

Граниты, плагиограниты, плагиаплиты и диориты в начальную стадию изменения подвергались альбитизации под влиянием гидротерм, обогащенных Na2O и SiO2. Процесс альбнтизации гранитоидов можно сравнить с хорошо известными явлениями альбитизации гранитных пегматитов, в результате которых отдельные участки пегматитовых тел превращаются в зернистые альбититы. Предполагают, что источником натрия в этом случае является пневматолитовый раствор самого пегматита. Естественно предположить, что в нашем случае источником обогащенных натрием растворов был натровый гранитоидный расплав малых интрузий. Альбитизация была здесь наиболее распространенным процессом и представляла, по-видимому, начальную стадию образования гранитоидных пород, протекая при более высокой температуре.

В ходе дальнейшей циркуляции растворов их состав и температурные условия изменялись. Пройдя через массы магнезиальных пород растворы, с одной стороны, обогащались компонентами этих пород (Mg, Fe, Ca), а с другой стороны, — теряли значительную часть кремнезема за счет образования в контактовых зонах амфиболовых, хлоритовых, тальковых и вермикулитовых оторочек. Под влиянием этих растворов происходили дальнейшие изменения уже альбитизированных гранитоидов и возникали альбит-амфиболовые, эпидот-хлорит-амфиболовые, а также жадеит-альбитовые и жадеитовые породы. Наиболее существенным отличием Северного Прибалхашья является наличие здесь своеобразных и редких мономинеральных жадеитовых пород, которые нигде в Казахстане, кроме Северного Прибалхашья, неизвестны.

Геологические условия нахождения жадеититов в Северном Прибалхашье свидетельствуют о том, что они в своем генезисе тесно связаны с процессом гидротермально-метасоматического преобразования натровых гранитоидов, залегающих в серпентинитовых массивах. Процесс этот сводился к потере гранитоидными породами кремнезема и извести, которые выносились из них и шли на образование амфиболов, хлоритов, вермикулита и талька в экзоконтактовых зонах, и к деаноргитизации плагиоклаза и десиликации альбита, в результате чего образовался жадеит. Метасоматический процесс образования жадеита происходил при инертности кремнезема, глинозема и магния, и при вполне подвижном поведении натрия.

Во взглядах на генезис жадеита среди исследователей в последнее время наметились две группы. Одни, основываясь главным образом на данных эксперимента, развивают свои представления о том, что поле устойчивости жадеита располагается в области давлений свыше 12,5 кбар и рассматривают жадеит как индикатор высоких давлений. Правда, В.С. Соболев допускает возможность расширения ноля устойчивости жадеита в область более низких температур и соответственно — более низких давлений.

Другие исследователи считают, что такие минералы, как жадеит и глаукофан, образуются в результате повышения щелочности метаморфизующих растворов в среде, обогащенной сильными основаниями. He отрицая целесообразности применения данных физико-химии к природным процессам, эти исследователи подчеркивают, что условия нахождения жадеитовых пород далеко не всегда свидетельствуют в пользу образования их в условиях высоких давлений. В частности, трудно признать образование в таких условиях при-балхашских жадеититов, залегающих в обычных антигоритовых серпентинитах, массивы которых заключены в ордовикских осадочно-вулканогенных породах, метаморфизованных лишь в фации зеленых сланцев.

Даже если принять точку зрения В.С. Соболева о том, что высокие давления в земной коре могут возникать на относительно большой глубине и что, таким образом, понятия «глубинность» и «давление» не всегда совпадают, невозможно себе представить такие геологические условия, в которых высокие давления создавались только для небольших участков, площадью всего в несколько квадратных метров. С позиций гипотезы о гидротермально-метасоматическом происхождении жадеититов все наблюдаемые особенности условий их залегания в серпентинитовых массивах находят себе вполне удовлетворительное объяснение.

Если же принять за непреложную истину данные эксперимента, что поле устойчивости жадеита лежит только в области высоких давлений и температур, то представляется более вероятным другое предположение: жадеиты и сопровождающие их альбит-жадеитовые и альбит-амфиболовые породы являются не продуктами гидротермально-метасоматической десиликации гранитоидов, а представляют собой глубинные ксенолиты, вынесенные ультраосновной магмой из области высоких давлений и температур, где и происходило формирование жадеитовых пород, впоследствии испытавших явления диафтореза на уровне становления ультрабазитовых интрузий. Кстати, Н.Л. Добрецов отмечает, что при диафторезе жадеитовых пород возникают более низкотемпературные минеральные ассоциации, относящиеся к фации глаукофановых сланцев, в которых жадеит равновесен с альбитом, кварцем и глаукофаном (или натровым тремолитом). Однако он почему-то исключает из этого списка минералов натролит и другие цеолиты, совместное нахождение которых связано не с явлениями диафтореза, а с гидротермально-метасоматические преобразованием жадеитовых пород, когда цеолиты развиваются непосредственно по жадеиту.