Tom (Volum e) XXXIX — 1969 Z eszyt (Fascicule) 4 Kraków 1969
M A R IA N DUM ICZ, JER ZY DO N, K A ZIM IER Z K O ZŁO W SK I
GRANITOIDY SALAIRSKIE AŁTAJU MONGOLSKIEGO W REJONIE KOBDO (MONGOLIA)
(Tabl. C X III i 3 fig.)
Salairian granitoias of the Mongoł Altai Rangę in the Khohdo region (Mongolia)
(PI. C X I I I and 3 Fi g s.)
T r e ś ć : G ran itoid y o m a w ian ego obszaru rep r ez e n to w a n e są g łó w n ie przez to n a lity zróżn ico w an e p etro g ra ficzn ie na ja sn e — le u k o to n a lity , w których skład w ch o d zą przede w sz y stk im p la g io k la z y i p od rzęd n ie b io ty t, oraz na ciem n e h orn - b len d o w e' i b io ty to w e . Z n aczn ie rzadziej n otow a n o tutaj g ra n ity zw y c z a jn e i raon- z o n ito w e oraz gra n o d io ry ty i d ioryty. K a rto g ra ficzn ie n a to m ia st w y d zie lo n o w śród g r a n ito id ó w P ogórza K ob d o w sk ieg o d w ie odm ian y: sm u ży ste, g ru p u ją ce się g łó w n ie w a n ty k lin o r iu m k ob d o w sk im i b ezk ieru n k o w e, w y stę p u ją c e w sy n k lin o ria c h ch a- rau su n u rsk im i d u u tsk im .
S a la ir sk i w ie k g ra n ito id o w eg o p lu to n u P ogórza K ob d o w sk ieg o zdaje się być b ezsp orn y. O bejm uje on b o w iem k o m p lek sy sk a ln e do kam bru środ k ow eg o w łą c z n ie , a o toczak i g ran ito id ów z nim zw ią z a n y c h zn ajd u ją się w osadach ord o w ik u sp o c z y w a ją c y c h n iezg o d n ie zarów no na k am b rze śro d k o w y m , jak też na gra n ito id a ch o m a w ia n e g o obszaru.
W ST Ę P
Zagadnienie wieku granitoidów M ongolii Zachodniej było przedmio
tem zainteresowań szeregu badaczy. Z now szej literatury, nawiązującej do problem atyki granitoidów, należy w ym ienić prace: W. A. A m a n t o - w a , L. D a n z a n B u t o c z i , P. S. M a t r o s o w a (1962); W. A.
A m a n t o w a (1963); W. W. B e z z u b c e w a (1963); W. W. B e z z u fa
c e w a , B. Ł u w s a n D a n z a n a, E. J. F i o d o r o w s k i e g o (1963);
W. W. B e z z u b c e w a , J. J. W o ł c z k a (1963); B. Ł u w s a n D a n - z a n a (1963). Opracowania te mają charakter regionalny z .wyjątkiem ostatniej pozycji, która poświęcona jest głów nie granitoidom płd.-zachod- niej części A łtaju M ongolskiego. W ym ienieni autorzy przypisują dużą rolę w rozwoju budow y geologicznej M ongolii Zachodniej strukturze sangi- leńskiej (W. A. A m a n t o w e t a 1., 1962), określającej również jako stre
fa changajska (W. W. B e z z u b c e w et a 1., 1963). Element ten rozprze
strzenia się w północnej części M ongolii Środkowej i zbudowany jest z prekam bryjskich skał krystalicznych. Zgodnie z panującym i poglądam i jednostka ta została skonsolidow ana w prekambrze, a w późniejszym okresie począwszy od wczesnego paleozoiku zachowywała się jako szty w na struktura, w okół której w kierunku południowym , płd.-zachodnim i zachodnim narastały coraz to m łodsze strefy fałdowe. I tak W. A.
— 6(10 —
*
A m a n t ó w et a 1. (1962) oraz W. W. B e z z u b c e w et a 1. (1963) w y dzielają w M ongolii Zachodniej na zewnątrz od struktury changajskiej (sangileńskiej) cztery strefy fałdowe łukowo w ygięte ku płd.-zachodowi, pow stałe z różnow iekowych basenów geosynklinalnych i w różnych okre
sach.
Zgodnie ze schem atem wspom nianych autorów w kierunku płd.-za- chodnim od jednostki changajskiej napotykam y kolejno następujące stre
fy fałdowe: W ielkich Jezior, charchiryńską, ałtajską i barunchurajską (fig. 1).
F ig. 1. U p roszczona m a p a stref str u k tu r a ln o -fa c ja ln y c h Z ach od n iej M o n go lii (W. W. B e z z u b c e w et al. 1953): 1 — str e fa b a ru n ch u ra jsk a (w a r y scy jsk a );
2 — str e fa a łta jsk a (późnokaled ońska); 3 — strefa ch a rch iry ń sk a (takońsfca); 4 — strefa W ielk ich J ezio r (salairska); 5 — p rek am b ryjsk i m a sy w C h an gaju p rzeb u d o w a n y fa łd o w a n ia m i sa la irsk im i; 6 — obszar ob jęty m a p ą na fig . 2; I — rozłam d zaw ch ań sk i; II — rozłam ca g a n szib ety ń sk i; III — rozłam tołb on u rsk i; IV — rozła m
b u łgań sk i
Fig. 1. S im p lifie d m ap of th e stru ctu ral and fa c ia l zones of W estern M on golia (A fter V .V . B e z z u b c e v et a 1. 1953): 1 — B arun K h ooray zone (V ariscan);
2 — A lta i zon e (Late C aledonian); 3 — K h ark h eeraa zone (T aconian); 4 — G reat L ak es zone (Salairian); 5 — P re-C a m b rian K h an g ain m a ssif a ffe c te d by S a la ir ia n fold in g; 6 — area covered by th e m ap from Fig. 2; I — D za v k h a n fa u lt zone;
II — T sagan S h ib e tee n f a u lt zone; III — T olb on oor fa u lt zone; IV — B o olg an fa u lt zone
Zasadnicze rysy strukturalno-paleograficzne tych stref, zgodnie z po
glądami W. A. A m a n t o w a et al . (1962), W. W. B e z z u b c e w a et a 1. (1963) oraz B. Ł a w s a n D a n z a n a (1963) przedstawiają się na
stępująco:
1. S t r e f a f a ł d o w a W i e l k i c h J e z i o r — zbudowana z geo- synklinalnych utw orów kambru dolnego i dolnych ogniw kambru środko
wego — została sfałdowana i usztyw niona w orogenezie salairskiej (po dolnych ogniwach kambru środkowego). Orogenezie tej towarzyszą pro
cesy plutoniczne, z którym i związane są liczne ciała granitoidowe.
2. C h a r c h i r y ń s k a s t r e f a f a ł d o w a — zbudowana z geo- synklinalnych utw orów kambru i ordowiku — została sfałdowana i usztywniona w starszej orogenezie kaledońskiej (przełom ordowiku i syluru — fałdow anie takońskie). Z orogenezą tą związane jest również powstanie licznych ciał granitoidowych.
3. A ł t a j s k a s t r e f a f a ł d o w a — zbudowana z geosynklinal- nych utworów ordowiku i syluru — została sfałdowana i usztywniona w młodszej orogenezie kaledońskiej (przełom syluru i dewonu). Oroge
neza ta zaznaczyła się także form owaniem licznych ciał granitoidowych.
4. B a r u n c h u r a j s k a s t r e f a f a ł d o w a — zbudowana z utw orów dewonu i karbonu dolnego — została sfałdowana i usztyw niona w orogenezie w aryscyjskiej (przełom dolnego i górnego karbonu).
Stwierdzono tu liczne ciała granitoidowe przerywające utw ory karbonu dolnego.
W ym ienione strefy fałdow e nakładają się w ięc na siebie kulisowo od salairydów, przylegających do struktury changajskiej poprzez kaledo- nidy budujące znaczną część kotliny W ielkich Jezior i Ałtaj Mongolski, aż do waryscyku obejm ującego płd.-zachodnią część M ongolii Zachodniej.
W tej migracji geosynklin i struktur fałdowych na zewnątrz od struk
tury changajskiej doniosłą rolę odegrały, zgodnie z poglądam i w ym ie
nionych autorów tzw. głębokie rozłam y. Odznaczają się one długą „ży
w otnością”, znacznymi przem ieszczeniam i mas skalnych oraz przejawia
jącą się w ich strefie intensyw ną, najczęściej kilkakrotną działalnością plutoniczną.
Na obszarze om awianych stref fałdow ych w Mongolii Zachodniej W. A. A m a n t ó w et a 1. (1962) oraz W. W. B e z z u b c e w et a 1.(1963) w ydzielają cztery głębokie rozłam y:
1. R o z ł a m d z a w c h a ń s k i — założony w prekambrze — od
dziela strukturę changajiską od strefy fałdowej W ielkich Jezior. W okre
sie sedym entacji osadów kam bryjskich rozłam ten powoduje przegłę- bienie obszaru strefy W ielkich Jezior, gdzie panują warunki geosynkli- nalne, podczas gdy na strukturze changajskiej powstają w tym czasie osady płytkich wód epikontynentalnych.
2. R o z ł a m c a g a n s z y b e t a ń s k i — założony w prekambrze — oddziela strefę fałdową W ielkich Jezior od charchiryńskiej. W okresie sedym entacji ordowiku rozgranicza on geosynklinalny obszar strefy char
chiryńskiej od wcześniej sfałdowanej strefy W ielkich Jezior, gdzie do
tychczas w edług aktualnych poglądów osady ordowiku nie są znane.
3. R o z ł a m t o ł b o n u r s k i — założony w prekambrze — oddzie
la charchiryńską strefę fałdow ą od ałtajskiej. W okresie sedym entacji syluru powoduje on obniżenie strefy ałtajskiej, gdzie panują warunki geosynklinalne, podczas gdy na obszarze strefy charchiryńskiej i W ielkich Jezior powstają w tym okresie zbiorniki wód płytkich.
4. R o z ł a m b u ł g a ń s k i — o założeniach nie sięgających pre- kambru — oddziela ałtajską strefę fałdową od barunchurajskiej. W okre
sie sedym entacji dewonu i karbonu rozgranicza on obniżający się obszar geosynklinalny strefy banuncburajskiej od płytkich mórz i zbiorników
— 61,2 —
wodnych powstających głów nie w zapadliskach tektonicznych na obsza
rach pozostałych stref fałdowych.
O dużym znaczeniu regionalnym tych dyslokacji, jak podkreślają W. A. A m a n t o w et a 1. (1962) oraz W. W . B e z z u b c e w et a 1. (1963), św iadczy również ożyw iony w ulkanizm inicjalny w przyległych doń osa
dach geosynklinalnych oraz intensyw na działalność plutoniczna. Zapo
czątkowana została ona w salairydach intruzjam i skał ultrazasadowych (dunity, perydodyty, serpentynity), a w późniejszym okresie kaledońskim i w aryscyjskim formują się tutaj liczne, ciała granitoidowe. Dyslokacje te na niektórych odcinkach, zwłaszcza w A łtaju Mongolskim, zostały od
nowione w ruchach alpejskich i przejawiają sw oją żyw otność do doby obecnej (E. J. S e 1 e w a n o w , il963).
Opracowany przez nas w ycinek terenu na obszarze Pogórza Kobdow
skiego znajduje się w części północnej i środkowej na obszarze charchi- ryńskiej strefy fałdowej, a w części płd.-zachodniej, za dyslokacją tołbo- nurską, wchodzi na strukturę ałtajskiej strefy fałdowej.
W. A. A m a n t ó w et al . (1962) charakteryzując strefę charchiryń- ską podkreślają, iż w obszarze Pogórza Kobdowskiego podczas orogenezy takońskiej (przedsylurskiej) ma m iejsce potężny plutonizm , z którym wiąże się powstanie granitoidowej intruzji kobdowskiej, budującej cen
tralną partię grzbietu kobdowskiego, a obecnie głęboko zerodowanej.
W. Ł u w s a n D a n z a n (1963) w pracy om awiającej granitoidy ba
danej przez nas części Ałtaju M ongolskiego — przypisuje skałom regio
nalnie zm etam orfizow anym wiek ordowicki i sylurski, a formujące się w tych utworach ciała granitoidowe wiąże z orogenezą młodokaledońską.
U tw ory ordowiku i syluru wraz z m łodokaledońskim i ciałami granitoido- w ym i stanowią wg wspom nianego autora dolne piętro strukturalne, na którym zalega z ostrą niezgodnością kątową piętro górne, zbudowane z epikontynentalnych utworów dewonu, karbonu i permu.
Z A R Y S G EO LO G II PO G Ó R Z A K O B D O W SK IE G O
Profil stratygraficzny skał Pogórza Kobdowskiego obejm uje szeroki zasięg czasu i w ypełniony jest formacjami geologicznym i począwszy od
Fig. 2. S ch em a ty czn a m ap a w y stą p ie ń g r a n ito id o w y c h A łta ju M on g olsk iego w r e jo n ie K obdo. I— 2, D o ln e piętro stru k tu ra ln e (proterozoik): l — m eta m o rficzn a seria su p rak ru sta ln a ; 2 — m eta m o rficzn a seria in fra k ru sta ln a . 3— 6, Ś ro d k o w e piętro stru k tu ra ln e (proterozoik m ło d szy , k am br dolny i środkow y): 3 — g e o sy n k lin a ln a seria sk a ł o sa d o w ych i w u lk a n ic z n y c h ; 4 — z m eta m o rfizo w a n e u tw o r y g e o s y n - k lin a ln e j serii sk a ł o sa d o w ych i w u lk a n ic z n y c h ; 5 — g r a n ito id y sm u ży ste; 6 — g r a
n ito id y b ezk ieru n k o w e. 7—8, G órne p iętro str u k tu r a ln e (ord ow ik, sy lu r, dew on):
7 — e p ik o n ty n e n ta ln a i k o n ty n e n ta ln a seria sk a ł o sa d o w ych i w u lk a n ic z n y c h ; 8 — gra n ity . 9— 10, O sady k o tlin śród górsk ich i d olin rzeczn ych : 9 — trzeciorzęd; 10 — czw artorzęd. 11— 13, In n e oznaczenia: 11 — n a su n ięcia ; 12 — uskok i; 13 — u tw ory
ż y ło w e
Fig. 2. S ch em a tic m ap of th e g ra n ito id s of th e M ongol A lta i in th e K hobdo region . 1— 2, L ow er stru ctu ral le v e l: (Proterozoic): 1 — m etam orp h ic su p racru sta l series;
2 — m etam orp h ic in fra cru sta l series. 3— 6, M id d le stru ctu ra l le v e l (Late P roterozoic, L ow er and M id d le C am brian): 3 — g e o sy n c lin a l sed im en ta ry and v o lca n ic series;
4 — m etam orp h osed rocks o f th e g e o sy n c lin a l sed im en ta ry and v o lca n ic series;
5 — banded gran itoid s; 6 — h o m ogen ou s g ra n itoid s. 7— 8, U pper stru ctu ra l le v e l (O rdovician, S ilu ria n , D ev o n ia n ); 7 — e p ico n tin e n ta l and co n tin en ta l se d im e n ta ry and v o lca n ic series; 8 — gran ites. 9— 10, S ed im e n ts of in tram on ta n e b asin s and river v a lle y s: 9 — T ertiary; 10 — Q uatern ary. 11— 13, O ther sym b ols: 11 — o v e r
thrust; 12 — fa u lts; 13 — v e in rocks
] e
^ ^ 5 (TTj
9 I 110 U ^ n 1 ^ 1 « 13
prekambru do dewonu włącznie (fig. 2). Istnieje tu wprawdzie szereg luk sedym entacyjnych, żadna z nich jednak nie przekracza pełnej for
macji. Era paleozoiczna udokum entowana została znaleziskam i fauny i flory. Wiek utworów proterozoicznych w ynika natom iast z analizy struk
turalnej regionu i stosunku, w jakim pozostają sk ały tych formacji do w yżejległych utworów kambryjskich.
W pracy niniejszej nie będzie szczegółowej dokum entacji stratygra
ficznej ani też głębszej analizy tektonicznej i paleogeograficznej regionu.
Zostanie tu podany jedynie zarys rozwojowy obszaru z podkreśleniem tych zjawisk geologicznych, które rzutują na wiek i skalę plutonizm u salairskiego oraz na formę w ystępow ania skał z nim związanych.
W ogólnych zarysach Pogórze Kobdowskie — wraz z przyległą częścią Ałtaju M ongolskiego — zbudowane jest z trzech pięter strukturalnych:
dolne obejm uje utw ory proterozoiczne — starsze; w skład środkowego wchodzą skały proterozoiczne — młodsze, oraz kambru dolnego i środ
kowego; górne natom iast zbudowane jest z niepełnych ogniw stratygra
ficznych ordowiku, syluru i dewonu.
D o l n e p i ę t r o s t r u k t u r a l n e prawie w całości zostało po
chłonięte przez produkty plutonizmu salairskiego. Zachowane wśród gra- nitoidów antyklinorium kobdowskiego relikty skał protero:zoicznych-star- szych reprezentują głów nie serię suprakrustalną, w której skład wchodzą:
m igm atyty, paragnejsy, 'łupki łyszczykowe, am fibolity, kw arcyty i w a
pienie krystaliczne. Lokalnie spotyka się tu również gnejsy leptytow e dynam icznie ukierunkowane, będące odpowiednikiem proterozoicznej serii infrakrustalnej z Jesónbułag (J. D o n, M. D u m i c z, 1964; St. K o z ł o w s k i , St. Ś l i w i ń s k i , .1964), i Ułaangom u (J. Do n, M. D u m i c z, B e r e ś , 1969).
Ś r o d k o w e p i ę t r o s t r u k t u r a l n e uform owane jest w trzy zasadnicze jednostki o przebiegu NW -SE. Są to antyklinorium kobdow
skie (jednostka środkowa) synklinorium charausunurskie (jednostka płn.- -wschodnia), synklinorium duutskie (jednostka płd.-zachodnia). Dwie pierw sze jednostki położone są w charchiryńskiej strefie fałdowej W. A.
A m a n t o w a et a 1. (1962) oraz W. W. B e z z u b c e w a et a 1 . (1963), trzecia natom iast w ałtajskiej strefie fałdowej tychże autorów (fig. 1).
A ntyklinorium kobdowskie, jak już nadmieniono, zbudowane jest w części jądrowej z utworów proterozoicznych-starszych dolnego piętra strukturalnego, zachowanych reliktow o w obrębie granitoidów salairs- kich. Partie peryferyczne tej jednostki utworzone są natom iast z geosyn- klinalnych skał proterozoicznych-m łodszych i kam bryjskich szeroko roz
w iniętych w przyległych obszarach synklinorialnych.
Synklinorium. charusunurskie położone jest na NE od antyklinorium kobdowskiego, przy czym kontakt m iędzy nim i na odcinku płn.-zachod
nim ma charakter tektoniczny (wzdłuż uskoku kobdowskiego), na odcin
ku płd.-w schód nim zaś jest pierw otny. Jednostkę tę budują geosynkli- nalne utw ory proterozoiczne-m łodsze oraz kambru dolnego i środkowego.
Proterozoik m łodszy reprezentowany jest przez m etadiabazy, łupki zie
leńcow e i fyllity. W skład utworów kam bryjskich wchodzą zlepieńce, piaskowce, diabazy i icih tufy oraz łupki krzem ionkowe i w apienie z fauną trylobitów rodzaju Paradoxides w edług oznaczeń E. T o m c z y k o w e j i L. W ó j c i !k a. W bezpośrednim sąsiedztw ie z granitoidam i salairskim i utw ory te przechodzą w łupki krystaliczne.
Synklinorium duutskie rozciąga się na SW od antyklinorium kobdow skiego, granicząc z nim tektonicznie wzdłuż dyslokacji tołbonurskiej.
— 614 —
(W skład tej jednostki wchodzą geosynklinalne utw ory proterozoiczne — młodsze w ykształcone jako tufogeniczne piaskowce lokalnie zlepieńco- wate i fy llity oraz zlepieńce polim iktyczne, zieleńce, diabazy i wapienie drobnokrystaliczne. U tw ory te w pobliżu salairskich ciał granitoidowych przechodzą również w łupki krystaliczne.
D ecydujący w pływ na utw orzenie się środkowego piętra struktural
nego miała faza salairska. Zaznaczyła się ona intensyw nym fałdowaniem połączonym z działalnością plutoniczną zarówno w piętrze dolnym, jak i środkow ym oraz zamknęła zasadniczo okres geosynklinainej sedym en
tacji na tym obszarze.
G ó r n e p i ę t r o s t r u k t u r a l n e zachowało się jedynie frag
m entarycznie w obrębie jednostek synklinorialnych. Ma ono cechy struk
tury nałożonej i utworzone jest ze skał epikontynentalnych i kontynen
talnych.
Na obszarze synklinorium charausunurskiego utw ory piętra górnego tworzą synklinę (przy drodze Kobdo-Jesonbułag), w ypełnioną osadami ordow iku i syluriu. Ordowik reprezentow any jest głów nie przez zlepieńce polim iktyczne typu fanglom eratów i tu fity zalegające z ostrą niezgod
nością kątow ą na różnych ogniw ach kambru środkowego i na granitoi- dach salairskich. Sylur spoczywa niezgodnie na ordowiku i zbudowany jest ze zlepieńców, piaskowców oraz łupków ilastych z fauną ram ienio- nogów (M. D u m i e z, J. D o n , w przyg.).
N a obszarze synklinorium duutskiego utw ory górnego piętra struktu
ralnego tworzą row y tektoniczne w okolicy środkowego biegu Choit Cen- cher Goł. Ordowik spoczywa tutaj niezgodnie na skałach salairskiego piętra strukturalnego i zbudowany jest z porfirów, zlepieńców tufitow ych i tu fitó w zawierających wkładki w apieni z fauną koralowców (M. D ur m i c z, J. D o n, w przyg.). Sylur zdaje się zalegać niezgodnie na ordo
wiku i zbudowany jest z ciem nych łupków ilastych z fauną graptolitową (J. K i r s - c h k e , 1969). Dewon reprezentują osady gruboklastyczne. S to
sunek ich do utworów sylurskićh nie jest znany, gdyż oddziela je horst tektoniczny.
W strefie uskoku tołbonurskiego osady ordowiku i syluru poprzeci
nane są żyłam i granitoidów wieku młodokaledońskiego (J. D o n et a 1., 1968).
G EO LO G IC ZN A C H A R A K T E R Y ST Y K A G R A N ITO ID Ó W S A L A IR SK IC H I ICH ST O SU N E K DO SK A Ł O SŁO N Y
Granitoidy Pogórza Kobdowskiego i przyległej części A łtaju M ongol
skiego reprezentują skały o dość dużym zróżnicowaniu petrograficznym . M akroskopowo w yróżnić w nich można dw ie odmiany: sm użyste i bez- kierunkowe. Te dwie odm iany granitoidów z geologicznego punktu w i
dzenia stanowią dw ie odrębne grupy. Różnią się one formą w ystępow a
nia, pozycją w architekturze dolnego i środkowego piętra strukturalnego, stosunkiem do skał osłony i wewnętrzną budową.
Rozm ieszczenie przestrzenne tych skał jest w yraźnie uwarunkowane budową piętra dolnego i środkowego. Granitoidy. sm użyste grupują się praw ie w yłącznie w antyklinorium kobdowskim, a granitoidy bezkierun- kow e w synklinorium charausunurskim i duutskim.
— 01'6
G r a n i t o i d y s m u ż y s t e
Granitoidy sm użyste tworzą w ydłużone d a ło o przebiegu NW -SE uform owane w jądrowej części antyklinorium kobdowskiego. Rozprze
strzeniają się one pasem do 20 km szerokim, wykraczającym w kierunku NW (okolice Bujant Goł) i SE (okolice Dund Cencher Goł) poza granice badanego regionu. W części środkowej, na odcinku Czingistu Chairchan Uła — Kobdo, przecina je dyslokacja kobdowska o przebiegu południko
wym . W kierunku NW od w spom nianej dyslokacji sk ały te tworzą w m orfologii wyraźne obniżenie z rozległym i dolinami Bujant Goł i Sza
ber Gol, w kierunku SE od tej linii natom iast budują one m asyw górski poprzecznie rozczłonowany dolinami Cagan Burgasu Goł, C hoit Cencher
Goł i Dund Cencher Goł.
Sm użystość tych skał polega na obecności ciem nych sm ug w grani- toidach jasnych. Sm ugi te układają się zgodnie z ogólnym przebiegiem omawianej strefy i są zbudowane ze skał ciem nych — przeważnie tona- litów hornblendowych. Mają one teksturę bezładną, podobnie jak grani
toidy jasne. Grubość ciem nych smug jest różna; od' kilku cm, rzadziej kilkunastu, a sporadycznie do kilkudziesięciu metrów. Omawiane grani
toidy zawierają również stosunkowo liczne, zgodne z przebiegiem sm u- żystości w trącenia skał m etam orficznych (Tabl. CXIII, fig. 1).
Główna m asa granitoidów antyklinorium kobdowskiego reprezento
wana jest przez leukotonality (fig. 3). Są to skały równoziarniste — zbu
dowane głów nie z plagioklazów, ze zm iennym i ilościam i kwarcu i bru
natnego biotytu. Plagioklazy tych skał są wykształcone przeważnie w po
staci dość praw idłow ych listew ek i nierzadko m ają budowę pasową.
Zawartość anortytu w nich zamyka się zw ykle w przedziale 16— 25%.
Częstym składnikiem tych skał jest tytanit w postaci dużych i praw idło
w ych kryształów.
Ciemne sm ugi w leukotonalitach z biotytem tworzą przeważnie tona- lity hornblendowe. Składają się one głów nie z hornblendy zielonej i pla
gioklazów, przy czym te ostatnie są stosunkowo bogate w anortyt (35—
40%). Skaleni potasowych brak w zdecydowanej w iększości tonalitów om awianego obszaru, a w skałach, w których je stwierdzano, udział ich był całkiem podrzędny.
W antyklinorium kobdowskim sporadycznie notowano tonality epi- dotowe, zawierające pistacyt o cytrynow o-żółtych barwach. Byw a on często w ykształcony w postaci dość praw idłow ych słupków i przeważnie grupuje się w ow alnych skupieniach złożonych z kilku ziarn.
Obok dom inujących ilościow o tonalitów stw ierdzono również obec
ność granitów monzonitOwych oraz granodiorytów. Skały te są dość podobne do tonalitów biotytow ych, lecz bogatsze w skalenie potasowe.
Stwierdzono, że niektóre granity m onzonitowe i granodioryty lokalnie zostały zalbityzowane. Albityzacja ta jednak n ie stanowi tu procesu o du
żym nasileniu i szerokim zasięgu. Na om awianym terenie stwierdzono bowiem tylko niew ielkie strefy, a czasem nieduże partie granitoidów, w których plagioklazy są reprezentowane przez albit. W takich strefach nierzadko biotyt bywa zastępowany chlorytem.
Skład m ineralny granitoidów m asywu kobdowskiego obrazują ana
lizy m ikrom etryczne zestawione w tabeli 1.
Jak już wspomniano, w granitoidach omawianego obszaru nierzadko stwierdzano wtrącenia skał m etam orficznych. Te ostatnie są tu reprezen
tow ane przez paragnejsy o wyraźnej teksturze kierunkowej podkreślonej
smugami biotytu d o strukturze drobnooczkowej. W skałach tych bow iem wśród drobnoziarnistego tła skalnego złożonego z kwarcu i plagioklazów tkwią porfiroblasty albitu, zdające się wzrastać kosztem tła skalnego.
K W A R C 0 . U A R T Z
b K A L E Ń K P L A G I O K L A Z
K - F E L D S P A R PL A G l O C L A S E
-f 1 * 2 X 3 0 4 ^ 5
Fig. 3. S ta n o w isk o sy ste m a ty c z n e g ra n ito id ó w pogórza k o b d o w sk ieg o i p r z y le g łej części A łta ju M on golsk iego w tró jk ą cie K . S m u l i k o w s k i e g o : 1 — gra n ito id y m a sy w u Char Us JSTu u t; 2 — g r a n ito id y m a sy w u T u ła tin D edu Oron; 3 — gra n ito id y m a sy w u A rsza n U ła; 4 — g r a n ito id y m a sy w u D uut; 5 — gran itoid y m a sy w u K obdo Fig. 3. S y ste m a tic p ositio n o f th e g ra n ito id s of th e K hobdo H ills region a n d of the a d jo in in g part of the M ongol A lta i in th e K. S m u l i k o w s k i ’s diagram : l — gra n ito id s of th e K har U s N oor m a ssif; 2 — gra n itoid s of th e T u la tin D ed u Oron m a ssif; 3 — gran itoid s of the A rsh a n U la m a ssif; 4 — gra n ito id s o f th e D oot m a ssif;
5 — g ra n ito id s of th e K hobdo m a ssif
Obok gnejsów skaleniow o-biotytow ych notowano tu również gnejsy pla- gioklazowo-m uskow itowe z granatami. Skały te są zbudowane z drobno- krystalicznych plagioklazów i kwarcu, wśród których tkwią duże blaszki jasnego łyszczyku, a także granaty — zw ykle o nieprawidłowych zary
sach. Oprócz gnejsów notowano tu am fibolity, zbudowane z hornblendy zielonej i drobnoziarnistych plagioklazów oraz odznaczające się w yraźnie kierunkową teksturą. U tw ory te na podstaw ie paralelizacji z regio
nem Jesonbułag (J. D o n, i M. D u m i c z, 1964) i U łaangom (M. D u- m i c z , J. D o n , B. B e r e ś , 1969) należy zaliczyć do starszego protero- zoiku i uznać jako fragment dolnego piętra strukturalnego.
Przebieg foliacji w skałach proterozoicznych-starszych i sm użystości w przyległych doń granitoiidach jest zgodny, lecz odznacza się dużą zm ien
nością kierunków, czego nie obserw uje się na granicy ze skałam i prote- rozoiku m łodszego i kamibru w peryferycznych obszarach omawianego m asywu granitoid owego.
5 R ocznik G eologiczny, tom X X X IX
— 618 —
Osłonę granitoidów sm użystych budują łupki krystaliczne, których stopień m etam orfozy m aleje w miarę oddalania się od omawianego ciała granitoidowego. Łupki te przechodzą stopniowo w nie zm etam orfizowane serie naprzem ianległych skał wulkanicznych i osadowych proterozoiku m łodszego i kambru synklinorium charusunurskiego i duutskiego.
Strefa m etam orficzna granitoidowej osłony w ynosi 5 km (szerokość wychodni). Budujące ją łupki krystaliczne posiadają zgodny przebieg zarówno z kompleksem skał kambru i proterozoiku młodszego, jak też ze sm użystością granitoidów budujących peryferyczną część masywu plutonicznego- uform owanego w antyklinorium kobdowskim. Strefa ta odznacza się dużą różnorodnością zjawisk geologicznych. Obserwuje się tu stopniowe przejścia od granitoidów sm użystych do łupków krystalicz
nych, duże pola agm atytów w partii granicznej z granitoidam i oraz ostre kontakty tych ostatnich z łupkami krystalicznym i osłony. Sporadycznie tylko zaobserwowano zjawiska metam orfizm u głów nie termicznego.
Najpowszechniej rozwinięte są przejścia stopniowe. W partiach tych granitoidy w miarę zbliżania się do osłony odznaczają się stopniowym nasileniem sm użystości, stają się mniej leukokratyczne i w ykazują coraz to częstsze wtrącenia paragnejsów i łupków krystalicznych. Następnie ilość tych ostatnich wzrasta i skały stopniowo przechodzą w paragnejsy biotytow o-am fibolow e i łupki łyszczykow o-am fibolow e ze znamionami
albityzacji.
Pola agm atytów znane są jedynie z SE części rejonu, w okolicy po
toków Dund Cencher Goł i Choit Cencher Goł. Spotyka się je zarówno w partiach granicznych z osłoną, jak też w centralnych częściach ciała granitoidów. A gm atyty wykazują mozaikową budowę, w ich skład w cho
dzą „okruchy’' i „bloki” nieforem nych, najczęściej ostrokrawędzistych skał krystalicznych, przeważnie paragnejsów „spojone” leukokratycz- nym i agregatami m ineralnym i. (Tabl. CXIII, fig. 2). A gm atytow y cha
rakter omawianej części w ystąpienia granitoidów oddaje również zdjęcie geologiczne (fig. 2). Stwierdzono tu szereg nieforem nych ciał (m igm aty- tów i łupków krystalicznych) „tkw iących” bezładnie w granitoidach.
Niektóre z tych ciał, zwłaszcza gdy chodzi o w iększe rozmiarami mogą reprezentować tzw. „roofpendants”, czyli relikty degradacji.
W partii kontaktowej z osłoną procesy agm atytyzacji stopniow o za
nikają, pojawiają się arteryty (Tabl. CXIII, fig. 3), które stopniowo prze
chodzą w paragnejsy i łupki krystaliczne.
Ostre kontakty granitoidów sm użystych z osłoną różnicują się na pierwotne (pochodzące z okresu formowania się ciał granitoidowych) i wtórne (w ywołane dyslokacjami w późniejszych okresach fałdowych).
Kontakty pierwotne ostro rysujące się między granitoidam i i skałami osłony znane są tylko z obszaru położonego na N od wzgórza Tułatin Dedu Oron, w okolicy środkowego biegu potoku Szabar Goł. W ystępu
jące tu granitoidy sm użyste w miarę zbliżania do osłony przybierają budowę bardziej jednorodną i grubokrystaliczną strukturę, sm ugowanie stopniowo zanika, pojawiają się natomiast skupienia skał ciem nych, typu .szlirów, wzbogacone w biotyt i hornblendę. Granitoidy te tworzą zgodny kontakt z przebiegiem łupków krystalicznych budujących osłonę z ozna
kami termicznego oddziaływania.
Kontakt wtórny granitoidów sm użystych z osłoną przebiega wzdłuż uskoku kobdowskiego. U tw ory kambru częściowo zm etam orfizowane, bu
dujące osłonę, dostosowują się do przebiegu tej lin ii tektonicznej, sm u
żystość w granitoidach natom iast układa się względem niej diagonalnie
pod kątem do 70°. Wzdłuż uskoku kobdowskiego i w przyległej części granitoidów sm użystych w ystępują liczne strefy m yło nitów i kataklazy- tów o przebiegu NS.
Strefa kontaktowa granitoidów sm użystych jest zbudowana w zdecy
dowanej większości — o czym mówią badania m ikroskopowe — ze skał nie objaw iających znamion wysoko termicznej m etam orfozy, tylko cał
kiem lokalnie stwierdzono w niej obecność hornfelsów andaluzytowych i gnejsów kordierytowych. Te ostatnie sąsiadują z granitoidami na krót
kich odcinkach, w miejscach, gdzie kontakt granitoidów ze skałam i osło
ny jest ostry.
Hornfelsy andaluzytowe są skałami o wyraźnie kierunkowej teksturze podkreślonej zgodnym ułożeniem drobnych blaszek biotytu. Skały te zbu
dowane są głów nie z drobnych pozazębianych ze sobą ziarn kwarcu i al- bitu. Zwykle kwarc przeważa ilościowo zdecydowanie nad albitem.
W tym drobnokrystalicznym tle tkwią duże, wyraźnie postkinem atyczne blaszki muskowitu zawierające często drobne wrostki innych minerałów.
M uskowit ten jest rozmieszczony w całkiem dowolnych położeniach. A n
daluzyt stwierdza się w zm iennych ilościach, lecz nierzadko jego udział stanow i kilkanaście procent objętości danej skały. Jest on w ykształcony w postaci całkiem drobnych ziarn lub w postaci blastów o rozmiarach rzędu 0,2X 0,5 mm. Minerał ten koncentruje się przeważnie w cienkich warstewkach. W niektórych hornfelsach andaluzytowych notowano po
jedyncze kryształy turm alinu, wykształconego nieraz w postaci dużych kryształów pleochroicznych o barwach od żółtych z lekko zielonym od
cieniem do zielonych.
Gnejsy kordierytowe w omawianej strefie są spotykane całkiem spo
radycznie. Przedstawiają one skały o wyraźnie kierunkowej teksturze, zbudowane głów nie z kwarcu i plagioklazów przy poważnym (kilkunasto- procentowym ) udziale kordierytu. Kierunkowość tekstury tych skał pod
kreślają cienkie lam iny biotytu. Część ciem nego łyszczyku nie skupia się w laminach, lecz zajmuje całkiem dowolne położenia. B iotyt ten ma bru
natne barwy i zawiera liczne wrostki cyrkonu. Plagioklazy są tu repre
zentowane przez oligoklaz zawierający 18% anortytu. M inerał ten jest często popękany, ale przeważnie czysty i ujaw niający wąskie i ostre lam elki zbliźniaczeń albitowych. N iekiedy obserw ow ano w tych skałach blaszki chlorytu zdające się w ystępow ać w równowadze z ciem nym łysz- czykiem . Kordieryt tworzy tu całkiem św ieże i czyste kryształy oraz zawiera liczne wrostki cyrkonu z cytrynow ym i obwódkami pleochroicz- nym i. W skałach tych notowano także duże, pojedyncze ziarna granatów zamykające w sobie wrostki, głównie łyszczyków.
Oprócz scharakteryzowanych wyżej skał „w ysokoterm icznych” w om a
wianej strefie kontaktowej spotykano w różnych skałach — przeważnie w łupkach łyszczykow ych — pseudom orfozy łyszczykow o-chlorytow e, nie zawierające jednak żadnych reliktów minerałów pierwotnych. Nie jest wykluczone, że pseudom orfozy te m ogły powstać kosztem w ystępującego pierw otnie w takich skałach andaluzytu lub kordierytu. N ależy jednak zaznaczyć, że skały zawierające takie pseudomorfozy są spotykane w om a
wianej strefie w całkiem podrzędnych ilościach.
Strefa kontaktowa om awianych granitoidów jest zbudowana głów nie z naprzem ianległych, zgodnych w arstw następujących skał: różnorodne paragnejsy, łupki am fibolowe, łupki kwarcowe i kw arcow o-łyszczykow e, łupki łyszczykow e zalbityzowane i łupki łyszczykowe z postkinem atyczną hornblendą oraz lokalnie skarny.
5*
— 620 —
Dość powszechnie w omawianej strefie są spotykane łupki z postkine- maityczną hom blendą. Składy te przedstawiają przeważnie w yraźnie kie
runkowe łupki kw arcowe lub k war co w o-b ioty to we. Ich cechą charaktery
styczną jest obecność w nich zmiennej ilości hornblendy zielonej, w y kształconej nierzadko w postaci autom orficznych kryształów . Część tej hornblendy ułożona jest zgodnie z lam inacją danej skały, lecz równo
cześnie znaczna ilość tego m inerału zajm uje położenia całkiem dowolne.
Mimo że część tego amfibolu jest ułożona zgodnie z lam inacją danej skały, w ydaje się prawdopodobne, że cała ta hornblenda jest składnikiem post- kinem atycznym om awianych skał. Jest bowiem rzeczą zrozumiałą, że w czasie krystalizacji większość ziarn tego składnika dostosow yw ała się swoim i kształtam i do uprzyw ilejowanego kierunku w danej skale.
W om awianym rejonie skały tego typu w ystępują w aureolach kon
taktow ych granitoidów. Zgodnie z przyjętym i poglądami, należy je uznać za utw ory kontaktowe, pow stałe w w yniku oddziaływania m etasom atycz- nego i termicznego intrudujących granitoidów na skały otaczające.
Grupa gnejsów w najbliższym sąsiedztw ie granitoidów jest bardzo zróżnicowana. Reprezentują ją przeważnie drobnoziarniste paragnejsy plagioklazowo-kwarcowe, obok których notowano gnejsy dw uskaleniowe.
Te ostatnie obok ciem nego łyszczyku zawierają nierzadko drobnoziarnistą przeważnie hornblendę. Dość częstym i są tu także paragnejsy m uskowi- towo-oligoklazowe. Niektóre gnejsy spośród wyżej w ym ienionych mają strukturę drobnooczkową. Oczka tworzy przeważnie albit o szachow nico
wej niekiedy strukturze.
Łupki łyszczykow e przedstawiają tu skały przeważnie drobnoziarniste i drobnoblaszkowe. Niektóre z nich zostały w pew nym stopniu zalbityzo- wane. W takich skałach, podobnie jak w gnejsach, kosztem drobnoziar
nistego tła rozw inęły się porfiroblasty albitu. Procesowi albityzacji uległy tu także niektóre łupki am fibolowe.
Wśród tej serii skalnej obserwowano także, niezbyt liczne w kładki skał wapienno-krzem ianowych. Obecnie mają one zespół m ineralny skar- nów. Są to przeważnie skarny am fibolowe, czasem z granatami, a tylko w yjątkow o skarny piroksenowe.
Nieduże wystąpienia granitoidów sm użystych znane są również poza antyklinorium kobdowskim. Jedno z nich stwierdzono w synklinorium duutskim, a dwa w synklinorium charusunurskim. G ranitoidy sm użyste budujące te wystąpienia łączą się ciągłym przejściem ze skałam i osłony.
G r a n i t o i d y b e z k i e r u n k o w e
Granitoidy bezkierunkowe Pogórza Kobdowskiego i przyległej części A łtaju Mongolskiego znane są przede w szystkim z obszarów synklinorial- nych. W odróżnieniu od granitoidów sm użystych charakteryzuje je m. in.
ostro rysująca się granica ze skałami osłony. Poszczególne ich ciała w y kazują pew ne zróżnicowanie natury geologiczno-strukturalnej, stąd
w opisie geologicznym będą one scharakteryzow ane oddzielnie.
Granitoidy bezkierunkowe uform owane w synklinorium charausunur- skim tworzą dwa oddzielne ciała, z których jedno położone jest na zachód od jeziora Char Us Nuur, a drugie na północ od miasta Kobdo w okolicy wzgórza Arszan-uła.
M a s y w g r a n i t o i d o w y z a c h o d n i e g o w y b r z e ż a C h a r U s N u u r zaznacza się w m orfologii łagodnym w yn iesie
niem z ostro w ciętym i sajrami (doliny okresowo płynących potoków)
i przykryty jest w dużym stopniu osadami czwartorzędowym i. W ycho
dnia sk a ł'teg o m asywu zajmuje znaczną powierzchnię o nieregularnych zarysach romiarów 25X 12 km.
Granitoidy budujące ten m asyw reprezentują głów nie odmianę jasną- -leukogranitoidową, bezkierunkową. Jedynie w części zachodniej i płn.- -wschodniej w partii granicznej z osłoną spotyka się granitoidy ciem ne, lekko sm ugowane z licznym i reliktam i skał osłony.
Leukogranitoidy to przeważnie granodioryty lub tonality, zw ykle bar
dzo ubogie w m inerały ciem ne (bioty t, czasem chloryt). Powszechnie, lecz całkiem podrzędnie spotyka się w nich skalenie potasowre.. Tekstura tych skał bezładna, struktura zaś średnio- i dość równoziarnista o hipau- tom orfow ym w ykształceniu składników.
iWiększość ziarn om awianych skał ma średnice rzędu 1— 1,5 mm przy praw ie całkow itym braku ziarn drobniejszych.
W skałach tych ilościow o dominują plagioklazy — przeważnie w y kształcone w postaci praw idłow ych listew ek w ydłużonych wzdłuż osi X, a nierzadko i praw idłow ych zakończeniach. Większość tych plagioklazów jest zbliźniaczona albitowo, z dość grubymi lam elkam i bliźniaczymi. P la
gioklazy są przeważnie poprzerastane serycytem , co utrudnia w dużej m ierze dokładne oznaczenie ich składu. Udało się jednak stwierdzić, że reprezentowane są one przez oligoklaz o zawartości 13— 17% anortytu.
Często plagioklazy te mają budowę pasową — zw ykle w takich przypad
kach zarówno ich jądra, jak i obwódki są oligoklazem, z tym że jądro jest przeważnie nieco bogatsze w anortyt od strefy zewnętrznej. Skały zawierające plagioklazy pasowe w ystępują głów nie w strefach zew nętrz
nych om awianego m asywu.
Skalenie potasowe, aczkolwiek powszechne w om awianych skałach, w ystępują w nich zw ykle w niew ielkich ilościach. W ypełniają one w olne przestrzenie pom iędzy bardziej autom orficznym i kryształam i plagiokla
zów. Na stykach plagioklazów i skaleni potasowych często stwierdzano obecność m yrm ekitu, co zdaje się świadczyć o stosunkach reakcyjnych pom iędzy tym i dwoma minerałami. Jednak nie stwierdzono wyraźnego wypierania jednego składnika przez drugi. Często w skaleniach potaso
w ych obserwowano wyraźną kratkę bliźniaczą, nigdy zaś budowę perty- tową. Mikroklin ten bywa w różnym, przeważnie jednak w znacznym stopniu przetkany kaolinem.
Łyszczyki w om aw ianych skałach są nieliczne, notowano tu spora
dycznie m uskowit w postaci całkiem drobnych blaszek oraz drobne, prze
w ażnie w ym ięte blaszki biotytu. Ten ostatni często bywa zastępowany chlor ytem.
Całkiem sporadycznie i tylko w bardzo m ałych ilościach w ystępuje w tych skałach hornblenda zwyczajna. Jest ona w ykształcona w postaci drobnych kryształów pleochroicznych w zielonych barwach.
W postaci pojedynczych ziarn we w szystkich prawie skałach m asywu Char Us Nuur, w ystępuje tytanit, który nierzadko byw a w ykształcony w postaci dużych i całkiem autom orficznych kryształów . Od czasu do czasu notowano również w niektórych tonalitach stosunkowo liczne tlen
ki żelaza, które niekiedy tworzą całkiem prawidłowe kryształy. Niekiedy w leukotonalitach obserwowano pseudom orfozy zbudowane z drobnych ziarnek biotytu, chlorytu i epidotu. Sądząc z pokroju b y ły to pierwotnie amfibole.
A nalizy mikrometryczne, zestawione w tabeli 1, obrazują skład m i
neralny tych skał.
— 622 —
Granitoidy ciemno reprezentowane są przez dioryty i tonality am
fibolowe.
Skały te są bardzo bogate w m inerały ciem ne i tym różnią się zdecy
dowanie od granitoidów poprzednio opisanych. Ich struktura odznacza się średnim, lecz nierównym ziarnem. Duże rozmiary osiągają tu zw łasz
cza niektóre plagioklazy.
Kwarc w ystępuje w tych skałach w bardzo zm iennych ilościach, stąd podział ich na dioryty i tonality. Minerał ten światło w ygasza na ogó1 spokojnie i w ykształcony jest przeważnie w postaci drobnych niepraw id
łow ych ziarn.
Ilościowo dominującymi składnikami są tu plagioklazy (tabela 1 poz.
5, 6), w ykształcone często w postaci praw idłow ych tabliczek. Powszechna jest u nich budowa pasowa, przy czym jądra mają skład andezynu o za
wartości 32f.'u anortytu, obwódki zaś należą do oligoklazu o zawartości 25;’o anortytu. Centralne partie takich plagioklazów byw ają w w ysokim stopniu poprzerastane serycytem , zdecydowanie silniej niż ich obwódki.
Tylko niew ielka ilość plagioklazów om aw ianych skał jest nie dotknięta procesem serycytyzacji. W niektórych strefach om awianego kompleksu plagioklazy zostały zalbityzowane. Proces ten nie jest tu jednak silnie zaakcentowany, a ogranicza się w yłącznie do niew ielkich stref. W ydaje się, iż w strefach takich biotyt bywa aktywniej w ypierany przez chloryt, niż w partiach nie dotkniętych albityzacją.
Am fibole w om awianych skałach są reprezentowane przez hornblendo zwyczajną. Często bywają wykształcone w postaci praw idłow ych krysz
tałów, co dotyczy zwłaszcza osobników m niejszych, prawie nigdy zaś hornblendy wykształconej w postaci dużych ziarn. N iekiedy te małe i autom orficzne amfibole bywają zamykane w postaci wrostków w w ięk szych 2jam ach ksenomorficznej hornblendy. W hornblendzie czasem uw i
dacznia się różnica w odcieniach barwnych pleochroizmu: centralne par
tie takich ziarn mają schemat pleochroiczny: a — jasnozielona, (3, v — ciem nozielone, ich strefy zewnętrzne zaś: a — jasnozielona, (3, y — zielone z niebieskaw ym odcieniem.
Sporadycznym składnikiem om awianych skał jest epidot, który w po
staci drobnych ziarn tworzy wrostki zarówno w plagioklazach, jak w hornblendzie. Jego w tórny charakter zdaje się nie ulegać wątpliwości.
Podobnie jak u skał poprzednio om ówionych dość pospolitym składnikiem diorytów i tonalitów jest tytanit.
Ze w zględu na duże przykrycie osadami czwartorzędu kontakt grani
toidów zachodniego wybrzeża Char Us Nuur, ze skałam i osłony prześle
dzono jedynie na m ałym odcinku w części płn.-w schodniej i płd.-za
chód niej.
W części płn.-wschodniej graniczą one tektonicznie z osłoną wzdłuż strefy m ylonitycznej o przebiegu NNW -SSE. Skały osłony w bezpośred
nim kontakcie ze strefą m ylonityczną zbudowane są z m igm atytów i gra
nitoidów sm użystych. Na zewnątrz om awianego ciała granitoidow ego przechodzą utwory te stopniowo w łupki krystaliczne, a następnie w tufy i tu fity diabazowe kambru środkowego.
W części płd.-zachodniej granitoidy bezkierunkowe kontaktują się z granitoidami smużystyrni. Kontakt jest pierw otny i rysuje rię ostrą granicą o przebiegu południkowym . Granitoidy sm użyste wykazują częste wkładki am fibolitów i wapieni krystalicznych. W kładki te układają się zgodnie ze sm użystością i powtarzają kierunki przylegającej od zachodu serii am fibolitowo-wapiennej o wyraźnych znamionach m igm atytyzacji
R e s u lts of m ic r o m e tr ic a n a ly s e s of th e g r a n ito id s o f t h e K n o b d o H ills re g io n
! 1 2 3 4 5
6 7 8 9 10 U 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 2? 23 24 25 26 27 28 29 30
R w a r c 25,8 31,9 24,9 .4,5 18,3 11,5 23,2 24,8 20,1 35,0 M 2,7 12,2 2.1 26.4 20,2 23,6 37,0 15,1 3,4 23,1 35,5 33,4 3,2 11,9 12,4 14,5 28,5 25,2 2,0 Q u a r tz
S k a le ń p o ta so w y 2,2 9,1 — — 28,8 28,0 16,8 2,6 54,7 39,6 — — - — — 16,4 - 22.5 4.0 — 20,5 16 8 25,5 — 24,8 — — 19,1 — 2,4 K -fe ld s p a x
P la g io k la z 67,0 58,5 47,6 59,6 49,7 58,0 49,0 51,2 23,8 22,3 6 3,7 54,8 69,9 6-1,9 67,4 5 ',9 59,0 31,9 58 S 64,6 31,5 40,8 3f> 9 44,4 56,1 60,3 53,7 49,3 57,7 39,0 P la g io c la s e
B io ty t — 0,5 — — 1,4 1,0 7,0 16,0 1,4 0,9 5.0 10,0 14,6 — — — 13,9 — 18,8 13,6 11,8 — 0,4 3,2 — 19,5 13,9 1,7 10,4 2,5 B io tite
M u s k o w it — — — — - — — i , 2 — 0,6 — — — — 2.1 — — 3.7 — — — — 1,2 1,3 — — — — 0,7 — M u a c o v ite
C h lo ry t 4,7 — - 1,8 13 1,5 — — — — 3,3 2,7 — 6,5 3.5 — — — — 1,0 — 4,6 1,6 1,1 5,6 1,5 1,2 — — 1,5 C h lo rite
A m fib o l — — 25,1 33,1 0,5 — — — — — 22.3 25.1 — 18,9 — — - — 1,9 3,4 11,3 — — 41,2 — 4,3 3,7 1,4 2,0 48,8 A m p h ib o le
E p id o t — — — 0,8 — — 2,6 1,5 — — — — śl. 7 0 — 11,5 1,7 0,8 — 1 6 1,1 2.5 0,3 0,8 0,9 1,0 11,4 — 1,4 1,4 E p id o te
T y t a n i t śl. — 0,4 0,2 — — 0,5 2,4 — — 0,6 0,9 2,1 — 0.6 — 0,8 — 0 5 0,7 — — — — — 0,4 1,0 — 1,0 1,0 T ita n ite
T le n k i F e _ — 1,9 — — — 0,7 — — 1,6 — 3,8 1,2 — — - 1,0 — 1 1 11,9 — — 0,7 4,8 0,7 0.7 — — 1,3 1,0 F e oxideis
A p a ty t śl. — 0,1 — — — 0,2 0,3 — — — — — — — - — — - 0 3 — — — — — — — — 0,3 0,4 A p a tite
G r a n a t 1,1 G a r n e t
Z o iz y t — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — 0,6 — — — Z o iz ite
1—6 — g ran ito id y m asyw u C har Us N u u r; 7—3 — gran ito id y m asyw u TuJatin D edu O ron; 9—12 — g ran ito id y m asyw u A rszan U ła; 19—24 — gran ito id y m asyw u D u u t; 13—18 i 25—30 — granitoidy m asyw u Kobdo.
1—6 gran ito id s of th e K h a r Us N oor m assif; 7—8 g ranitoids of th e T u latin Dedoo m assif; 9—12 granitoids of th e A rsh an Ula m assif; 19—24 gran ito id s of the D oot m assif; 13—18 an d 25—30 gran ito id s of th e K hodbo m assif.
— 623 —
i feldszpatyzacji. Serię tę charakteryzuje obecność skarnów granatowych ze skupieniam i tlenków żelaza i siarczków miedzi. Tworzy ona stopniowe przejścia zarówno do granitoidów sm użystych, jak i do kompleksu osado- wo e fu żywnego kambru środkowego położonego na zachodzie.
W kierunku płd-zachodnim i południowym utw ory budujące osłonę granitoidów bezkierunkowych, a więc granitoidy sm użyste, serie łupków krystalicznych i skały efuzyw no-osadow e z fauną kambru środkowego przykryte są transgresywnie z ostrą niezgodnością kątową utworami za
liczanym i umownie do ordowiku, na których z kolei zalegają również niezgodnie osady syluru udokumentowane fauną brachiopodową (M. D u- m i c z, J. D o n, w przyg.).
Wśród skał ordowiku w ystępują m. in. zlepieńce z licznym i otoczaka- ii skał kambru środkowego, łupków krystalicznych, granitoidów sm u
żystych i granitoidów bezkierunkowych (te ostatnie zdecydowanie prze- wazaj ą).
W części w ewnętrznej omawianego m asyw u granitoidów bezkierun
kow ych uderzają liczne strefy kataklazytów i m ylonitów. Układają się one wt dwa system y. Jeden z nich przebiega NW-SE, drugi zaś tworzy łagodny łuk w ygięty ku E. Spotyka się tu. również często żyły diabazów, lam profirów i porfirów. W jednym przypadku (kota 1713) stwierdzono również tektonicznie zaklinowane w granitoidach piaskowce kwarcowe o spoiwie ilastym wieku ordow ik-sylur (na badanym obszarze istnieje duże podobieństwo pom iędzy skałami dolnych ogniw ordowiku a skałami syluru.
Spotykane w pobliżu intruzji skarny zróżnicowane są petrograficznie na dwa typy: skarny granatowe z licznym i tlenkami żelaza oraz rzadziej spotykane skarny piroksenowo-am fibolowe, zbudowane z naprzem ianle- głych w arstew ek am fibolow ych i piroksenowych. Am fibol ten jest horn- blendą zwyczajną, piroksen zaś augitem diopsydowym . W strefie kon
taktowej om aw ianych granitoidów stwierdzono również pewną albityza- cję Vv7ystępuiących tam amfibolitów. Proces ten przejawił się u nich wzrostem porfiroblastów albitu. N ależy jednak zaznaczyć, że nie b ył on zbyt intensyw ny i nie miał zbyt dużego zasięgu.
M a s y w g r a n i t o i d o w y o b s z a r u A r s z a n U ł a jest mor
fologicznie bardzo urozmaicony. Tworzy on trzy nieduże grzbiety wzno
szące się ostro nad lekko sfalowaną powierzchnię Pogórza Kobdowskiego.
Grzbiety te wykazują urozmaiconą skalistą rzeźbę i oddzielone są od sie
bie doliną Bujant-goł i jej okresowym i dopływam i. Te trzy oddzielne wystąpienia granitoidów łączą się ze sobą pod utworam i aluw ialnym i. Ze względu na duże przykrycie osadami czwartorzędowym i rozprzestrzenie
nie omawianego m asywu określić można tylko w przybliżeniu. Przedsta
wia on nieregularne ciała, w ydłużone w kierunku południkowym , roz
m iarów 15X 7 km.
Główna część m asywu Arszan Uła jest zbudowana ze skał jasnych, nie zaw ierających prawie wcale składników ciemnych. Skały te są przeważ
nie leukogranitam i zw yczajnym i lub leukogranitam i m onzonitow ym i, a w ięc stwierdzono tu w ystępow anie skał tak bogatych w skalenie pota
sow e jak żadne z dotychczas om ówionych. Te leukogranitoidy budują głów nie część centralną om awianego m asyw u. W częściach peryferycz- nych, głów nie zaś w części południow o-wschodniej, w ystępują skały ciem ne, przeważnie tonality, którym nierzadko towarzyszą dioryty.
Leukogranity zwyczajne i m onzonitowe m asyw u Arszan Uła są zbu
dowane niemal w yłącznie ze skaleni z przewagą potasowych i kwarcu,
przy niew ielkim udziale ciem nego łyszczyku. Składem m ineralnym róż
nią się one istotnie od granitoidów dotychczas poznanych, a zbliżone są natom iast do granitoidów tołbonurskiej strefy dyslokacyjnej opisanych pod nazwą alaskitów (J. D o n et a 1., 1968). Struktura tych skał jest w przybliżeniu równoziarnista, przy średnicach poszczególnych skład
ników rzędu 2— 5 mm. W ykształcenie ziarn jest przeważnie ksenom or- ficzne, z w yjątkiem .niektórych listew ek plagioklazów. Kwarc jest tu w ykształcony w postaci dużych i czystych ziarn o lekko falistym w yga
szaniu światła.
Wśród skaleni dominują przeważnie ilościowo skalenie potasowe, zw ykle o widocznej kratce bliźniaczej. M inerały te byw ają w różnym stopniu poprzerastane kaolinem. W niektórych mikroklinach obserwo
wano cienkie sznureczki przerostów pertytow ych, nigdy zaś struktur gru- bopertytowych. Skalenie potasow e zawierają tu niekiedy wrostki pla
gioklazów, i to często o zarysach zbliżonych do prawidłowych. Plagio
klazy, przeważnie w w ysokim stopniu poprzerastane serycytem , tw orzą dość często tabliczki o zarysach zbliżonych do praw idłow ych. M inerały te reprezentowane są przez zasadowy oligoklaz lub kw aśny andezyn. Z łysz- czyków w ystępuje tu tylko biotyt, m uskowit zaś jest przeważnie nieobec
n y lub notow any w całkiem śladowych ilościach. B iotyt om awianych skał charakteryzuje pleochroizm: a — jasnoibrązowa, fi, y — brunatna, i bywa często im pregnowany drobnym i tlenkam i żelaza. N iekiedy jest on w y pierany przez chloryt. Omawiane skały zawierają często duże i automor- ficzne kryształy tytanitu.
W partiach brzeżnych om awianej intruzji stwierdzono obecność to nalitów i diorytów hornblendowych w ykazujących powszechną, lecz słabo zaznaczoną sm użystość. Skały te są zbudowane głów nie z plagio
klazów i amfiboli, ze znacznie m niejszym udziałem biotytu i kwarcu.
Tekstura tych skał jest całkiem bezładna, ich struktura zaś hipautom or- fowo-ziarnista. Znaczna bowiem część plagioklazów tw orzy listew k i o pra
w idłow o rozw iniętych ścianach. Niektóre ziarna am fiboli mają również prawidłowe zarysy, a zwłaszcza ich przekroje poprzeczne.
Plagioklazy tych skał są reprezentowane głów nie przez andezyn i o li
goklaz z częstą budową pasową. Zawsze bogatsze w anortyt są partie w ewnętrzne plagioklazów pasowych. N ależy jednak zaznaczyć, że różnice zawartości anortytu w jądrze i obwódce takiego ziarna są niew ielkie, zw ykle rzędu 2— 4% anortytu. Znacznie silniej bywają poprzerastane se
rycytem części środkowe takich ziarn niż strefy zewnętrzne.
A m fibole w ystępują tu przeważnie w postaci dość drobnych ziarn, tylko rzadko o średnicach w iększych od 0,5 mm. Są one reprezentowane przez hornblendę zwyczajną o pleochroizm ie w soczystozielonych bar
wach.
Kwarc byw a tu notowany w różnych ilościach. N iekiedy w ystępuje tylko w postaci drobnych ziarn w ypełniających intersticja pom iędzy w iększym i osobnikami plagioklazów i hornblendy, w innych zaś skałach notowano go i w poistaci dużych ziarn spokojnie w ygaszających św iatło.
B iotyt o pleochroizm ie a — jasnobrązowa, |3, y — brunatna tw orzy często stosunkowo duże i dość prawidłowe blaszki. Bywa on niekiedy w ypierany przez chloryt. Nielicznym , lecz pow szechnym składnikiem tych skał jest tytanit często w postaci dużych i autom orficznych kryształów .
Kontakt om ów ionych granitoidów z utworam i ościennym i od słonięty jest w części płd.-zachodniej, płn.-zachodniej i wschodniej. Pozostały ob
szar graniczny przykrywa płaszcz utworów czwartorzędowych.
