ГЕОХИМИЯ, 2003, № 4, с. 408-424
ГЕОХИМИЯ, ИЗОТОПНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ЧЕРТЫ ВЕРХНЕУНДИНСКОГО ГРАНИТОИДНОГО БАТОЛИТА
(ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
© 2003 г. В. Д. Козлов, С. В. Ефремов, С. И. Дриль, Г. П. Сандимирова
Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН 664033 Иркутск, ул. Фаворского, 1а, e-mail: esv@igc.irk.ru Поступила после доработки 22.01.2002 г.
Проведено подробное геолого-геохимическое изучение гранитоидов Верхнеундинского батолита, представляющего наиболее крупную интрузивную систему позднепалеозойского ундинского комплекса, преобладающего по распространенности среди разновозрастных гранитоидов на территории Восточно-Забайкальского государственного геологического полигона. Получены представительная петрохимическая и расширенная редкоэлементная характеристики гранитоидов батолита, представляющих разновидность известково-щелочной серии повышенной щелочности, обусловленной повышенными относительно кларкового уровня содержаниями натрия при околокларко-вых содержаниях калия. Доминирующие в составе батолита амфибол-биотитовые гранитоиды главной интрузивной фазы по химизму представляют субщелочные разновидности пород кварцево-диоритового-гранодиоритового состава, а подчиненные гранитные дифференциаты батолита также представлены субщелочными разновидностями. По данным изотопно-геохронологических K-Ar и Rb-Sr определений возраст гранитоидов главной фазы соответствует средней-верхней перми (275-250 млн. лет), а локальные тела гранитов-лейкогранитов заключительной фазы датируются нижней юрой (~200 млн. лет). Значения первичных 87Sr/86Sr отношений (0.7077-0.7098) соответствуют существенно коровому источнику исходных расплавов батолита. Установлено, что при повышенной щелочности, гранитоиды батолита характеризуются стабильно пониженными относительно кларкового уровня концентрациями когерентных сидерофильных и некогерентных гранито-фильных редких элементов, а также редких земель. Среди последних особенно проявлен дефицит тяжелых лантаноидов. Повышенные значения Eu/Eu* отношения и практическое отсутствие Eu-ми-нимума в редкоземельном спектре фиксируют слабую степень дифференцированности гранитоидов батолита. Доказана принадлежность к ундинскому комплексу газимурских кварцевых диоритов-то-налитов внешней, периферической зоны батолита, относившихся к нижнему палеозою. Показано, что гранитоиды батолита обнаруживают сходство с тоналит-гранодиорит-трондьемитовыми ассоциациями батолитов конвергентных геологических границ. Формирование исходных расплавов батолита, по всей вероятности, было связано с парциальным плавлением метабазитовых пород нижнего уровня земной коры.
Верхнеундинский батолитовый массив представляет наиболее крупную интрузивную систему ундинского позднепалеозойского гранитоидного комплекса Аргунской структурно-формационной зоны Восточного Забайкалья (рис. 1). По площади распространения (~16000 км2) гранитоиды комплекса доминируют среди разновозрастных гранитоидных образований (всего 31000 км2) Аргунской зоны, территория которой (75000 км2) отнесена к Восточно-Забайкальскому Государственному геологическому полигону (ГГП). Само по себе положение ундинского комплекса в пределах ГГП определяет необходимость решения фундаментальной задачи получения по гранитои-дам комплекса представительной петролого-гео-химической, геохронологической и генетической характеристики, соответствующей современному уровню геологических знаний.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ФАЗОВО-ФАЦИАЛЬНЫЕ РАЗНОВИДНОСТИ ГРАНИТОИДОВ ВЕРХНЕУНДИНСКОГО БАТОЛИТА
Гранитоиды ундинского комплекса формируют в бассейнах верхнего течения р. Унда и среднего - р. Газимур наиболее крупный в Восточном Забайкалье батолитовый вал. Его общая протяженность от правобережья р. Онон на ЮЗ (Шун-дуинский массив) до левобережья р. Газимур в среднем течении на СВ составляет 250 км при ширине массива в 30-50 км (рис. 1). Центральная часть этой громадной интрузии получила название Верхнеундинского батолита (~7000 км2 [1]), протягивающегося на 150 км в СВ направлении от правобережья р. Талангуй на ЮЗ до р. Газимур на СВ (рис. 2).
Рис. 1. Распространенность гранитоидов ундинского позднепалеозойского комплекса на территории Восточного Забайкалья.
1 - тоналиты (газимурские), 2 - гранодиориты; 3 - границы структурно-формационных зон Восточного Забайкалья; 4 - государственная граница России с Монголией и Китаем. Цифрами в кружках обозначены крупные массивы: 1 -Верхнеундинский с Курюмдиканским (1а), 2 - Шундуинский, 3 - Калганский, 4 - Кличкинский.
Согласно современным представлениям, вмещающими породами батолита являются биотито-вые, двуслюдяные вплоть до мусковитовых, грани-то- и мигматито-гнейсы, а также кристаллические сланцы нижнего протерозоя. Контакты батолита с этими породами интрузивные или тектонические. Значительные участки протерозойских гнейсов развиты вдоль СВ границы батолита (рис. 2). На ЮВ по правобережью р. Газимур, гранитоиды батолита очевидно контактируют с нижнепалеозойскими гранито-гнейсами протяженного Куто-марского вала ССВ простирания. По периферии батолита, а также в его пределах выделяются крупные и мелкие блоки (останцы кровли) оса-дочно-метаморфических пород, представленных глинистыми и кварцево-слюдистыми сланцами, с прослоями кварцитов, известняков, конгломератов, гравелитов. Эти породы вдоль ЮВ границы батолита и на западе (левобережье р. Талангуй) датированы кембрием, а в пределах ЮЗ части батолита (верховье р. Унда) участки песчано-слан-цевых пород отнесены к газимурской свите нижнего карбона (рис. 2).
Батолит в большей своей части, - вдоль ЮВ границы, в области ЮЗ замыкания и на севере, - перекрыт вулканогенно-осадочными породами 11-12 мезозойских депрессий, с локальными участками пород К1.
Строение батолита существенно осложнено мезозойским интрузивным магматизмом. В ЮЗ части гранитоиды батолита прорваны многочисленными крупными и мелкими интрузиями мон-цонит-граносиенит-гранодиоритового состава шах-таминского (186-157 млн. лет, массивы №№ 7, 8, 9, рис. 2) и акатуевского (159 млн. лет) [2] средне-верхнеюрских комплексов; на СВ гранитоиды батолита также прорваны крупными интрузиями шахтаминского и лейкогранитного кукульбей-ского (146-135 млн. лет) комплексов. Наконец, в ЮЗ части гранитоиды батолита интрудированы многочисленными мелкими дайкообразными телами и штоками гранодиорит-, гранит-порфиров, кварцевых порфиров т. наз. позднешахтаминско-го (в настоящее время, годойского) комплекса (159-148 млн. лет [3, 4]).
Верхнеундинский батолит характеризуется сложным фазово-фациальным строением [1]. Его фор-
1 2 3
6 С X X X 7 + + + + + + + + 8 + + + + + 4 + + + + + 4
* * 11 + + + + + + + + + + 12 У 13 ©
Рис. 2. Геологическая схема Верхнеундинского массива (по [1], с уточнениями по Геологической карте Читинской области м-ба 1 : 1000000, под редакцией И.Г. Рутштейна и В.В. Старченко, 1976).
1 - аллювиальные отложения, 2 - вулканогенно-осадочные породы М7, 3 - интрузивные образования ^2-^3, 4 - осадоч-но-метаморфические образования Р7, 5 - кристаллические сланцы и гранито-гнейсы Р^, 6 - габбро и габбродиориты Р7; 7-12 - гранитоиды Верхнеундинского батолита; 7-9 - гранитоиды главной интрузивной фазы (ГФ): 7 - тоналиты газимурской фации (ГФ1а), 8 - гранодиориты роговообманково-биотитовые верхнеундинской, акатуевской и онон-борзинской фаций (ГФ1б-1г), 9 - гранодиориты и граниты биотитовые Курюмдиканского массива (ГФ2); 10-11 - граниты и лейкограниты заключительной фазы (ЗФ): 10 - граниты глубинные (ЗФ1), 11 - лейкограниты апикальные (ЗФ2); 12 - граниты и лейкограниты мелко-среднезернистые фазы дополнительных интрузий (ФДИ); 13 - зоны глубинных разломов; 14 - отдельные участки и массивы (см. текст).
мированию предшествовали интрузии основного, габброидного, состава, остатки которых фиксируются в отдельных участках в виде сателлитов по периферии батолита (частично показаны вне масштаба в его СЗ части). Все они интенсивно гранитизированы и представлены гибридными амфибол-биотитовыми, частью с реликтами пироксена, породами габбро, габбро-диоритового и диоритового состава нормальной щелочности. Ранее [1] они условно были отнесены к 1 интрузивной фазе, которую правильнее определить
как раннюю (РФ), предварявшую формирование батолита.
В составе батолита по распространению доминируют гранитоиды, объединяемые в главную интрузивную фазу (ГФ), представленную несколькими разновидностями, интерпретируемыми, при очень плохой обнаженности, как фаци-альные. Внешнюю, эндоконтактовую зону батолита в его СВ половине (бассейны рр. Газимур и Туров, рис. 2) формируют роговообманково-био-титовые крупнозернистые газимурские кварце-
ГЕОХИМИЯ, ИЗОТОПНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ЧЕРТЫ Таблица 1. Концентрации ЯЪ, Бг и изотопный состав стронция в гранитоидах Верхнеундинского батолита
Проба Состав [ЯЪ], мкг/г [Бг], мкг/г 87ЯЪ/868г 878г/868г +/-2о
Газимурские тоналиты, ГФ1а Верхнеундинского батолита
КМ-13 Гранодиорит 141 411 0.997 0.71209 0.00013
КМ-13 Биотит 625 17 113.1 1.1351 0.0027
КМ-49 Диорит 103 533 0.5624 0.71034 0.00019
КМ-49 Биотит 504 10 147.9 1.2648 0.0006
Верхнеундинские гранодиориты ГФ1б Верхнеундинского батолита
КМ-40 Гранодиорит 132 610 0.6286 0.71029 0.00012
КМ-40 Биотит 793 34 68.9 0.94959 0.00015
КМ-43 Гранодиорит 152 422 1.041 0.71168 0.00018
КМ-43 Биотит 752 20 111.6 1.1071 0.0002
КМ-44 Гранодиорит 135 341 1.15 0.71224 0.00018
КС-131 Гранодиорит 140 509 0.796 0.71079 0.00009
Граниты ГФ2 Курюмдиканского массива Верхнеундинского батолита
КМ-8 Гранит 110 578 0.5979 0.7121 0.00013
КМ-8 Калиевый полевой шпат 295 685 1.247 0.71465 0.00019
КС-122 Гранит 137 548 0.726 0.71264 0.00017
КС-122 Калиевый полевой шпат 308 609 1.472 0.71554 0.0002
Примечание. Аналитики: Банковская Э.В., Лелюхина Л.С.
вые диориты-гранодиориты, которые правильнее именовать тоналитами (ГФ1а, табл. 2, № 1). На Геологической карте Читинской области 1 : 1000000 (1976) они были отнесены к нижнему палеозою. Ранее геохимическими и геохронологическими К/Аг исследованиями [1] были показаны их вероятный позднепалеозойский в
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.