Территория Западного Забайкалья и прилегающих районов Монголии, со-ставляющая более 800 тыс. км2, уникальна по масштабам распространения и разно-образию гранитоидов, которые занимают около 70% всей площади. Особое место в этом многообразии принадлежит позднепалеозойским гранитоидам, которые объе-динены в несколько интрузивных комплексов. Продолжительность позднепалеозойского магматического цикла по результатам U-Pb датирования цирконов, составляет 55-60 млн. лет, от 330до 275 лет назад [Цыганков, 2010]. На раннем этапе (310-275 млн. л.н.) происходило внедрение высокалиевых известково-щелочных гранитов, слагающих крупный Ангаро-Витимский батолит площадью свыше 150 тыс. км2 . На более поздних этапах имело место полное или значительное перекрытие во времени формирования геохимически различных магматических комплексов. В частности в интервале от 305 до 285 млн. лет назад происходило внедрение известково-щелочных гранитоидов с пониженной кремнекислотностью (чивыркуйский ком-плекс кварцевых монцонитов, гранодиоритов) и переходных от известково-щелочных к субщелочным гранитам и кварцевым сиенитам (зазинский комплекс). На следущем этапе в интервале 285-278 млн. лет формировались породы шошонито-вой серии (сиениты, монцониты, обогащенные калием габброиды нижнеселенгинского компелекса), а за ними со значительным перекрытием (281-278 млн. лет) – раннекуналейский комплекс щелочных и щелочно-полевошпатовых сиенитов и гра-нитов [Цыганков, 2010].
Среди разнообразных включений в интрузивных гранитоидных образованиях особый интерес представляют мелкозернистые мелнократовые шлировидные вклю-чения с магматическими структурами. Данные включения рассматривались под об-щим названием “автолиты ” [Holland T.H., 1900]. В литературе по ним накопилось значительное количество данных, но по поводу их генезиса существуют самые раз-нообразные гипотезы. Чаще всего такие включения рассматриваются в качестве ксе-нолитов вмещающих пород, вместе с тем, это могут быть и фрагменты субстрата из которого выплавлялись кислые магмы, могут быть и продукты ранней кристаллизации того же самого расплава, и наконец это могут быть диспиргированные “капли” раскристаллизованного базитового расплава.
Прекрасным объектом для изучения включений является Улекчинский гра-нитоидный плутон, в котором представлены включения различных генетических типов, плутон расположен в левобережье р. Джида (Юго-Западное Забайкалье), общая его площадь составляет не менее 13000 км2 [1]. Массив, является одним из наиболее сложных и интересных в геологическом отношении магматических образований зазинского интрузивного комплекса. По результатам Rb-Sr датирования возраст мас-сива составляет 292±12 млн. лет, при Isr 0,7050±0,0004 (MSWD=2.6) [Литвиновский, 1999].
Нами, датирование рассматриваемых пород осуществлялось локальным U-Pb методом, по цирконам (SHRIMP-RG, Стэндфордский Университет, США, определения выполнены О.В. Удоратиной), отобранным из биотитовых гранитов Улекчинского массива. Среди цирконов преобладают полупрозрачные и желтовато-розовые кристаллы с тонкой магматической зональностью. Содержание U изменяется от 102 до 1222 г/т, Th/U от 0,53 до 0,94, что характерно для цирконов магматического гене-зиса. Аналитические точки конкорданты в пределах эллипса ошибок, однако, 4 из 10 точек дают несколько омоложенные возраста. Исключая наиболее молодой результат, конкордантный возраст по 4 точкам составляет 298,6 ± 1,8 млн. лет, что в преде-лах ошибки измерения согласуется с полученными ранее Rb-Sr данными, что под-тверждает принадлежность данного массива к зазинскому интрузивному комплексу.
Улекчинский массив сложен преимущественно мелкозернистыми биотито-выми гранитами (II фаза), в подчиненном количестве присутствуют сиениты и кварцевые сиениты (I фаза). В целом породы массива включают в себя массивные и пор-фировидные разности пород, в которых содержание SiO2 варьирует в диапазоне 57-67 мас. % (сиениты) и 69-77 мас.% (граниты), при концентрация K2O - 4-6 мас. %, что соответствует высококалиевой известково-щелочной серии. Высокая калиевая щелочность сопровождается повышенными концентрациями Rb (около 100 г/т) и Sr (в среднем около300 г/т). На диаграмме (Na+K)/Al-SiO2 составы рассматриваемых пород попадают в поля известко-щелочной и щелочной серии. По минеральному со-ставу, описываемые породы, отвечают нормальным гранитам и сиенитам. Распреде-ление редкоземельных элементов в гранитоидах характеризуется резким обогащени-ем LREE относительно HREE, отношение (La/Yb)n=17-22 (для сиенитов) и (La/Yb)n=7-16 для гранитов. Также гранитоиды характеризуются высокими значе-ниями индикаторных геохимических отношений La/Nb (1,8-2,8), La/Ta (21-56), Th/Ce (0,1-0,5), Th/Ta (11,1-58,0).
Меланократовые включения обнаружены как в гранитах, так и в кварцевых сиенитах, вместе с тем, включения наиболее характерны для сиенитов первой фазы, рас-пространение их крайне неравномерное, от единичных включений на многие десят-ки или даже сотни квадратных метров, до скоплений, где их количество может со-ставлять несколько штук на 1м2, где они могут несколько варьировать по зернисто-сти и меланократовости. Форма включений самая разнообразная, преобладают ок-руглые включения сферической формы, хотя встречаются удлиненные или упло-щенные включения до 30-40 см. в длину, в среднем размеры включений варьируют от 10-20 см в поперечнике до микровключений распознаваемых только под микро-скопом. Характер контактов с гранитоидами в большинстве случаев резкий, хотя встречаются включения, имеющие пламевидные контакты с вмещающими порода-ми. Многие шлировидные включения имеют порфировидную структуру. Роль пор-фировых выделений обычно играет плагиоклаз, реже роговая обманка.
Все изученные нами включения можно разделить на две большие группы.
- Первая группа – ксеногенные включения, т.е. обломки в различной степени переработанных метаморфических (сланцы) и метасоматических (скарноиды) пород, вмещающих гранитоиды. При весьма различных размерах, они как правило имеют угловатые очертания и нередко реликты первичных структур, в связи с чем их ксе-ногенная природа не вызывает сомнений.
- Вторая группа – шлировидные включения (амфибол-биотит-плагиоклазовые породы), не имеющих аналогов среди вмещающих гранитоиды отложений, и в срав-нении с гранитоидами характеризующиеся более мелкозернистым строением и более меланократовым составом, которые в количественном отношении резко преобладают, относительно включений первой группы.
Биотитовые сланцы – это мелкозернистые, темно-серые почти черные породы со сланцеватой структурой. Сланцы состоят из переменных количеств биотита, пла-гиоклаза, калиевого полевого шпата. Состав плагиоклаза в сланцах варьирует от альбита до битовнита (79,7% An), но в основном преобладают плагиоклазы олигоклаз-андезинового состава. Химический состав биотита отвечает изоморфному ряду истонит-сидерофиллит. Биотит резко отличается от биотита второй группы включений максимальным содержанием Al2O3 (21 мас.%), против 11 мас.%, при железистости 53-57%. Набор акцессорных минералов - апатит, магнетит, ильменит, ортит, шпинель и редкие зерна циркона также отличается от включений второй группы. В апатите отмечаются более низкое содержание фтора (до 4%), полное отсутствие хлора. В ильмените отмечаются примеси Zn – до 2 мас.% и Mn до 7-8 мас.%. Шпинель (Al2O3-55,5%, FeO – 36,6%) заполняет многочисленные мелкие (от 20-30 до 100 мк) интерстиции между зернами магнетита и ильменита, в ней отмечается высокое со-держание цинка (4,5 мас.%), а также примеси магния и марганца.
Пироксен-волластонитовые скарны – тонко- мелкозернистые породы серого цвета, с гранобластовой структурой и массивной текстурой, состоящие из плагиок-лаза (45%), пироксена (25-30%), воллостанита (30-25%) и акцессорных минералов. Пироксены относятся к изоморфному ряду диопсид-геденбергит (En24Fs25Wo50). Волластонит в основном присутствует в виде включений в пироксене или образует неправильные или мелкотаблитчатые кристаллы размером не более 0,1 мм. Акцес-сорные минералы - апатит, титанит, циркон, гранат, среди которых наиболее распро-страненными являются титанит и апатит. Гранаты относятся к альмандин-андрадит-гроссуляровому ряду, при этом содержание основных компонентов входящих в их состав варьирует очень широко: Alm 0-23.7, And 3-60, Gross 29-96.
Основными породообразующими минералами включений второй группы является плагиоклаз, биотит, амфибол, к которым иногда добавляется кварц (от единичных зерен до 5-10%). Состав включений варьирует от кварцевых монцонитов до гранодиоритов (54 -67 мас. % SiO2, 5, 2 -10,3 мас.% суммы щелочей). Состав плагиоклаза в рассматриваемых породах меняется от альбита до олигоклаза (31% An), в единичном случае встречается плагиоклаз битовнитовго состава (80% An). Калиш-пат характеризуются повышенным содержанием бария до 3,3 мас.%. Биотит в рас-сматриваемых породах принадлежит изоморфному ряду флогопитаннит. В некото-рых случаях биотит замещается хлоритом и характеризуется практически полным отсутствием фтора, лишь в единичных случаях содержание фтора доходит до 2,5% . Амфибол образует кристаллы изометричной формы, и представлен ферроэдэнитом. Наиболее распространенными акцессорными минералами являются титанит, апатит и циркон, также встречаются ортит, магнетит, единичные зерна шеелита и монацита. Апатит проявлен в виде двух генераций, а именно: редких короткотаблитчатых кристаллов, приуроченных к вкрапленникам амфибола и биотита, и множества мелких длинностолбчатых кристаллв, в основном среди выделений калиевого полевого шпата, и характеризуется повышенным содержанием фтора до 6 мас. %, и низким содержанием хлора, а также высокими концентрациями Ce (до 2 мас.%) и Nd (1,15 мас.%). В шеелите отмечаются примеси молибдена до 2%.
Таким образом, анализ геохимических и минералогических особенностей включений подтверждает наличие двух генетических типов меланократовых включений: ксеногенные и амфибол-биотит-плагиоклазовые породы, последние, скорее всего, имеют магматическое происхождение - mafic magmatic enclaves [Barbarin B., 2005], так как без сомнения обладают целым рядом их важнейших свойств, и прежде всего: наличием зональных кристаллов плагиоклаза; высоким идиоморфизмом вкра-пленников минералов; проявление в породах типично магматических гипидиоморфнозернистых структур. Можно сделать вывод, что данные включения, могут представлять продукты кристаллизации базитового расплава, внедрившегося в виде небольших диспергированных порций в интрузивную камеру, заполненную кремнекислым расплавом.
Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ-Сибирь (0805-98017), Интеграционного проекта СО РАН №37 и Лаврентьевского конкурса молодежных проектов СО РАН.
Литература:
1) Литвиновский Б.А. и др. Новые Rb-Sr данные о возрасте позднепалеозой-ских гранитоидов Западного Забайкалья // Геология и геофизика. 1999. т.40. № 5. С. 694-702.
2) Цыганков А.А., Литвиновский Б.А., Джань Б.М. и др. Последовательность магматических событий на позднепалеозойском этапе магматизма Забайкалья (ре-зультаты U-Pb изотопного датирования). Геология и геофизика, 2010. т.51. № 9. С. 972-994.
3) Barbarin B. Mafic magmatic enclaves and mafic rocks associated with some granitoids of the central Sierra Nevada batholith, California: nature, origin, and relations wiyh the hosts // Litnos. 2005. P. 155-177.
4) Holland N.H. The charnockite series. A group of Archean hyperstenic rocks in Peninsular India // Geol. Surv. India. 1900. V. 28.
| Файл с полным текстом: | Хромов.doc |