В. И. Левицкий, З. И. Петрова
Белая выемка - это искусственное обнажение одного из наиболее мощных карбонатных пластов шарыжалгайской серии на берегу оз. Байкал, созданное в связи со строительством в начале нашего века Кругобайкальской железной дороги. Расположена она примерно на середине расстояния между портом Байкал (устье р.Ангары) и станцией Култук.
В шарыжалгайскую серию издавна объединяются наиболее древние породы Юго-Западного Прибайкалья. Они слагают так называемый Шарыжалгайский выступ, который простирается от южной оконечности оз. Байкал в северо-западном направлении на 300 км при максимальной ширине 70 км и является наряду с Алданским и Анабарским щитами частью архейского фундамента Сибирской платформы.
Исследования шарыжалгайской серии были начаты Н. Н. Свитальским, Б. З. Коленко и продолжены Д. С. Коржинским, уделившим большое внимание выявлению фациальных условий метаморфических процессов. В более поздние годы изучением стратиграфии и метаморфизма занимались Ю. З. Елизарьев, А. А. Шафеев, И. Н. Крылов и другие.
По особенностям проявления метаморфизма, складчатых деформаций, магматизма и метасоматоза в шарыжалгайской серии выделяются три генетические группы пород, сформированные на последовательных этапах ее развития: метаморфическом, ультраметаморфическом и постмагматическом. Наиболее ранними являются породы гранулитовой фации, представленные в основном амфиболо-двупироксеновыми, биотито-амфиболо-гиперстеновыми, биотито-амфиболо-диопсидовыми и существенно амфиболовыми плагиосланцами, переслаивающимися с гиперстен-диопсидовыми, биотито-гиперстеновыми и биотито-гранатовыми гнейсами и мраморами. Возраст пород гранулитовой фации, определенный свинцовым изохронным методом по валовым пробам гнейсов, составляет 2,9-3,0 млрд. лет
(Соботович и др. ,1965).Породы следующего - ультраметаморфического - этапа на современном эрозионном срезе шарыжалгайской серии пользуются наиболее широким распространением. Они развиваются по породам гранулитовой фации. Преобразование исходных пород осуществлялось в последовательности: кристаллический сланец (гнейс)— мигматизированный сланец (гнейс)—-магматит с реликтами сланца (гнейса)—теневой мигматит. В участках сплошного развития теневых мигматитов происходило выплавление гранитоидных магм. Сопряженно с мигматитами по наиболее основным сланцам и гнейсам развивались базификаты. В качестве промежуточных продуктов гранитизации мраморов формировались колонки магнезиальных, щелочно-магнезиальных и известковых скарнов. В общем процессы ультраметаморфических преобразований проявились главным образом как высокотемпературный региональный метасоматоз, сопровождавшийся локальным выплавленном и кристаллизацией гранитоидных магм. Вновь сформированные парагенезисы свидетельствуют, что их образование происходило в условиях, граничных между гранулитовой и амфиболитовой, и в условиях амфиболитовой фаций метаморфизма. Абсолютный возраст пород, определенный рубидий-стронциевым изохронным методом, составляет 1,8 млрд лет (Герлинг, Варшавская,1966).
Породы постмагматического этапа развиты локально. Они слагают зоны, прожилки и жилы, секущие породы ранних этапов. Наиболее широко постмагматические метасоматиты распространены в участках развития скарнов предыдущего этапа. Они представлены магнезиальными и известковыми скарнами - флогопитовыми, амфиболовыми, гранатовыми, волластонитовыми, - клиноцоизитовыми метасоматитами и другими разновидностями.
На Белой выемке достаточно широкое распространение получили образования всех трех этапов развития шарыжалгайской толщи. И что особенно важно, здесь сравнительно интенсивно проявились процессы постмагматического метасоматоза, приведшие к формированию флогопитоносных метасоматитов, специфических нефелиновых пород, мета-соматитов с благородной шпинелью и других образований.
Карбонатные породы в районе Белой выемки залегают в ядре пологой шумихинской антиклинали, образуемой перекрывающей их толщей линзовидно-полосчатых чарнокитов. По мнению исследователей, проводивших здесь детальные геологические работы, эти карбонатные породы могут представлять собой наиболее глубинную часть шарыяалгайской серии (Крылов, Шафеев, 1969). Мощность главного карбонатного пласта составляет 180-200 м, протяженность его выхода - 1,5 км. В пределах пласта отмечаются маломощные (0,5-8 м) и обычно сильно будинированные прослои роговообманково-пироксеновых плагиосланцев, биотитовых и магнетито-пироксеновых плагиогнейсов. Кроме того, в центральной части обнажения карбонатные породы рассекаются маломощной дайкой оливинового базальта. Аналогичные дайки довольно характерны для Прибайкалья.
Как основной пласт, так и мелкие пропластки карбонатных пород Белой выемки на современном эрозионном срезе почти полностью состоят из разнообразных продуктов ультраметаморфических и постмагматических преобразований исходных мраморов. Среди них преобладают форстеритовые и шпинеле-форстеритовые кальцифиры, широко распространены также магнезиальные скарны. Исходные мраморы сохранились лишь в виде небольших реликтовых тел линзовидной или изометричной формы. Размеры таких тел не превышают 1 х 3 м, а сами породы почти нацело сложены доломитом, т.е. представляют собой доломитовые мраморы
.Породы, сформировавшиеся по доломитовым мраморам на ультраметаморфическом этапе, по геологическому положению могут быть разделены на две группы: а) породы, наблюдаемые вне контактов с гранитоидами; б) породы, расположенные на контакте карбонатных пород и гранитоидов. Эти две группы пород соответствуют двум стадиям единого процесса гранитизации доломитовых мраморов. Образование пород ранней стадии осуществлялось под воздействием гранитизирующих растворов до массового выплавления гранитоидных магм и происходило одновременно с формированием мигматитов в пачках кристаллических сланцев. Условно эта стадия названа мигматитовой. Формирование пород следующей стадии происходило по механизму магматического замещения на фронте перемещающегося магматического расплава. Такой механизм замещения рассмотрен в работах Д. С. Коржинского (1976), В. А. Харикова (1968), Л. И. Шабынина (1973). Эта стадия названа магматической. Взаимоотношения между породами двух выделенных стадий не всегда однозначны. Но все эти метасоматические породы имеют четкие взаимоотношения с образованьями постмагматического этапа: последние либо развиваются по ним, либо образуют в них секущие тела.
На мигматитовой стадии образуются форстеритовые и шпинелефорстеритовые кальцифиры, почти нацело замещающие пласты доломитовых мраморов, а также зональные и не зональные тела метасоматитов жильной, линзовидной и трубообразной формы. Наиболее распространенными породами являются мономинеральные пироксеновые скарны, наблюдаемые или в виде самостоятельных тел, или в виде тел, слагающих внутренние зоны скарнов. Во внешних частях тел встречаются форстеритовые и форстерито-пироксеновые скарны. Более редкими являются щелочно-магнезиальные скарны с зональным строением:
- (нефелино-калидшато-кальпито-пироксеновая порода)
- (нефелино-кальцито-форстеритовая порода)
- (шпинеле-форстеритовый кальцифир)
- (доломитовый мрамор).
Вблизи контактов мраморов с кристаллическими сланцами и в маломощных пропластках мраморов во внутренних зонах зональных тел появляется шпинель, фемические минералы становятся более железистыми и глиноземистыми; усложняется минеральный состав пород и строение тел метасоматитов. Отмечается следующее строение тел:
- (скаполитовая порода)
- (скаполито-пироксеновая порода)
- (шпинеле-пироксено-форстеритовый скарн)
- (шпинеле-форстеритовый кальцифир)
- (доломитовый мрамор).
Меньшим распространением пользуются зональные тела, содержащие в зонах одновременно анортит, фассаит и шпинель. Среди незональных жильных и линзовидной формы тел скарнов распространены образования со шпинелью красного, рубинового и розового цвета. К контакту доломитовых мраморов с перекрывающими и подстилающими мигматизированными плагиосланцами приурочены тела пластовой формы мощностью до 5 м и следующим строением: (мигматизированный плагиосланец) - (пироксено-плагио-клазовая порода) - (шпинеле-пироксеновый скарн) - (шпинеле-пирок-сено-форстеритовый скарн) -(шпинеле-форстеритовый кальцифир).
Образования магматической стадии пространственно приурочены к контактам магматических пород. Отдельные зоны их, особенно внутренние, зачастую весьма точно повторяют конфигурацию контактов. В этих же метасоматитах отмечаются маломощные апофизы гранитоидов, а сами гранитоиды содержат ксенолиты метасоматитов и не несут никаких следов изменений в связи с образованием метасоматитов. Эти факты свидетельствуют о формировании метасоматических
пород в магматическую стадию до полной раскристаллизации магматического расплава. В карбонатной толще политические породы представлены сиенитами и граносиенитами, реже породами нефелинсиенитового состава, т.е. гранитоидами повышенной щелочности. Появление таких пород, безусловно, связано с влиянием вмещающих доломитовых мраморов, поскольку в пределах всей шарыжалгайской серии, сложенной преимущественно кристаллосланцами и гнейсами, развиты главным образом биотитовые и амфиболо-биотитовые граниты.Образование разнообразных метасоматических пород на ультраметаморфическом этапе происходило в следующих интервалах температур: 700-820°С, определенных по нефелин-полевошпатовому термометру (Перчук.1970) и 690-810°С, определенных по кальцит -магнезитовому термометру
(Goldsmith , Newton ,1969).Наиболее высокие температуры характерны для пород мигматитовой стадии.Химическая направленность процессов преобразования доломитовых мраморов на ультраметаморфическом этапе заключается в привносе в мраморы Si , Al , Fe , К и Na и выносе из них Са, Mg , СО
3.Закономерности замещения мраморов проявляются в одновременно-последовательном развитии метасоматической зональности. Внутренние зоны метасоматитов по своему составу наиболее близки к составу гранитоидов. По направлению от внутренних зон к внешним в большинстве случаев наблюдается постепенное уменьшение содержания Si и Al и увеличение содержания Mg, Са, СО
3. Содержания же Fe, а иногда и Са и Mg достигают наибольших значений в промежуточных зонах. Широкое распространение метасоматических пород мигматитовой стадии, содержащих нефелин, шпинель, ортоклаз, анортит, пироксен, свидетельствует об интенсивном привносе гранитизирующими растворами значительных количеств Nа, К, Al и Si еще до массового выплавления и внедрения в карбонатную среду гранитоидов.Метасоматические образования постмагматического этапа на Белой выемке пользуются весьма широким распространением. При детальном изучении геологических взаимоотношений и петролого-геохимических особенностей пород разных этапов был сделан вывод, что процессы метасоматического преобразования карбонатных пород от ультраметаморфического этапа к постмагматическому были едиными и непрерывными, а видимая стадийность минералообразования в пределах этапа во всех случаях связана с изменением химизма
растворов при их взаимодействии с вмещающими породами и постепенным падением их температуры во времени. Тем не менее выделение стадий на практике весьма целесообразно и вполне оправдано, поскольку оно способствует более конкретной и целенаправленной классификации разнообразных метасоматитов. Исходя из детальных исследований взаимоотношений пород и минералов, был сделан вывод, что формирование всего многообразия пород на постмагматическом этапе осуществлялось в шесть условных последовательных стадий. Минералогически каждая стадия характеризуется максимальным развитием определенных минералов, но так как физико-химические и термодинамические поля их устойчивости довольно широки, не исключена возможность появления одинаковых минералов в образованиях нескольких, особенно соседних, стадий.Породы I стадии развиваются по породам самого разного исходного состава: по сиенитам, граносиенитам, гранитам, магнезиальным скарнам, кристаллическим сланцам. В гранитоидах, залегающих среди доломитовых мраморов, проявлена микроклинизация, тогда как эти породы, залегающие среди сланцев, подвергаются скаполитизации, что приводит к Формированию существенно микроклиновых и скаполитовых пород. Магнезиальные скарны подвергаются перекристаллизации, в целом слабо меняя свой состав; очень редко, в непосредственной близости от кристаллических сланцев, они подвергаются скаполитизации. По кристаллическим сланцам и гранитам, секущим их, развиваются жильные тела шпинеле-пироксеновых скарнов. При этом замещение гранитоидных пород шпинеле-пироксеновыми скарнами сопровождается формированием скаполитовых пород во внешних частях тел. Мощность зон скаполитовых пород увеличивается с увеличением мощности зоны шпинеле-пироксеновых скарнов. Нефелинсодержащие метасоматиты в I стадию постмагматического этапа развиваются во внутренних частях карбонатных пластов на контакте аподоломитовых форстеритовых и шпинеле-форстеритовых кальцифиров с сиенитами и магнезиальными скарнами, реже со сланцами и граносиенитами. Наблюдаются они в виде метасоматических зон, жил и прожилков.
Во II стадию весьма широко проявлена флогопитизация, приводящая к формированию флогопито-пнроксеновых, флогопитовых, флогопито-кальцитовых, флогопито-пироксено-кальцитовых и кальцито-флогопито-скаполитовых пород. В эту же стадию образуется и клиногумито-кальцитовые породы. Флогопитовые парагенезисы преимущественно развиваются по породам магнезиально-скарновой формации; по гранитоидам и сиенитам продолжают развиваться скаполитовые породы, а нефелин содержащие ассоциации замещаются метасоматитами
, содержащими содалит, гакманит, гаюин. По базиликатам и основным кристаллическим сланцам развиваются породы с паргаситом. Метасоматиты II стадии постмагматического этапа слагают метасоматические зоны, прожилки, тела неправильной или гнездовой формы, в кальцифирах отмечается площадная флогопитизация. В некоторых телах, сложенных только образованиями II стадии, наблюдается нечетко выраженная зональность (от центра к периферии):
- (пироксен + флогопит + кальцит)
- (флогопит + кальцит)
- (флогопит +скаполит + кальцит)
- (флогопит + кальцит).
Метасоматиты III стадии менее распространены, чем породы I и IIстадий. Среди них выделяются флогопито-кальцитовые, флогопито-пироксено-кальцитовые, пироксено-кальцитовые, паргасит и гранатсодержащие ассоциации, развивающиеся по породам магнезиально-скарновой формации. Нефелин, содалит, гакманит и гаюин в породах ранних стадий замещаются канкринитом. Метасоматиты III стадии слагают преимущественно тела неправильной гнездовой и пятнистой формы, реже прожилки.
Среди пород IV стадии основную роль играют альбитовые, серпентиновые, клиноцоизитовые и цоизитовые метасоматиты, реже отмечаются апокальцифировые тремолитовые и апоскарновые эпидотовые породы. Последние всегда обогащены сульфидами: пиритом, галенитом, халькопиритом, молибденитом, пирротином. Альбитовые метасоматиты развиваются по сиенитам и другим гранитоидам. Представлены они собственно альбитовыми и реже актинолито-альбитовыми породами. Серпентиновые метасоматиты образуются, как правило, за счет форстеритсодержащих пород, а клиноцоизитовые и цоизитовые - за счет скаполитовых и гранатовых скарнов и по кристаллическим сланцам. Метасоматиты этой стадии слагают небольшие тела неправильной или прожилковой формы мощностью до 0,5 м; редко в зонах дробления наблюдаются блоки поизитовых и клиноцоиэитовых пород размером 1,5 х 4 м. Мощность зон серпентинизированных пород достигает 20 м.
Породы V стадии пользуются незначительным распространением. Среди них выделяются разности, сформированные по сиенитам и граносиенитам: кварцево-альбитовые и кварцевые породы, замещающие магнезиальные скарны (кварцево-карбонатные, существенно кварцевые и серпентиновые). Все эти породы образуют прожилки и маломощные жилы, секущие образования более ранних стадий. Мощность жил только в редких случаях достигает
20 см, обычно первые сантиметры.Метасоматиты VI стадии проявляются локально, слагая крайне маломощные прожилки. Это цеолитовые породы, развивающиеся по минеральным ассоциациям, содержащим фельдшпатоиды и скаполит, и серпентин-асбестовые - по доломитовым мраморам и кальцифирам.
Формирование пород на постмагматическом этапе осуществлялось в условиях главным образом интенсивного перераспределения подавляющего большинства петрогенных и редких элементов между вновь формируемыми метасоматитами. Лишь летучие компоненты и только в незначительной мере некоторые петрогенные элементы привносились постмагматическими растворами в зону минералообразования извне.
Температуры образования пород постмагматического этапа, определенные по нефелин-полевошпатовому и кальцит-магнезитовому минеральным термометрам, сопоставляются с температурами, найденными для подобных парагенезисов в других регионах, и согласуются с экспериментальными данными для соответствующих минеральных ассоциаций. В данном случае установлено, что породы формировались в интервале температур
:
- I стадии от 620-640 до 690-700°С;
- IIстадии от 520-540 до 620-640°С;
- III стадии от 380-400 до 520-540°С;
- IV - от 280-300 до 380-400°С;
- V - от 150-200 до 280-300°С;
- VI - от 50 до 150-200°С.
Последовательность образования встречающихся в породах Белой выемки минералов схематически показана на
схеме. Многие минералы являются "сквозными" и встречаются в образованиях как ультраметаморфического, так и постмагматического этапов. Установлено, что состав большинства из них определяется составом замещаемых пород, геологическим положением содержащей их породы относительно контакта мраморов с перекрывающими и подстилающими сланцами, а также положением минерала в той или иной зоне метасоматической колонки, т.е. кристаллизацией минералов в определенные тапы и стадии. В этом отношении весьма показательными являются изменения составов таких широко распространенных минералов, как пироксен, шпинель, кальцит, флогопит.Кальцит - самый распространенный минерал в породах Белой выемки. От наиболее ранних образований ультраметаморфического этапа к породам III стадии постмагматического :тапа его состав меняется , таким образом, что количество магнезитовой составляющей в нем закономерно уменьшается, а содержания Те, Mn , Ва, Sr , Се , La , Nd , J и Yb увеличиваются. Аналогичные закономерности устанавливаются и для кальцитов из зональных метасоматических тел: в направлении от внешних зон к внутренним в кальцитах уменьшается доля MgCO
3, и увеличиваются концентрации Fe , Mn , Sr , Се , La , Nd, Y, Yb.
Последовательность выделения минералов в породахБелой Выемки
Шпинель представлена зернами и кристаллами весьма разнообразной окраски: бесцветными, сиреневыми, красными, синими, зелеными и темно-зелеными, почти черными. Как показали анализы, цвет мине рала определяется главным образом его общей железистостью, а при низкой общей железистости - соотношением в нем двух- и трехвалентного железа и содержанием хрома. Состав шпинели в целом, и особенно ее железистость, в значительно большей степени, чем состав других минералов, зависит от состава вмещающей среды или, другими словами, от геологического положения тел метасоматитов относительно контакта пласта мраморов с перекрывающими и подстилающими сланцами. Шпинели с наиболее высокой железистостью характерны для шпинеле-пироксеновых скарнов, развитых непосредственно на контакте карбонатного пласта с перекрывающими и подстилающими мигматизированными сланцами. По мере удаления от контакта железистость шпинели уменьшается, и в шпинеле-форстеритовых кальцифирах центральной части карбонатного пласта она не превышает 9, изменяясь в интервале f = 3-9. При такой низкой железистости и абсолютном преобладании двухвалентного железа шпинель либо бесцветна, либо окрашена в голубоватые тона. Присутствие в составе низкожелезистой шпинели примеси хрома в концентрациях Сг2О3,от 0,3 до 1,5% придает ей красноватые оттенки - появляются кристаллы розового, сиреневого и рубинового цвета. С наличием в составе шпинели трехвалентного железа связано появление зеленых тонов; при этом с ростом общей железистости и абсолютного содержания трехвалентного железа интенсивность зеленого цвета увеличивается: при f =31 и содержании Fe2O3,=2,6% шпинель становится почти черной.
В зональных метасоматических телах ультраметаморфического этапа железистость шпинели уменьшается от внутренних зон к внешним. В образованиях постмагматического этапа между железистостью шпинели вновь формируемого парагенезиса и железистостью замещаемой породы существует прямая корреляция.
Пироксен наряду со шпинелъю является одним из главных породообразующих минералов в метасоматитах Белой выемки. Из-за значительных вариаций химического состава его выделения имеют самую разнообразную окраску: белую, серую, розовую (малиновую) и зеленую разной интенсивности, вплоть до темно-зеленой, почти черной. Как и в случае шпинели, окраска пироксена зависит главным образом от его общей железистости, а при низкой железистости - от повышенных концентраций примесных элементов. Железистость пироксенов в очень сильной мере зависит от геологического положения содержащих их парагенезисов относительно контакта карбонатного пласта с подстилающими и перекрывающими сланцами: в центральной части пласта присутствуют наименее железистые разности, у самого контакта - наиболее высоко железистые. Пироксены из внутренних зон зональных метасоматических тел ультра метаморфического этапа характеризуются более высокой железистостью, чем пироксены из внешних зон. Выявляется четкая тенденция снижения в пироксенах содержания железа, глинозема, марганца и титана от ранних стадий к поздним.
Нефелины из пород Белой выемки, как и нефелины из щелочных пород других районов, характеризуются дефицитом щелочей и избытком кремнекислоты. Нефелины в породах ультра метаморфического этапа являются менее упорядоченными по сравнению с нефелинами из образований постмагматического этапа. Между упорядоченностью нефелина и температурой его образования отмечается прямая корреляция.
Флогопит является одним из наиболее широко распространенных минералов, кристаллизирующихся на постмагматическом этапе. Его состав в очень сильной степени зависит от состава замещаемых пород. Установлено, что наиболее глиноземистые флогопиты развиваются по обогащенным глиноземом породам: по нефелин-, анортит- и шпинель содержащим метасоматитам; менее глиноземистые - по пироксеновым скарнам. Самой высокой железистостью характеризуются флогопиты, замещающие шпинеле-пироксеновые скарны на контакте карбонатного пласта с перекрывающими сланцами. При замещении пород одинакового состава флогопиты из пород II стадии всегда содержат больше Ва; имеют более высокую железистость и более низкие концентрации F
, чем флогопиты из пород III стадии. При простой перекристаллизации (флогопит II стадии—- флогопит III стадии) во всех флогопитах отмечается увеличение содержания глинозема и уменьшение концентраций Ва и общей железистости.