ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2010, том 430, № 5, с. 658-661
= ГЕОЛОГИЯ
УДК 550.42+551.0
ПЕРВЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ 40Aг/39Aг-ДАТИРОВАНИЯ МАЛХАНСКОЙ ГРАНИТНО-ПЕГМАТИТОВОЙ СИСТЕМЫ: ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ © 2010 г. В. Е. Загорский, И. С. Перетяжко
Представлено академиком М.И. Кузьминым 06.04.2009 г. Поступило 13.05.2009 г.
Малханская гранитно-пегматитовая система в Центральном Забайкалье объединяет два гранитных массива и расположенное между ними одноименное поле миароловых пегматитов, являющихся одним из крупнейших источников благородного турмалина в Евразии. Геологическое строение, геохимия и минералогия гранитов и пегматитов района детально охарактеризованы ранее [1—4 и др.]. Однако отсутствие возрастных данных не позволяло корректно интерпретировать геодинамическую позицию гранитно-пегматитовой системы. Настоящей работой преследуется цель восполнить этот пробел на основе впервые полученных для гранитов и пегматитов 40Лг/39Лг-датировок.
Исследуемый район расположен на южных склонах Малханского хребта, в юго-западной части Малхано-Яблоновой (Малханской) структур-но-формационной зоны каледонской складчатости, которая пространственно совпадает с северозападной краевой частью зонального мезозойского магматического ареала с Хентей-Даурским батолитовым ядром в центре и рифтовыми зонами по его периферии [5], точнее — с Тугнуйско-Хилокским сектором Западно-Забайкальской рифтовой области [6]. Район исследований представляет собой поднятие, ограниченное с север-северо-запада и юг-юго-востока соответственно Хилокским и Чикойским глубинными разломами, вдоль которых в мезозое (К1) сформировались одноименные рифтогенные впадины. В пределах поднятия выделено несколько крупных антиклинальных и синклинальных структур. Малханское поле приурочено к одноименной антиклинали и расположено непосредственно вблизи ее юго-восточной границы с Чикойской депрессией (впадиной), в районе сочленения субширотного Чикой-ского глубинного разлома с примыкающей к
Институт геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской Академии наук, Иркутск
нему с юга Черемхово-Ясытайской зоной разломов северо-западного простирания [7].
В геологическом строении Малханского поля (рис. 1) участвуют параметаморфические образования малханской серии верхнего протерозоя, нижнепалеозойский малханский комплекс орто-пород, мезозойские гранитоиды и пегматиты. Малханская серия представлена в основном ам-фиболовыми, амфибол-биотитовыми и биотитовыми, как правило, полосчатыми сланцами ам-фиболитовой фации метаморфизма. Эти породы прослеживаются в виде субширотной полосы, имеющей, в основном, тектонические контакты с нижнемеловыми конгломератами Чикойской депрессии, и прорываются интрузивными образованиями малханского комплекса, также метамор-физованными в условиях амфиболитовой фации. Малханский комплекс представлен метагабброида-ми (амфиболитами), амфиболовыми метадиорита-ми, амфибол-биотитовыми кварцевыми метадио-ритами—гранодиоритами, амфибол-биотитовыми и биотитовыми гнейсо-гранитами. Породы малхан-ской серии и малханского комплекса прорываются мезозойскими гранитами крупного Большеречен-ского и расположенного в 2.5—4 км юго-западнее его более мелкого (7 х 5 км) Орешного массивов, а также многочисленными пегматитами. Оба массива сложены в основном субщелочными, в меньшей степени известково-щелочными пор-фировидными биотитовыми гранитами. Лишь небольшая юго-восточная часть Большеречен-ского массива представлена субщелочными биотитовыми лейкогранитами, а в северной части Орешного массива выделяется краевая зона субщелочных двуслюдяных лейкогранитов с крупной дайкообразной апофизой тех же пород, внедрившейся в ортопороды малханского комплекса. Для обоих массивов характерны постепенные переходы между порфировидными гранитами и лейкогранитами.
Подавляющее большинство пегматитов Малханского поля приурочено к провесу кровли между Большереченским и Орешным массивами, являющимися, вероятнее всего, выступами единого
0 10002000м
3 Ш 4 -и -Р -р
9 V 10
6 12
+ +
7
+ + + +
8
Рис. 1. Схематическая геологическая карта района Малханского пегматитового поля (по [1]). 1 — четвертичные отложения: галечники, пески 2 — нижнемеловые конгломераты Чикойской депрессии (К1); 3 — нерасчлененная толща метапарапород малханской серии верхнего протерозоя: сланцы биотитовые, биотит-амфиболовые, амфиболовые (PR2m); 4 — нерасчлененная толща метаортопород малханского комплекса нижнего палеозоя: метагабброиды, мета-диориты, кварцевые метадиориты, биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсо-граниты (PZlm); 5 — ультраметаморфические биотитовые лейкограниты того же комплекса (PZlm); 6—9 — мезозойские (нижнемеловые, согласно новым
40Аг/39Аг-данным) граниты (MZ): 6 — биотитовые порфировидные граниты У1, 7 — биотитовые лейкограниты у^ , 8 —
2
двуслюдяные лейкограниты у2 , 9 — жильные (дайки, силлы) биотитовые, двуслюдяные граниты, аплиты 73; 10 — тектонические нарушения; 11 — фациальные границы; 12 — контур Малханского поля. Черные треугольники — места отбора образцов для определения возраста (координаты указаны в табл. 1): 1 — порфировидный биотитовый гранит, 2 — двуслюдяной лейкогранит, 3 — пегматит (жила Октябрьская).
плутона. Среди вмещающих пегматиты пород резко доминируют ортопороды малханского комплекса. Пегматиты встречаются также в лейкогра-нитах Орешного массива, но миарол и камнесамо-цветной минерализации в них не обнаружено. Большинство богатых турмалином пегматитовых жил пространственно тяготеет к дайкообразному ответвлению лейкогранитов в северном экзокон-такте Орешного массива, располагаясь на расстоянии не менее 250 м от гранитов (рис. 1).
С целью датирования Малханской гранитно-пегматитовой системы 40Аг/39Аг-методом изучены два образца слюд из гранитов в северной части
Орешного массива, а также образец калиевого полевого шпата и два образца слюд из богатой цветным турмалином пегматитовой жилы Октябрьская. Как видно из табл. 1, для всех образцов характерно широкое плато, на долю которого приходится от 71.6 до 99.9% выделенного 39Аг. Возраст плато изученных образцов укладывается в интервал 123.8—127.3 млн. лет, практически полностью перекрываясь с интервалом значений их интегрального возраста — 124.0—127.6 млн. лет. В свою очередь, возраст гранитов полностью перекрывается с возрастом изученной пегматитовой жилы. Примечательно, что для калишпата из
660 ЗАГОРСКИЙ, ПЕРЕТЯЖКО
Таблица 1. 40Лг/39Лг -возраст минералов из гранитов Орешного массива и пегматитовой жилы Октябрьская
Порода Минерал 39Лг, % Возраст плато, млн. лет Интегральный возраст, млн. лет Координаты места взятия образцов
Порфировидный гранит Биотит 71.6 125.3 ± 1.1 124.0 ± 1.2 50°38.08' с.ш., 109°52.25' в.д.
Двуслюдяной лейкогранит Мусковит 92.2 125.1 ± 1.1 126.2 ± 1.2 50°38.61' с.ш., 109°53.18' в.д.
Пегматит Калиевый полевой шпат Мусковит Лепидолит 92.7 99.0 99.9 123.8 ± 1.1 127.3 ± 1.1 126.1 ± 1.1 124.7 ± 1.1 127.6 ± 1.2 126.1 ± 1.1 50°39.09' с.ш., 109°52.79' в.д.
Примечание. 39Лг — доля изотопа, соответствующая интервалу плато (% от общего количества выделенного 39Лг). Анализы выполнены в Институте геологии и минералогии СО РАН.
графического пегматита, характеризующего ран-немагматический этап формирования жильного тела, получен возраст на 1.4—2.9 млн. лет более молодой по сравнению с мусковитом и лепидолитом, образование которых связывается с поздне-магматическим и гидротермальным этапами. Из этого следует, что корректная геологическая интерпретация на основе различий в датировках изученных образцов невозможна. Таким образом, возрастной интервал 123.8—127.6 млн. лет следует принять для гранитно-пегматитовой системы в целом. С учетом того, что анализу были подвергнуты разные минералы из различных пород гранитно-пегматитовой системы, столь небольшой разброс значений возраста свидетельствует о достаточно высокой надежности полученной совокупности данных.
Малханская гранитно-пегматитовая система своей южной частью непосредственно примыкает к зоне Чикойского глубинного разлома, который до недавнего времени рассматривался в качестве западного сегмента Монголо-Охотской суту-ры [5, 8]. Согласно новым данным, полученным при изучении структуры и геодинамики литосферы Центральной Азии по системе трансектов, вышеназванная сутурная зона проходит примерно в 150 км южнее, а Чикойский разлом является одной из крупнейших сопровождающих ее структур, образованных либо подновленных в процессе коллизии Сибирского и Монголо-Китайского континентов в ранней—средней юре [9, 10]. На рубеже юры и мела коллизионный режим сменился этапом рифтогенеза, с которым связано образование в Забайкалье многочисленных впадин. Чикойская депрессия, совмещенная с зоной Чи-койского разлома, является типичным примером таких структур, обладающих всеми признаками рифтовых полуграбенов [11].
Тесная пространственная связь и изохронность Чикойской депрессии и Малханской гранитно-пегматитовой системы указывают на риф-
тогенный режим формирования последней и необходимость рассматривать ее происхождение во взаимосвязи с процессами формирования впадины. Эта задача наиболее удовлетворительно решается в рамках концепции "комплекса метаморфических ядер", использованной для объяснения природы рифтогенных впадин "забайкальского" типа и сопряженных с ними гранито-гнейсовых валов. Сущность идеи заключается в том, что при значительном растяжении коры и образовании рифтовых полуграбенов по механизму "простого скола" происходит тектоническое воздымание лежачего (относительно разлома) крыла структуры. Это приводит к экспонированию залегавших на глубине 5—15 км пород, подвергшихся динамо-термальному метаморфизму [11], который в исследуемом районе выражается в гнейсификации и катаклазе пород в северном крыле рифтогенной структуры. Интенсивность этих процессов возрастает в направлении с севера на юг, по мере приближения к Чикойскому разлому, что наиболее ярко проявлено в гранитоидах малханского комплекса [1]. Кроме того, снижение давления, связанное с растяжением коры и поднятием северного блока рифтогенной структуры, вкупе с повышенными тепловым и флюидным потоками
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.