Petrographic features of rocks of the Yulinsk Complex (Republic of Khakassia).pdf Введение Целью настоящей работы является петрографическая характеристика интрузивных пород юлинско-го комплекса на примере Котурского и Юлинского массивов Южной Сибири. В северо-восточной части Кузнецкого Алатау на территории Батеневского кряжа установлен ряд интрузивных массивов юлин-ского комплекса, в том числе Котурский и Юлин-ский (рис. 1). Рис. 1. Фрагмент геологического строения юго-восточного склона Батенёвского кряжа (составлена по материалам [Беззубцев и др., 2008]) 1 - базальты, трахибазальты, андезиты кошкулакской свиты; 2 - песчаники, алевролиты, гравелиты толчеинской свиты; 3 -известняки, песчаники, алевролиты азыртальской свиты; 4 - известняки, конгломераты, песчаники кутеньбулукской свиты; 5 -доломиты, известняки, фосфориты, бариты сорнинской свиты; 6 - доломиты, известняки, карбонатные брекчии мартюхинской свиты; 7 - известяки, доломиты биджинской свиты; 8 - андезибазальты, базальты, туфы нижнекульбюрстюгской подсвиты; 9 -породы сиенит-граносиенитовой ассоциации юлинского комплекса. Исследуемые массивы: 1 - Котурский; 2 - Юлинский. На врезке показано географическое положение района Fig. 1. Fragment of the geological structure of the southeastern slope of the Batenevsky ridge (compiled from materials [Bezzubtsev et al., 2008]) 1 - basalts, trachybasalts, andesites of the Koshkulak suite; 2 - sandstones, siltstones, gravelstones of the Tolchein suite; 3 - limestones, sandstones, siltstones of the Azyrtal suite; 4 - limestones, conglomerates, sandstones of the Kutenbuluk suite; 5 - dolomites, limestones, phosphorites, barites of the Sorninskaya suite; 6 - dolomites, limestones, carbonate breccias of the Martyukhinskaya suite; 7 - limestone, dolomite of the Bidzhinsky suite; 8 - basaltic andesite, basalt, tuff of the lower Kulbyurstyug subformation; 9 - rocks of the sye-nite-granosyenite association of the Yulinsk complex. The investigated massifs: 1 - Kotursky; 2 - Yulinsky. The inset shows the geographic location of the area © Полюхова М.В., Чернышов А.И., 2021 DOI: 10.17223/25421379/19/1 Эти массивы являются резко дискордантными, гипабиссальными телами и сложены преимущественно умереннощелочными породами [Перфилова, 1999; Полюхова, Чернышов, 2020]. Юлинский комплекс в самостоятельное подразделение был выделен в 1947 г. И.К. Баженовым [Баженов, 1947], которое до сих пор полностью соответствует современному пониманию. Массивы юлинского комплекса залегают среди осадочных толщ вендских и венд-кембрийских отложений (известняки, аргиллиты, алевролиты). Предыдущими исследователями к юлинскому сиенит-граносиенитовому интрузивному комплексу были отнесены также ассоциирующие образования ордовикской вулкано-плутонической ассоциации [Ли-пишанов и др., 1996]. Для этого комплекса установлен позднеордовикский возраст. Его нижняя возрастная граница определяется прорывом интрузивных образований тигертышского комплекса позднекем-брийско-раннеордовикского возраста; верхняя - налеганием с размы вом базальтов матаракской свиты раннего девона [Котельников и др., 2018]. Юлинский массив на современном уровне эрозионного среза составляет по площади ~ 6,5 км2, а Котурский ~ 20 км2. Оба массива имеют округлую форму и вытягиваются в северо-восточном направлении (см. рис. 1) [Секретарёв и др., 2015]. Обнаженность массивов слабая вследствие интенсивной задернованности. По геофизическим исследованиям интрузии юлинского комплекса являются изолированными выходами на дневную поверхность пород единого интрузивного тела. Выделяется положительная геофизическая аномалия, контур которой значительно шире в плане площади массивов, что свидетельствует о больших размерах интрузии на глубине и ее слабой эродированности [Липишанов и др., 1993]. Интрузивы характеризуются значительным разнообразием по своим структурным и текстурным признакам. Источником формирования юлинского комплекса считается исходный мантийный магматический расплав основного состава [Перфилова и др., 1999]. В процессе внедрения в промежуточных камерах в земной коре из основного расплава формировались производные умереннощелочные и кислые расплавы. Подобный механизм, очевидно, обусловлен неоднократной магматической дифференциацией исходного расплава и его контаминацией вмещающими коровыми породами. Методика исследований Петрографическое изучение пород юлинского комплекса осуществлялось на поляризационном микроскопе AxioScop 40 фирмы Carl Zeiss. Вещественный состав породообразующих минералов получен на рентгеноспектральном микроанализаторе с электронным зондом на электронном сканирующем микроскопе Tescan Vega II LMU, оборудованном энергодисперсионным спектрометром (с детектором Si (Li) Standard) INCA Energy 350 и волнодисперсионным спектрометром INCA Wave 700 в ЦКП «Аналитический центр геохимии природных систем» ТГУ, г. Томск (аналитик - Корбовяк Е.А.). Петрографические особенности пород юлинского комплекса Породы юлинского комплекса характеризуются значительным петрографическим разнообразием и представляют две фазы внедрения [Перфилова, 1999]. Первая фаза представлена габброидами и диоритами. Вторая фаза является более распространенной и многообразной по петрографическому составу, наибольшим распространением пользуются монцониты, сиениты, граносиениты, в подчиненном количестве отмечаются граниты, щелочные сиениты. Разнообразный петрографический состав пород комплекса подтверждается их неоднородным вещественным составом и отражается в существенном разбросе фигуративных точек на TAS-диаграмме, из которой следует, что породы соответствуют преимущественно известково-щелочной серии, реже щелочно-известковой и щелочной [Полюхова, Чернышов, 2020]. Ниже приводится петрографическая характеристика наиболее представительных пород. Габбро представляют собой породы темнобурого цвета с мелкозернистой структурой и массивной текстурой. Для них характерна габбровая, реже габбро-офитовая структура (рис. 2, а). В породе преобладает плагиоклаз (~ 60-65 %) при подчиненной роли темноцветных минералов (клинопироксен, иногда биотит) (~ 35-40 %), отмечаются рудные минералы, сфен. Вторичные минералы представлены серицитом и хлоритом. Плагиоклаз в габбро обычно представлен субизометричными, таблитчатыми и короткопризматическими зернами с незначительными вариациями размеров от 0,5 до 2 мм. Плагиоклаз часто имеет серый цвет вследствие замещения серицитом. Иногда в зернах проявляются простые и полисинтетические двойники, которые чаще затушеваны серицитом. Темноцветные минералы в габбро представлены клинопироксеном, реже присутствует биотит. Клинопироксен наблюдается в виде таблитчатых и призматических зерен с размерами от 0,5 до 2 мм. Зерна клинопироксена имеют слабозеленоватые тона и выделяются в рельефе. Они отличаются высокими цветами интерференции. Биотит встречается в виде неправильных по форме листочков по длине до 1,5 мм. В случае интенсивного замещения биотита хлоритом различаются хлоритизированные разности габбро. Для агрегатов хлорита характерна светло-коричневая, оранжево-коричневая и зеленовато-коричневая окраска. Хлорит образует микрочешуйчатые агрегативные скопления с цветами интерференции от светло-коричневых до буроватых. Сфен образует клиновидные, ромбовидные, нередко неправильные зерна с размерами менее 0,5 мм. Они выделяются в рельефе и аномально высокими перламутровыми цветами интерференции. Рудные минералы в габбро имеют субизометрич-ную, чаще неправильную форму. Их размер менее 0,5 мм. В отдельных участках они образуют фрагменты сидеронитовой структуры. Иногда вокруг рудных минералов наблюдаются каемки сфена. Рис. 2. Микрофотографии пород юлинского комплекса a - габбро (обр. U3-25); b - диорит (обр. U-2-3); c - монцонит (обр. К-2-19); d - сиенит (обр. 2-С1-1); e - нордмаркит (обр. 6-С2-2); f - К3-3-2 - гранит; Pl - плагиоклаз, Kps - калишпат, Q - кварц, Mpi - клинопироксен, R.o - роговая обманка, Bi - биотит, Sf - сфен. Николи Х Fig. 2. Micrographs of rocks of the Yulinsk complex a - gabbro (sample U3-25); b - diorite (sample U-2-3); c - monzonite (sample K-2-19); d - syenite (sample 2-C1-1); e - nordmarkite (sample 6-С2-2); f - K3-3-2 - granite; Pl - plagioclase, Kfs - potassium feldspar, Q - quartz, Mpi - clinopyroxene, R. - hornblende, Bi - biotite, Sf - sphene. Nicoli Х Диориты имеют зеленовато-серую окраску с розовыми оттенками. Для них характерна среднезернистая структура и массивная текстура. Под микроскопом часто проявляется порфировидная структура (см. рис. 2, b). Диориты сложены преимущественно плагиоклазом (~ 65 %) при подчиненной роли роговой обманки (~30 %), нередко кварцем (до 5 %), отмечаются биотит, апатит, рудные минералы. Вторичные изменения проявляются в виде серицитизации, пелитизации, амфиболизации и эпидотизации. Плагиоклаз наблюдается как в порфировых вкрапленниках, так и основной массе. Плагиоклаз имеет призматическую либо субизометричную форму зерен. Размер порфировых вкрапленников составляет 2-5 мм, в основной массе размер зерен менее 1 мм. Зерна имеют пятнистую буровато-серую окраску вследствие их неравномерного замещения серицитом и пелитом. Иногда в них просвечивают полисинтетические двойники. Роговая обманка пользуется заметным распространением и придает породе пеструю окраску. Форма зерен пластинчатая, удлиненная с размерами по длине до 3 мм. Зерна окрашены в зеленый цвет и плеохроируют. Для роговой обманки характерны высокие цвета интерференции. Кварц наблюдается редко в основной массе в виде прозрачных, бесцветных зерен с размерами менее 0,5 мм. Биотит встречается иногда в виде мелких чешуек с размерами менее 1 мм, обычно он интенсивно замещен бледно-зеленым хлоритом с аномальными синими цветами интерференции. Апатит отмечается в виде единичных призматических зерен с размерами менее 0,5 мм. Они прозрачные, бесцветные, имеют серые цвета интерференции и прямое погасание. Редкие вкрапленные зерна рудных минералов имеют субизометричную, чаще неправильную форму с размером менее 0,5 мм. В породе отмечается заметная вкрапленность эпидота, как в основной массе, так и во вкрапленниках плагиоклаза. Зерна бесцветные, выделяются в рельефе и яркими цветами интерференции. В основной массе встречаются также мелкие пластинчатые и удлиненные индивиды актинолита бледнозеленого цвета с размерами менее 1 мм. Монцониты имеют розовато-кремовый цвет. Их структура порфировидная, основная масса мелкозернистая, гипидиоморфная (рис. 2, с). Состав монцонитов: калишпат (~ 30 %), плагиоклаз (~ 45 %), темноцветные минералы (роговая обманка, иногда клинопироксен) (~ 15 %), кварц (~ 10 %), отмечаются рудные минералы, из вторичных характерны серицит и пелит. Плагиоклаз преобладает в породе, он образует как порфировидные вкрапленники, так и наблюдается в основной массе. Порфировидные вкрапленники имеют таблитчатую и призматическую форму с размером до 5 мм. В основной массе зерна имеют субизометричную, таблитчатую форму с размером до 2 мм. Плагиоклаз имеет серый цвет вследствие замещения серицитом. В отдельных зернах плагиоклаза проявляются полисинтетические двойники. Калишпат встречается в основной массе. Он имеет субизометричную и таблитчатую форму с размерами зерен до 2 мм. Зерна отличаются буровато-серой окраской вследствие замещения пелитом. Иногда в них просвечивает пертитовое строение. Роговая обманка образует пластинчатые, удлиненные зерна с размерами менее 2 мм. Они имеют бледно-зеленую окраску, плеохроируют. Характерны яркие цвета интерференции. Бесцветные зерна клинопироксена встречаются редко и отличаются большими углами погасания (свыше 30°). Зерна кварца бесцветные, прозрачные. Они встречаются в основной массе и имеют ксеноморф-ную форму. Их размер менее 0,5 мм. Рудные минералы образуют довольно заметную вкрапленность черных зерен неправильной и субизометричной формы с размером менее 0,5 мм, иногда до 1 мм. Они распределены неравномерно в породе и тяготеют к зернам роговой обманки. Сиениты макроскопически светло-розового цвета со среднезернистой структурой и массивной текстурой. Под микроскопом наблюдается порфировидная структура с фрагментами пойкилитовой, структура основной массы гипидиоморфная (рис. 2, d). Состав породы: калишпат (~ 50 %), плагиоклаз (~ 25 %), темноцветные минералы (клинопироксен, роговая обманка, биотит) (~ 15 %), кварц (~ 10 %), отмечаются сфен, рудные минералы. Вторичные минералы представлены серицитом, пелитом. Калишпат является преобладающим минералом в породе. Он образует порфировидные вкрапленники и встречается в основной массе. Вкрапленники имеют субизометричную и таблитчатую форму, их размер до 10 мм. Вкрапленники обычно насыщены многочисленными пойкилитовыми включениями зерен темноцветных минералов и плагиоклаза. В основной массе калишпат образует неправильные и субизометричные зерна с размерами менее 3 мм. Зерна имеют свежий облик, отмечается слабая, пятнистая буроватая окраска вследствие незначительного замещения пелитом. В зернах калишпата отмечается пертитовое строение. Плагиоклаз также встречается во вкрапленниках и в основной массе. Вкрапленники имеют призматическую форму, их размер по длине до 5-6 мм. В основной массе зерна имеют таблитчатую, призматическую форму с размерами менее 3 мм. Зерна плагиоклаза отличаются пятнистой буровато-серой окраской вследствие замещения серицитом и пелитом. Характерны полисинтетические двойники и зональное строение, что позволяет отнести плагиоклаз к андезину. Кварц встречается в виде бесцветных, прозрачных зерен в основной массе, имеющих ксеноморф-ную форму. Их размер менее 3 мм. Они обычно выполняют промежутки между зернами плагиоклаза и калишпата. Темноцветные минералы представлены клинопироксеном, роговой обманкой и биотитом. Клинопироксен образует таблитчатые и неправильные по форме зерна, окрашенные в бледно-зеленоватые тона. Их размер менее 2 мм. Они выделяются высоким рельефом и наличием призматической спайности, отличаются яркими цветами интерференции и большими углами погасания (до 40°). Роговая обманка образует удлиненные и неправильные зерна с размерами до 4 мм. Они имеют бледно-зеленую окраску и слабо плеохроируют. В скрещенных николях для роговой обманки характерны яркие цвета интерференции и углы погасания менее 25°. Роговая обманка и клинопироксен нередко образуют срастания, иногда с формированием венцовой структуры. Биотит представлен пластинчатыми и удлиненными чешуйками до 1 мм. Они имеют коричневый цвет и отчетливо плеохроируют. Вдоль спайности отмечается их замещение рудными минералами. Сфен проявляется в виде заметной вкрапленности акцессорных зерен с размерами до 0,5 мм. Их форма клиновидная, ромбовидная, призматическая. Они выделяются в рельефе и аномально высокими перламутровыми цветами интерференции. Рудные минералы наблюдаются в виде рассеянной, неравномерной вкрапленности черных зерен субизометричной и неправильной формы с размерами менее 0,5 мм. Щелочные сиениты представлены чаще кварцевой разновидностью нордмаркитом. Макроскопически породы розовато-кремового цвета. Структура среднезернистая, текстура массивная. Под микроскопом порода обнаруживает гипидиоморфную структуру (см. рис. 2, e). Состав: калишпат (~ 60 %), плагиоклаз (~ 15 %), кварц (~ 10 %), темноцветные минералы (эгирин-авгит, щелочная роговая обманка) (~ 15 %), отмечаются сфен, циркон и рудные минералы. Вторичные минералы представлены серицитом и пелитом. Породы сложены, главным образом, калишпа-том, который образует неправильные, таблитчатые зерна размером до 3,5 мм. Они имеют пятнистую буроватую окраску вследствие неравномерного замещения пелитом. Для калишпата характерно пертитовое строение. Эгирин-авгит образует пластинчатые, удлиненные зерна размером до 3 мм. Они окрашены в травяно-зеленый цвет и плеохроируют. Для минерала характерен высокий рельеф. В скрещенных николях характерны яркие цвета интерференции и погасание до 35°. Щелочная роговая обманка встречается в виде слабо удлиненных зерен, их длина составляет от 0,6 до 2,3 мм. Зерна окрашены в голубоватозеленый цвет и плеохроируют. Они отличаются углом погасания, который менее 25°. Нередко зерна роговой обманки и эгирин-авгита образуют срастания. Кварц представлен прозрачными ксеноморфными зернами либо их мелкими агрегативными скоплениями. Наличие кварца в породах позволяет отнести их к нордмаркиту. В породе отмечается заметная вкрапленность зерен циркона и сфена, которые выделяются высоким рельефом. Их размер составляет от 0,4 до 1,2 мм. Зерна циркона имеют субизометричную форму и яркую интерференционную окраску. Зерна сфена отличаются клиновидной, ромбовидной формой и аномальными перламутровыми цветами интерференции. Рудные минералы имеют субизометричную и неправильную форму с размерами менее 0,5 мм. Они распределены неравномерно и тяготеют к зернам эгирин-авгита. Граносиениты макроскопически имеют розовый цвет, мелкозернистое строение и массивную текстуру. Под микроскопом для породы характерна гранитовая структуру. Состав: калишпат (~ 60 %), плагиоклаз (~ 15 %), кварц (~ 15 %), темноцветы (роговая обманка, биотит) (~ 10 %), отмечаются рудные минералы. Вторичные минералы представлены мусковитом, серицитом, пелитом, кальцитом, хлоритом. Калишпат является преобладающим минералом в породе, отмечается неправильной, субизометричной формой зерен с размерами менее 2 мм. Они имеют пятнисто-бурую окраску вследствие неравномерного замещения пелитом. Характерны низкие цвета интерференции. Отмечается пертитовое строение, при этом вростки альбита всегда бесцветные, прозрачные. Плагиоклаз образует неправильные, субизометрич-ные и таблитчатые зерна с размерами до 3 мм. Они имеют буровато-серую окраску, обусловленную замещением серицитом и пелитом. Отмечаются полисинтетические двойники. По углу симметричного погасания (0°) плагиоклаз соответствует олигоклазу № 20. Зерна кварца имеют отчетливо выраженную ксе-номорфную форму. Они бесцветные, прозрачные. Их размер до 2 мм. Они слабо трещиноватые и отличаются волнистым погасанием. Темноцветные минералы представлены роговой обманкой и биотитом. Их зерна полностью замещены бурым, мелкозернистым хлоритом, либо бесцветным кальцитом, либо хлорит-кальцитовыми агрегатами. Рудные минералы встречаются в виде редкой вкрапленности мелких черных зерен с размерами менее 0,8 мм. Зерна выделяется очень высоким рельефом. Граниты макроскопически розового цвета. Структура среднезернистая, текстура массивная. Под микроскопом порода обнаруживает гранитовую структуру (рис. 2, f). Иногда отмечается порфировидная структура. Состав: калишпат (~ 45 %), плагиоклаз (~ 20 %), кварц (~ 25 %), биотит, мусковит (~ 10 %), отмечаются циркон, рудные минералы. Вторичные минералы представлены серицитом, пелитом. Калишпат представлен неправильными, субизо-метричными, таблитчатыми зернами с размерами 25 мм. Они имеют пятнисто-буроватую окраску вследствие интенсивно и неравномерного замещения пелитом. Отмечается пертитовое строение. Иногда проявляется микроклиновая решетка, что позволяет отнести калишпат к микроклину. Плагиоклаз наблюдается в виде субизометричных, таблитчатых и призматических зерен с размерами 23 мм. Они имеют серый цвет вследствие интенсивного замещения серицитом. Иногда устанавливаются полисинтетические двойники. Наиболее крупные порфировидные зерна имеют зональное строение, при этом центральные части зерен сложены серицитизи-рованным плагиоклазом, а краевые части - калишпа-том с образованием венцовой структуры. Зерна кварца выделяются бесцветным, прозрачным обликом и ксеноморфной, угловатой формой. Их размер менее 1 мм. Они выполняют промежутки между зернами калишпата и плагиоклаза. Зерна кварца выделяются низкими цветами интерференции. Биотит встречается в виде мелких чешуек с размерами менее 1 мм. Они обычно замещены бесцветным мусковитом либо бледно-зеленым хлоритом. Циркон встречается в виде единичных зерен, которые выделяются высоким рельефом и яркими цветами интерференции. Рудные минералы встречаются в виде редкой, неравномерной вкрапленности черных и буровато-коричневых зерен с размерами менее 0,5 мм. Особенности породообразующих минералов в породах юлинского комплекса Породообразующими минералами пород юлин-ского комплекса являются клинопироксены, амфиболы, биотиты, плагиоклазы и калишпаты. Неоднородность их составов отражает породную принадлежность, а их близость, очевидно, указывает на генетическое родство пород. Клинопироксены Клинопироксены пользуются широким распространением в породах юлинского комплекса. Для них характерны значительные вариации составов (табл. 1). Таблица 1 Средние составы клинопироксенов в породах юлинского комплекса, мас. % Table 1 Average compositions of clinopyroxenes in the rocks of the Yulinsk complex, wt. % Порода (кол-во проб) Элемент Габбро (6) Диорит (7) Щелочные сиениты (6) Сиениты (6) Кварцевые сиениты (9) Граносиениты (4) Граниты (3) SiO2 55,17 55,92 54,68 55,10 54,15 56,02 55,24 TiO2 0,38 0,10 0,47 0,28 0,24 0,42 0,34 Al2O3 1,07 0,81 1,66 0,76 0,72 1,47 3,17 FeO 8,00 6,73 15,05 8,13 12,07 7,86 11,56 MgO 12,48 14,48 10,61 13,29 13,84 14,25 15,59 MnO 0,29 0,68 0,64 0,42 0,52 0,42 0,63 CaO 22,43 20,87 13,14 21,94 16,89 19,04 10,96 Na2O 0,50 0,45 3,62 0,46 1,52 0,6 2,09 K2O 0,15 0,27 1,17 0,10 0,35 0,39 0,65 Сумма 100,00 100,01 100,23 99,97 100,00 99,99 99,95 Количество катионов в пересчете на 6 (О) Si 2,04 2,05 2,06 2,04 2,02 2,05 2,02 Ti 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 Al 0,04 0,03 0,07 0,02 0,03 0,06 0,13 Fe 0,25 0,21 0,48 0,25 0,38 0,24 0,35 Mg 0,69 0,79 0,59 0,73 0,77 0,78 0,85 Mn 0,01 0,02 0,02 0,01 0,02 0,01 0,02 Ca 0,89 0,82 0,53 0,87 0,68 0,75 0,43 Na 0,04 0,03 0,27 0,03 0,11 0,04 0,15 K 0,00 0,00 0,03 0,00 0,01 0,01 0,03 Сумма 3,95 3,95 4,04 3,96 4,02 3,94 4,00 Wo 48,74 45,12 33,31 46,92 37,27 42,26 26,30 En 37,70 43,52 36,94 39,49 42,09 44,07 52,05 Fs 13,56 11,35 29,75 13,59 20,65 13,68 21,65 Примечание. Wo = Ca/(Ca+Mg+Fe)*100, En = Mg/(Ca+Mg+Fe)*100, Fs = Fe/(Ca+Mg+Fe)*100. Note. Wo = Ca/(Ca+Mg+Fe)*100, En = Mg/(Ca+Mg+Fe)*100, Fs = Fe/(Ca+Mg+Fe)*100. На тройной классификационной диаграмме известковые клинопироксены из габбро, диоритов и сиенитов соответствуют салиту либо образуют переходные разности к авгиту либо фассаиту, редко отвечают диопсиду (рис. 3). В щелочных сиенитах они представлены эгирин-авгитом. Клинопироксены из граносиенитов отличаются значительными вариациями составов и относятся к салитам, авгитам и обед ненных кальцием авгитам. Клинопироксены из гранитов отвечают переходным разностям от авгитов к обедненным кальцием авгитам. На бинарных диаграммах (рис. 4) отмечается, что по содержанию SiO2 клинопироксены из габброидов, диоритов, сиенитов, кварцевых сиенитов и гранитов являются более однородными с минимальными вариациями. Фассаит Авгит цлит\\ Бедный Са авгит I| 50А----- /Диопсид Рис. 3. Классификационная диаграмма составов известковистых клинопироксенов в породах юлинского комплекса [Poldervaart, Hess, 1951] 1 - габбро, 2 - диориты, 3 - монцониты, 4 - сиениты, 5 - граносиениты, 6 - граниты; En - энстатит, Wo - волластонит, Fs -ферросилит Fig. 3. Classification diagram of the composition of calcareous clinopyroxenes in the rocks of the Yulinsk complex [Poldervaart, Hess, 1951] 1 - gabbro, 2 - diorite, 3 - monzonite, 4 - syenite, 5 - granosyenite, 6 - granite; En - enstatite, Wo - wollastonite, Fs - ferrosilite Рис. 4. Состав известковистых клинопироксенов в породах юлинского комплекса на бинарных диаграммах 1 - габбро, 2 - диориты, 3 - монцониты, 4 - сиениты, 5 - щелочные сиениты, 6 - кварцевые сиениты, 7 - граносиениты, 8 граниты Fig. 4. Binary diagrams of the composition of calcareous clinopyroxenes in the rocks of the Yulinsk complex 1 - gabbro, 2 - diorites, 3 - monzonites, 4 - syenites, 5 - alkaline syenites, 6 - quartz syenites, 7 - granosyenites, 8 - granites Клинопироксены из монцонитов, кварцевых сиенитов и щелочных сиенитов отличаются значительными вариациями содержаний SiO2. Отмечается тенденция к уменьшению содержания FeO к гранитам, граносиенитам, щелочным сиенитам и кварцевым сиенитам. По содержанию CaO выделяются две выборки клинопироксенов: высокоизвестковистые и низкоизвестковистые. К высокоизвестковистым относятся клинопироксены из габбро, диоритов, монцонитов и сиенитов. Низкоизвестковистыми являются клинопироксены из щелочных сиенитов и гранитов. Тогда как клинопироксены из кварцевых сиенитов и гра-носиенитов могут быть как высоко-, так и низкоизвестковистыми. Амфиболы Амфиболы пользуются значительным распространением в породах юлинского комплекса. Нами были проанализированы амфиболы из монцонитов, кварцевых сиенитов, граносиенитов и гранитов (табл. 2). Для них устанавливаются значительные вариации составов, которые, очевидно, определяются петрографическим типом породы. На классификационной диаграмме [Leake et al., 2004] амфиболы в породах юлинского комплекса относятся к магнезиальным роговым обманкам и только в монцонитах являются актинолитами (рис. 5). На представленных бинарных диаграммах (рис. 6) устанавливается обогащенность SiO2 амфиболов в монцонитах, которые соответствуют актинолитам. В гранитах, граносиенитах и кварцевых сиенитах составы амфиболов перемежают с тенденцией обогащения SiO2 последних. В амфиболах из гранитоидов и кварцевых сиенитов устанавливается обратная зависимость содержаний SiO2 от их железистости. По содержанию Al2O3 амфиболы образуют обособленные поля. Амфиболы из монцонитов характеризуются пониженными содержаниями Al2O3. При этом амфиболы из гранитов и кварцевых сиенитов отличаются повышенной глиноземистостью, за исключением единичных результатов, которые, возможно, относятся к промежуточным разностям к монцонитам. Биотиты Биотит встречается почти во всех породах юлин-ского комплекса. Его состав характеризуется значительным разнообразием (табл. 3), которое определяется прежде всего петрографической принадлежностью. Из табл. 3 видно, что минимальная железистость биотита устанавливается в гранитах и сиенитах, увеличивается в монцонитах и становится максимальной в щелочных сиенитах. На классификационной диаграмме [Tischendorf et al., 2007] биотиты в породах юлинского комплекса относятся преимущественно к флогопитам и реже к Mg-биотитам (аннит, сидерофиллит) (рис. 7). Таблица 2 Средние составы амфиболов в породах юлинского комплекса, мас. % Table 2 Average compositions of amphiboles in the rocks of the Yulinsk complex, wt % Элемент Порода (кол-во проб) Монцониты (7) Кварцевые сиениты (3) Граносиениты (4) Граниты (2) SiO2 55,39 49,6 51,52 48,04 TiO2 0,55 1,27 1,16 2,61 Al2O3 1,91 4,77 5,31 4,87 FeO 11,08 17,45 13,41 16,90 MgO 17,64 12,22 14,05 10,82 MnO 0,65 0,45 0,47 0,67 CaO 10,39 10,82 11,42 13,40 Na2O 1,87 2,73 1,74 1,66 K2O 0,53 0,71 0,80 0,88 Сумма 100,00 100,01 99,87 99,84 Количество катионов в пересчете на 24 (О) Si Ti Al Fe Mg Mn Ca Na K 8,09 0,06 0,32 1,35 3,84 0,08 1,63 0,53 0,05 7,57 0,15 0,83 2,23 2,78 0,06 1,77 0,81 0,07 7,69 0,13 0,9 1,67 3,13 0,06 1,83 0,5 0,08 7,41 0,3 0,85 2,18 2,48 0,09 2,21 0,5 0,09 Сумма 15,95 16,27 15,98 16,11 Mg' 0,74 0,55 0,65 0,53 Примечание. Mg' = Mg/(Mg+Fe)*100. Note. Mg' = Mg/(Mg+Fe)*100. Магнезиальная роговая обманка ♦ ♦ □ ♦ ♦ ♦ ♦ ♦♦ ъ t ♦ □ п □ Актинолит □ о 7,0 7,5 8,0 Si ♦ -1 □ -2 □ -3 o-4 Рис. 5. Классификационная диаграмма состава известковистых амфиболов в породах юлинского комплекса [Leake et al., 2004] 1 - монцониты, 2 - щелочные сиениты, 3 - граносиениты, 4 - граниты Fig. 5. Classification diagram of the composition of calcareous amphiboles in the rocks of the Yulinsk complex [Leake et al., 2004] 1 - monzonites, 2 - alkaline syenites, 3 - granosyenites, 4 - granites Рис. 6. Состав известковистых амфиболов в породах юлинского комплекса на бинарных диаграммах 1 - монцониты, 2 - щелочные сиениты, 3 - граносиениты, 4 - граниты Fig. 6. Binary diagrams of the compositions of calcareous amphiboles in the rocks of the Yulinsk complex 1 - monzonites, 2 - alkaline syenites, 3 - granosyenites, 4 - granites Таблица 3 Средние составы биотитов в породах юлинского комплекса, мас. % Table 3 Average compositions of biotite in the rocks of the Yulinsk complex, wt. % Элемент Порода (кол-во проб) Диориты (6) Монцониты (3) Щелочные сиениты (6) Граносиениты (3) Граниты (5) SiO2 40,82 40,16 41,69 41,69 43,67 TiO2 5,48 0,00 0,03 5,48 2,23 Al2O3 13,39 17,06 17,81 14,00 10,96 FeO 14,86 19,46 22,11 12,03 12,59 MnO 0,11 0,47 0,02 0,00 0,40 MgO 15,79 18,85 13,07 16,94 17,29 CaO 0,32 1,02 0,27 0,00 0,00 Элемент Порода (кол-во проб) Диориты (6) Монцониты (3) Щелочные сиениты (6) Граносиениты (3) Граниты (5) Na2O 0,20 0,00 0,00 0,00 0,00 K2O 8,80 2,01 5,00 9,68 9,76 Сумма 99,76 99,03 100,00 99,81 96,90 Количество катионов в пересчете на 10 (кислород) Si 2,88 2,80 2,93 2,91 3,14 Al 1,11 1,40 1,48 1,15 0,93 Ti 0,29 0,01 0,01 0,29 0,12 Fe 0,88 1,14 1,30 0,70 0,76 Mn 0,01 0,03 0,00 0,00 0,02 Mg 1,66 1,96 1,37 1,76 1,86 Ca 0,02 0,08 0,02 0,00 0,00 Na 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 K 0,79 0,18 0,45 0,86 0,90 Сумма 7,68 7,59 7,55 7,66 7,72 mgli 1,66 1,96 1,37 1,76 1,86 feal 1,16 0,96 0,90 0,93 0,83 Примечание. mgli = Mg-Li, feal = Fe+Mn+Ti-Al. Note. mgli = Mg-Li, feal = Fe+Mn+Ti-Al. Рис. 7. Фрагмент классификационной диаграммы состава биотитов в породах юлинского комплекса [Tischendorf et al., 2007] 1 - диориты, 2 - монцониты, 3 - щелочные сиениты, 4 - граносиениты, 5 - граниты; feal = Mg-Li, mgli = Fe+Mn+Ti-AlVI Fig. 7. Fragment of the classification diagram of the compositions of biotite in the rocks of the Yulinsk complex [Tischendorf et al., 2007] 1 - diorites, 2 - monzonites, 3 - alkaline syenites, 4 - granosyenites, 5 - granites; feal = Mg-Li, mgli = Fe+Mn+Ti-AlVI Из анализа бинарных диаграмм выявляются особенности состава биотита в различных породах. Биотит в диоритах и монцонитах имеет одинаковые содержания SiO2, при этом для них отмечается обратная зависимость SiO2 от его железистости. Далее отмечается тенденция увеличение содержания SiO2 в биотите из граносиенитов. Наиболее обогащенным SiO2 является биотит из гранитов. При этом в щелочных сиенитах отмечаются широкие вариации содержаний SiO2, перекрывающий диапазон вариаций во всех других породах. Минимальная железистость характерна для биотита из гранитов и сиенитов. Она возрастает в диоритах и монцонитах. Максимальная железистость биотита устанавливается в щелочных сиенитах. Содержания К2О в биотите также изменяется в разных породах. Минимальные содержания К2О характерны для биотита из монцонитов. Его содержания возрастают в биотите из щелочных сиенитов. Далее следуют биотиты из диоритов, для которых отмечается возрастание К2О с увеличением содержания SiO2. Наиболее высокие содержания К2О установлены в биотитах из граносиенитов и гранитов, а также для наиболее обогащенных К2О биотитам из диоритов (рис. 8). Плагиоклаз Плагиоклаз устанавливается во всех типах пород юлинского комплекса. Его состав определяется как природной принадлежностью, так и часто зависит от степени вторичного замещения. Средние составы изученных плагиоклазов представлены в таблице 4. Как видно из табл. 4, составы плагиоклазов значительно варьируют. В одних случаях состав плагиоклаза отвечает породной принадлежности: в диоритах - андезин, в граносиенитах гранитах - олигоклаз с возрастанием кислотности в этом ряду. В других случаях состав плагиоклаза не отвечает породной принадлежности, он определяется наложенными вторичными изменениями и представлен более кислыми разностями: в габбро - олигоклазом, в монцонитах - кислым олигоклазом. На бинарных диаграммах (рис. 9) для плагиоклаза отчетливо устанавливаются тренды обратной зависимости Al2O3, СаО c SiO2. Проявляется тенденция возрастания содержаний Al2O3 в плагиоклазе в следующем ряду пород: кварцевые сиениты сие ниты, монцониты, габбро граниты граносиениты диориты. При этом содержания СаО в плагио клазе возрастают в ряду: кварцевые сиениты монцониты сиениты граниты, габбро дио риты. При этом содержания СаО в плагиоклазах из граносиенитов обнаруживают наиболее значительные вариации и прослеживаются на всем протяжении тренда вариаций СаО в плагиоклазах во всех типах пород, преимущественно тяготеют к гранитам, диоритам и габбро. Калишпат Калишпат по химическому составу обнаруживает незначительные отличия в разных типах пород (табл. 5). Однако на бинарных диаграммах можно установить их отличительные тенденции (см. рис. 10). На диаграмме SiO2 - Na2O+K2O отмечается обратная зависимость между этими компонентами, и прослеживаются два тренда. Для одного из них характерно обогащенность SiO2 калишпатов из сиенитов, щелочных сиенитов, кварцевых сиенитов и гранитов. Для другого тренда намечается обеднение SiO2 калишпа-тов из монцонитов и кварцевых сиенитов. На диаграмме SiO2 - Al2O3 наблюдаются два обособленных поля фигуративных точек. Одно из них отличается обедненностью глиноземистости и характерно для калишпатов, обогащенных SiO2 для пород, устанавливаемых на предыдущей диаграмме: сиенитов, щелочных сиенитов, кварцевых сиенитов и гранитов. Второе поле фигуративных точек устанавливается для обогащенных Al2O3 и обедненных SiO2 калишпа-тов из монцонитов и кварцевых сиенитов. Рис. 8. Состав биотитов в породах юлинского комплекса на бинарных диаграммах 1 - диориты, 2 - монцониты, 3 - щелочные сиениты, 4 - граносиениты, 5 - граниты Fig. 8. Binary diagrams of biotite composition in the rocks of the Yulinsk complex 1 - diorites, 2 - monzonites, 3 - alkaline syenites, 4 - granosyenites, 5 - granites Таблица 4 Средние составы плагиоклазов в породах юлинского комплекса, мас. % Table 4 The average compositions of plagioclase in the rocks of the Yulinsk complex, wt % Порода (кол-во проб) Элемент Габбро (2) Диориты (6) Монцониты (13) Кварцевые сиениты (12) Сиениты (3) Граносиениты (6) Гранты (4) SiO2 64,44 61,83 65,09 68,52 66,78 62,8 64,34 Al2O3 21,67 23,82 22,54 20,42 21,03 22,66 21,9 FeO 1,03 0,17 0,17 0,17 0,12 0,60 0,39 CaO 5,31 6,38 3,22 0,65 2,88 5,45 4,87 Na2O 6,98 7,29 8,69 10,18 8,54 8,01 8,09 K2O 0,49 0,52 0,29 0,05 0,32 0,36 0,42 Сумма 99,9 100,00 100,00 100,00 99,70 99,90 100,00 Количество ионов в пересчете на 8 (кислород) Si Al Fe Ca Na K 2,31 0,88 0,03 0,20 0,48 0,02 2,18 0,95 0,00 0,24 0,50 0,02 2,29 0,90 0,01 0,12 0,59 0,01 2,41 0,82 0,01 0,02 0,70 0,00 2,37 0,85 0,00 0,11 0,59 0,01 2,23 0,91 0,02 0,21 0,55 0,02 2,29 0,88 0,01 0,19 0,56 0,02 Сумма 3,93 3,91 3,92 3,96 3,93 3,94 3,94 An 29,57 32,58 16,98 3,42 15,69 27,32 24,96 Примечание. An = Ca/(Na+Ca)*100. Note. An = Ca/(Na+Ca)*100. ♦ -1

Скачать электронную версию публикации