Кварц в породе распределен в основном равномерно, некоторые зерна раздроблены. По границам зерен развивается гематит, образуя каемки.

Кианит наблюдается в виде бесцветных удлиненно-призматических кристаллов, иногда с голубоватым оттенком, а также в виде сноповидных радиально-лучистых агрегатов (рис. 16). Размеры зерен колеблются в широких пределах от 0,05×0,1 до 0,7×25 мм. Характерна резкая шагреневая поверхность. Зерна кианита не ориентированы, некоторые раздроблены. Угасание косое, на плоскости (100) угасание достигает 30°. Отчетливо развиты две системы спайности: одна совершенная по (100) и вторая по (010). В зернах кианита наблюдаются включения кварца, размер которых достигает до 0,2 мм. Также имеются включения рутила, ксенотима и монацита размером до 0,05 мм. Включения составляют около 5%.

Магнетит наблюдается в породе в виде непрозрачных октаэдров, изометричных зерен размером до 1,5 мм и в виде пылеватого агрегата. Зерна магнетита образуют скопления в кварцевой основной массе породы, а также представлены в виде включений кварца (рис. 17).

Гематит представлен пластинками рыжего цвета размером до 0,3 мм, которые развиваются равномерно в породе, как по трещинам спайности кианита, так и по промежуткам между зернами кварца. Пластинки гематита в породе также образуют крупные скопления с магнетитом размером до 1,5 мм.

Мусковит образует тонкие пластинки размером до 0,1 мм в длину, которые развиваются по кварцевым зернам неравномерно в породе. В шлифах достаточно отчетливо наблюдается замещение агрегатных чешуек биотита мусковитом и последующая хлоритизация того и другого минерала. Данный биотит-хлоритовый агрегат заполняет отдельные промежутки между кианитовыми зернами.

Рутил представлен удлиненно-призматическими кристаллами, также изометричными зернами бурого цвета размером 0,01-0,15 мм. В породе наблюдаются коленчатые двойники рутила по граням дипирамиды (101), (011). Отдельные зерна рутила непрозрачны, и только края просвечивают рыжим оттенком. Интерференционная окраска высшего порядка, окраска минерала не изменяется. Характерен высокий рельеф и большая сила двойного лучепреломления. Рутил находится как в виде включений в кристаллах кианита, так и в основной кварцевой массе.

Циркон наблюдается в породе в виде желтоватых короткостолбчатых кристаллов размером до 0,1 мм с пирамидальными ограничениями с обоих концов (шлиф № Б2, Б19-1, Б19-2, Б91, Б92). Угасание прямое. Высокие цвета интерференции третьего и четвертого порядка. Циркон наблюдается в кристаллах кианита и в зернах кварца.

Апатит представлен бесцветными удлиненными зернами размером до 0,05 мм. Минерал наблюдается в кварцевой массе породы (Б19-1, Б19-2, Б91, Б92).

Монацит представлен в виде табличек слабо окрашенных в бурый цвет. В сечениях дают прямоугольные разрезы с пирамидальными с обоих концов ограничениями. Размер зерен достигает до 0,03 мм. Встречен монацит в кварце и в виде включений в кианите (шлифы Б19-1, Б19-2, Б91, Б92).

Ксенотим образует длиннопризматические зерна желтоватого цвета с пирамидальными ограничениями с обоих концов, размер зерен достигает до 0,05 мм. От монацита отличается прямым погасанием. Зерна ксенотима наблюдаются в кристаллах кианита (шлиф № Б2) (рис. 18).

Касситерит представлен в виде пирамидальных, короткопризматических кристаллов и округлых зерен размером до 0,05 мм. Встречаются коленчатые двойники размером до 0,04 мм. Цвет минерала буроватый, иногда наблюдается зональная окраска зерен. Встречен касситерит в кварцевых зернах (шлифы № Б91, Б92).

Таким образом, кианитовые кварциты отличаются от мусковит-кианитовых сланцев по количественно-минералогическому составу. В составе кианитовых кварцитов преобладает кварц.

4.2 Фациальная принадлежность кианитсодержащих пород Борисовских сопок

По минеральному составу мусковит-кианитовых сланцев Борисовских сопок породы можно отнести к амфиболитовой фации регионального метаморфизма (рис. 19), андалузит-кианит-ставролитовой субфации (рис. 20).

Исходными породами, подвергшиеся метаморфизму, мусковит-кианитовых сланцев являются пелиты (табл. 5). В богатых глиноземом слюдяных сланцах образуются полиморфные модификации Al2SiO5 – андалузит, силлиманит и кианит, определяющие их фации глубинности.

Рис. 19. Фации метаморфических пород по Эскола.

Таблица 5

Классификация метаморфических образований по сотаву исходных пород, подвергшихся метаморфизму (по Маракушеву А.А., 2001)

Рис. 20. Положение мусковит-кианитовых сланцев на диаграмме Al2O3-K2O-FeO*

На фациальной диаграмме (рис. 21) примерно определены Р-Т условия образования кианит-мусковитовых сланцев (Т – 420-580°С, Р – 4-8 кбар). Отнесение мусковит-кианитовых сланцев Борисовских сопок к андалузит-кианит-ставролитовой субфации позволяет отсутствие силлиманита, для которого температура образования значительно выше кианита. Это хорошо видно на диаграмме, где поле распространения кианит-мусковитовых сланцев попадает в данные Р-Т условия.

Рис. 21. Минеральные фации метапелитов (по Маракушеву А.А., 2001)

Кварциты – метаморфические горные породы, слагающиеся преимущественно кварцем, содержание которого достигает почти 100% в мономинеральных разновидностях. К исходным породам, преобразующиеся в процессе метаморфизма в кварциты, относятся терригеннные отложения (кварцевые пески и песчаники). С уменьшением кремнезема в кварцитах обычно возрастает содержание глинозема, щелочей и титана. При избытке глинозема образуются такие минералы как кианит, силлиманит, ставролит (Маракушев, 2005). Кианитовые кварциты Борисовских сопок имеют метасоматическое происхождение. Кианит метасоматический развивается в тектонически ослабленных зонах с образованием отчетливой метасоматической зональности, которая не зависит от состава и уровня метаморфизма исходных пород. Во внешней зоне колонки обычно развиты метасоматиты мусковит-кварцевого состава, которые постепенно переходят в мусковит-кианитовые (силлиманитовые), а затем в кианитовые кварциты нередко с силлиманитом, что свидетельствует о давлении не ниже 6 кбар и температурах выше 650 ºС. Во внутренней (центральной) зоне нередко образуются мономинеральные кварциты, сложенные грануломорфным кварцем. Эти данные с учетом сведений, полученных при экспериментальных исследованиях (Жариков и др., 1972; Althaus, 1967 и др.), позволяют рассматривать развитие кианитовых кварцитов как процесс кислотного выщелачивания в шовных зонах (Огородников, 2004).