ПЕТРОЛОГИЯ, 2008, том 16, № 4, с. 339-355
УДК 552.33.331
ТОПАЗОВЫЕ ГРАНИТЫ МАССИВА ТОТОГУЗ, СЕВЕРНЫЙ КАЗАХСТАН
© 2008 г. Ф. Ä. Летников
Институт земной коры СО РАН 664033 Иркутск, ул. Лермонтова, 128, Россия; e-mail: letnikov@crust.irk.ru Поступила в редакцию 18.04.2007 г.
Впервые описаны топазовые граниты из даек в колумбитоносных гранитах Кокчетавской глыбы (Северный Казахстан). Колумбитоносные граниты (398 ± 3 млн. лет, Rb-Sr метод) слагают крупные массивы и повсеместно содержат колумбит в виде акцессорного минерала в количестве до нескольких десятков г/т. Топазовые граниты слагают дайки протяженностью до 70-100 м при мощности 0.4-1.5 м и имеют с вмещающими гранитами четкие секущие контакты. Состав топазовых гранитов (%): альбит ~50, калиевый полевой шпат ~24-26, кварц ~ 20, топаз 3-5, биотит и мусковит ~1. Топаз образует в эндоконтактовой зоне крупные кристаллы размером до 3-4 см, которые росли от контакта в глубь дайки, и повсеместно встречается в основной тонкозернистой массе в виде мелких (до 0.05 мм) кристаллов. В топазовых гранитах рудные минералы (циркон, торит, бастнезит, иттроце-рит, монацит, иттрофлюорит, вольфрамоиксиолит, танталит, колумбит, уранинит) образуют очень мелкие зерна, которые диагностируются только при помощи микрозонда и электронного микроскопа. Вольфрамоиксиолит встречен только внутри кристаллов топаза. Топазовые граниты существенно альбитовые, в которых Na > K, содержание F варьирует от 0.2 до 0.97 мас. %. По сравнению с вмещающими колумбитоносными гранитами в топазовых гранитах в 10-15 раз больше Ta и Li, в 3-8 раз Rb, Cs, Nb, Sn, F, Be, но в 1.2-2 раза меньше U, Th и ZTR. В колумбитоносных гранитах соотношение Ta : Nb = 1 : 20, а в топазовых гранитах 1 : 3, что подчеркивает танталовую специализацию топазовых гранитов и их геохимическую автономность по отношению к колумбитоносным гранитам.
В связи с детальным изучением и вовлечением в сферу геолого-разведочных работ редкоме-тальных месторождений, локализованных в массивах малоглубинных лейкократовых гранитов с явно выраженной натровой специализацией, в 60-х годах прошлого века в Советском Союзе появилось большое число работ, посвященных генезису таких гранитов. Одной из первых публикаций была статья Р.В. Масгутова (1960), в основу которой были положены материалы разведки Лосевского Nb-Zr месторождения в Северном Казахстане. A.A. Беус и др. (1962) обобщили первые результаты разведки ряда редкометальных месторождений и выдвинули предположение об их метасоматическом происхождении, объединив все породы, слагающие такие массивы, под термином "апограниты". В работах Р.В. Масгутова, A.A. Беуса и других геологов отдавалось предпочтение метасоматической природе массивов редкометальных гранитов. И хотя постепенно накапливались многочисленные факты об их магматическом генезисе, вопрос оставался дискуссионным вплоть до 1970 г. Сложность однозначного решения вопроса о генезисе редкометальных гранитов заключалась в конвергенции целого ряда признаков, используемых геологами. Повсеместное проявление в небольших по размерам массивах
редкометальных гранитов процессов послемаг-матической альбитизации, грейзенизации и кали-шпатизации зачастую затушевывало их первичную магматическую природу. Стоял вопрос о том, могли ли в природе существовать значительные по объему магматические расплавы гранитного ряда, настолько обогащенные фтором и редкими элементами, что топаз и литиевые слюды могли бы кристаллизоваться из расплавов. Проблема решилась после обнаружения В.И. Коваленко с сотрудниками (Коваленко и др., 1970) даек эффузивных литий-фтористых кварцевых кератофиров, содержащих до 1 мас. % Ы20 и 3.5 мас. % фтора и названных ими онгонитами. В стекловатых мелкозернистых разностях этой жильной породы были зафиксированы кварц, альбит, калиевый полевой шпат, топаз, литиевый мусковит или лепидолит. Акцессорные минералы онгонита: флюорит, касситерит, танталит, фенакит, гранат и монацит (Коваленко и др., 1970). Обобщение большого аналитического материала позволило В.И. Коваленко (1975) выделить геохимический тип литий-фтористых гранитов, которые широко распространены во всех редкометальных провинциях мира и эффузивными аналогами которых являются онгониты. Дальнейшее детальное исследование онгонитов и экспериментальное изучение
53°
70°
Рис. 1 Схематическая карта размещения гранитоидных комплексов Кокчетавской глыбы.
1 - биотитовые граниты зерендинского комплекса; 2 - лейкограниты и аляскиты балкашинского комплекса; 3 - ко-лумбитоносные лейкограниты и граносиениты; 4, 5 - протерозойские породы: амфиболитовой (4) и зеленосланцевой (5) фаций метаморфизма; 6 - Золотоношский массив.
системы онгонит-Н20-ИР, проведенное В.И. Коваленко и Н.И. Коваленко (1976), дали убедительные доказательства в пользу магматического генезиса литий-фтористых гранитов.
Со второй половины 70-х годов прошлого века в геологической литературе начали публиковаться статьи с описанием топазовых гранитов и онго-нитов из многих регионов мира (Eadington, Nashar, 1978; Christiansen et al., 1983; Kortemlier, Burt, 1988; Jahnston, Chappell, 1992; Taylor, 1992; Haapala, 1997; Williamson, 1997; Wang, Fontan, 1997; Webster, Rebbert, 1998; Reyf et al., 2000; Huang et al., 2002; Veksler, Thomas, 2002; Haapala, Lukkari, 2005). Дайки топазовых гранитов были обнаружены нами среди колумбитоносных гранитов в западной части Кокчетавского докембрийского срединного массива (Летников, 1975; Letnikov, 2000). Следует подчеркнуть, что это первый случай обнаружения тел топазовых гранитов в колумбитоносных гранитах, слагающих крупные массивы и содержащих повсеместно колумбит в виде акцессорного минерала.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ГРАНИТОИДОВ
Кокчетавский срединный массив площадью ~120000 км2 расположен в Северном Казахстане (рис. 1) и сложен докембрийскими метаморфическими породами, среди которых залегают масси-
вы палеозойских (464-390 млн. лет) лейкократо-вых гранитов (Шатагин, 1994; Шатагин и др., 2001; Летников, Костицын, 2002; Летников, 2005). Массивы самых древних гранитов зерендинского комплекса (460-440 млн. лет) сформировались на месте фанерозойских гранитогнейсовых куполов, и наиболее ранние из этих гранитов на глубоких эрозионных срезах имеют с вмещающими гнейсами и гранитогнейсами постепенные переходы с характерным конформным облеканием контактов таких массивов гнейсами и в разной степени гранитизированными метаморфическими породами (Розен, Серых, 1970; Летников, 1975). Более поздние и менее глубинные лейкограниты и аляскиты (420-390 млн. лет) имеют с вмещающими метаморфическими породами и более ранними гранитоидами четкие интрузивные контакты. С самыми поздними стадиями проявления гранито-идного магматизма связаны значительные по размеру массивы биотитовых лейкократовых гранитов и граносиенитов с акцессорным колумбитом (~400-390 млн. лет), к которым приурочены месторождения Би, Ве, Та, ЫЪ, Ы, W. Особое положение занимают крупные и средние гидротермальные месторождения урана, генетическая связь которых с гранитоидами остается проблематичной.
Рис. 2. Схематическая геологическая карта Золотоношского массива.
1 - докембрийские метаморфические породы; 2 - гранодиориты; 3 - крупнозернистые граниты; 4 - среднемелкозер-нистые граниты; 5 - массив Тотогуз.
53 35'
C
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
Массив Тотогуз, в котором обнаружены тела топазовых гранитов, находится в южной части Золотоношского массива (рис. 2), является трещинным и имеет с ранее образованными гранитами интрузивные контакты.
Золотоношский гранитный массив имеет изо-метричную форму и достигает в поперечнике 40 км. Массив является неоднородным и сложен гранитоидами, разделенными на два самостоятельных комплекса.
Ранний гранодиорит-диоритовый комплекс представлен диоритами, кварцевыми диоритами и гранодиоритами. Иногда среди диоритов встречаются габбровые разности с переходом к габбро-диоритам. Породы этого комплекса расположены исключительно в юго-западной части массива, преимущественно в зоне его экзоконтакта, нигде на поверхности не обнажаются и встречены только в скважинах.
Более поздний гранитный комплекс представлен породами трех последовательных интрузивных фаз: I фаза - крупнозернистые порфировид-ные (порфиробластовые), иногда пегматоидного облика биотитовые граниты; II фаза - средне-, реже мелкозернистые, местами слабо порфиро-видные биотитовые граниты; III фаза - средне- и
мелкозернистые, в разной мере альбитизирован-ные биотитовые граниты. Крупнозернистые граниты I фазы прорываются гранитами II и III фаз и имеют с ними четкие интрузивные контакты.
Крупнозернистые граниты I фазы преобладают, занимая 80% площади массива. Они наиболее развиты в центральной и восточной его частях и прорывают полосу гранодиорит-диорито-вых пород под углом почти 90°.
Граниты II фазы стоят по распространенности на втором месте и, как правило, тяготеют к западной и юго-западной частям массива, имея с гранитами I фазы интрузивные контакты. В некоторых случаях они слагают обособленные небольшие тела, форма которых хорошо фиксируется прототектоническими трещинами пологой отдельности. В гранитах второй фазы размещается основное количество зон грейзенизации, которые образовались как вдоль вертикальных трещин, фиксируемых кварцевыми жилами, так и вдоль пологих трещин отдельности в сводовых частях массивов.
Граниты III фазы отмечаются реже и, как правило, залегают в виде небольших штоков, достигающих в поперечнике максимум ~3 км. Зачастую они имеют хорошо выраженную куполовидную форму или образуют пластообразные залежи в гранитах второй фазы.
Рис. 3. Южная часть массива Тотогуз.
1 - среднезернистые граниты II фазы; 2 - мелкозернистые граниты III фазы; 3 - дайки диабазовых порфиритов; 4 - дайки топазовых гранитов; 5 - кварцевые жилы с грейзеновыми оторочками; 6 - тектоническое нарушение.
МАССИВ ТОТОГУЗ
Имеющиеся материалы позволили выделить как самостоятельную единицу массив Тотогуз, сложенный средне- и мелкозернистыми гранитами II и III фаз. Он вытянут в северо-восточном направлении на 9 км при ширине от 2 до 3 км и, по всей вероятности, является типичной
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.