ПЕТРОЛОГИЯ, 2007, том 15, № 2, с. 196-224
УДК 552.16:549.64
СОСТАВ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ЭНДОКОНТАКТОВЫХ СИЕНИТОВ В ХАСУРТИНСКОМ КВАРЦЕВОСИЕНИТ-МОНЦОНИТОВОМ МАССИВЕ, ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ
© 2007 г. Ä. Ä. Цыганков, И. В. Бурдуков, Т. Т. Врублевская
Геологический институт СО РАН 670047 Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а, Россия; e-mail: tsygan@gin.bsc.buryatia.ru Поступила в редакцию 25.03.2005 г.
Изучено геологическое строение и минералого-геохимические особенности эндоконтактовых сиенитов позднепалеозойского Хасуртинского кварцевосиенит-монцонитового массива (Западное Забайкалье). Породы массива интрудируют кембрийские терригенно-карбонатные отложения, преобразованные (в зависимости от состава) в аподоломитовые магнезиальные шпинель-фассаитовые скарны или плагиоклаз-кварц-биотит-кордиеритовые роговики, развивающиеся по амфибол-биотитовым сланцам. Мощность зоны скарнирования не превышает первых десятков сантиметров. Эн-доконтактовая зона интрузии мощностью в несколько десятков метров сложена лейкократовыми среднезернистыми пироксеновыми сиенитами, состоящими из грубопертитового K-Na полевого шпата (90-95 об. %), содержащего ядра плагиоклаза (An40-46), зонального клинопироксена (до 5-7 об. %) и сфена (до 3-4 об. %). От прочих пород массива эндоконтактовые сиениты отличаются наиболее высокой щелочностью и повышенным содержанием кремнезема, при минимальных концентрациях CaO, MgO и FeO. Минералогический состав эндоконтактовых сиенитов сближает их с околоскарновыми метасоматитами (Коржинский, 1948), однако наличие в пироксенах расплавных (раскристаллизованных) включений с температурой гомогенизации 1100°С свидетельствует о их магматическом происхождении. На основании проведенных исследований показано, что формирование эндоконтактовых сиенитов было обусловлено ассимиляцией доломитов сиенитовым расплавом. Обогащение сиенитового расплава эндоконтактовой зоны Ca и Mg, а также значительное повышение температуры ликвидуса за счет растворения СО2 (Johannes, Holtz, 1996) способствовало кристаллизации основного плагиоклаза, пироксена и магнетита. Фракционирование указанных минералов привело к обогащению остаточного расплава кремнеземом и щелочами, главным образом калием, и уже из этого субщелочного остаточного расплава кристаллизовался K-Na полевой шпат, слагающий основной объем эндоконтактовых сиенитов, и сфен. Избыток СО2 привел к резкому падению активности воды в расплаве, что препятствовало кристаллизации амфибола и биотита в эндоконтактовой зоне интрузии. На основе масс-балансовых расчетов показано, что масштабы ассимиляции доломитов были сравнительно невелики, не более 1 : 10.
Образование эндоконтактовых фацнй интрузий при взаимодействии алюмосиликатного расплава с породами карбонатного (известняки, доломиты) или иного состава может происходить двумя принципиально разными способами: а) путем воздействия флюида на уже закристаллизовавшиеся магматические и вмещающие карбонатные породы; б) путем кристаллизации расплава, в той или иной степени модифицированного в результате ассимиляции вещества вмещающих пород. К этой же категории, по-видимому, следует отнести и процессы флюидно-магматического взаимодействия между расплавом и вмещающей средой, где обмен компонентами осуществляется за счет флюида, без "валовой" ассимиляции вмещающих карбонатов.
В наиболее типичных случаях метасоматиче-ская или магматическая природа эндоконтактовых образований устанавливается вполне однозначно. Значительно сложнее ситуация, когда эндоконтактовые зоны интрузивов сочетают в себе признаки (истинные или мнимые) обоих процессов, что весьма затрудняет расшифровку условий их формирования. К таким образованиям относятся эндоконтактовые сиениты Хасуртинского сиенит-монцонитового массива (Западное Забайкалье), в которых пироксен содержит высокотемпературные расплавные включения, указывающие на магматическое происхождение пород, но которые в то же время по целому ряду минералогических признаков близки к околоскарновым метасоматитам, классическое описание которых дано Д.С. Коржинским (1948).
В статье приведены результаты детального минералого-геохимического изучения эндокон-тактовых сиенитов Хасуртинского массива, проводившегося с целью реконструкции условий пет-рогенезиса этих необычных образований.
АНАЛИТИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
Общий анализ пород был выполнен в Геологическом институте СО РАН (Улан-Удэ). Содержания SiO2, ТЮ2, А1203, Р205 определяли фотометрическим методом; Са0, 1^0, МпО, Fe2O3 - атом-но-абсорбционным; Fe0 - титриметрическим; F -потенциометрическим; №20, К20 - методом фотометрии пламени. Лаборатория аттестована в соответствии с действующими стандартами (свидетельство № 26-03), аналитики А.А. Цыренова, В.А. Иванова, Г.И. Булдаева, И.В. Бардамова, Н.Л. Гусева. Концентрации элементов-примесей ^Ь, Sr, Y, Zr, Ва, Си, Zn, РЬ, Th) установлены методом рентгеноспектрального анализа на установке VRA-30, пределы обнаружения (в ррт): Rb - 3, Sr -3, Y - 5, Zr - 10, № - 2, Ва - 30, ТИ - 20, Си - 30, Zn - 10, РЬ - 15; аналитик Б.Ж. Жалсараев. Редкоземельные элементы и перечисленные выше элементы-примеси анализировались Е.В. Смирновой методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на установке ELEMENT-2 (ИГХ СО РАН, Иркутск). Подготовку проб осуществляли разными методами: 1) разложение пород в открытых системах смесью кислот ОТ + нN0з + + НС104; 2) автоклавное разложение при 220°С смесью ОТ + HN03; 3) микроволновое разложение в смеси ОТ + HN03; 4) сплавление проб с ме-таборатом лития в высокочастотной индукционной печи при 1100°С с дальнейшей обработкой смесью кислот ОТ + HN03. Пределы обнаружения составляют 0.001-1 ррт, погрешность - 1015 отн. %. Контроль осуществляли по международным стандартным образцам. В части проб редкоземельные элементы определяли химико-спектральным методом (ГИН СО РАН, Улан-Удэ). Выделение REE производили методом осаждения, по методике, разработанной в ИГХ СО РАН. Спектрографическое определение отдельных REE сделано по методике НСАМ (инструкция № 177-С) с использованием дифракционного спектрографа ДФС-13 с решеткой 1200 шт./мм. Фотографирование спектров проводили в три приема в области 280, 320, 430 нм. Использована относительная интенсивность линий. Внутренний стандарт Тт вводили в каждую пробу. Погрешность определения составляет 15-20 отн. %, аналитики Т.И. Казанцева, Л.А. Левантуева. Сопоставление результатов параллельного анализа, выполненного ICP-MS и химико-спектральным методами (см. рис. 6), не выявило систематических расхождений.
Электронно-зондовые анализы минералов проведены С.В. Канакиным и Н.С. Кармановым (ГИН СО РАН) на модернизированном ими приборе МАР-3 (Карманов, Канакин, 1998), работающем на основе программного комплекса MARShell (Канакин, Карманов, 1998). Параметры анализа: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток 40 нА, размер зонда 2 мкм, метод расчета матричных эффектов РАР, массовые коэффициенты поглощения по О.С. Маренкову (1982). Эталоны: Si -кварц, Ti - рутил, Al - корунд, Cr - хромит 79-62, Fe - гематит, Mn - марганцевый гранат, Mg, Ca -голубой диопсид, Na - альбит, К - ортоклаз 359/1, F - F-флогопит, Cl - Cs2ReCl6, Ba - барит. Ошибка анализа при 99-процентном доверительном уровне (мас. %): Si - 0.794-0.697; Ti - 0.033-0.111; Al -0.412-0.079; Cr - 0.047-0.063; Fe - 0.054-0.354; Mn -0.038-0.097; Ca - 0.104-0.309; Na - 0.148-0.088; K -0.087-0.023 (в полевых шпатах и темноцветных минералах соответственно); Ba - 0.097, Sr - 0.205 (в полевых шпатах); F - 0.216, Cl - 0.032 (в биотитах, амфиболах). Пределы обнаружения (мас. %): SiO2, Cr2O3, FeO, Na2O - 0.07; MnO - 0.06; Al2O3 -0.05; TiO2 - 0.04; MgO, CaO, K2O - 0.03; BaO - 0.13; F - 0.24; Cl - 0.035.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
Хасуртинский кварцевосиенит-монцонитовый массив (рис. 1) расположен в междуречье Курбы и Уды (Западное Забайкалье), примерно в 140 км к северо-востоку от г. Улан-Удэ. Общая площадь, занимаемая монцонитами, сиенитами и их лейко-кратовыми дифференциатами, оценивается в несколько сотен квадратных километров. Хасуртинский массив входит в состав позднепалеозой-ского (320-290 млн. лет) (Ярмолюк и др., 1997) Ангаро-Витимского ареал-плутона, наиболее полная характеристика которого дана Б.А. Лит-виновским с соавторами (1992). Возраст массива, установленный Rb-Sr и U-Pb (SHRIMP-II) методами, составляет 283 млн. лет (Цыганков и др., 2004).
Истинные очертания Хасуртинского массива неизвестны. С юга он перекрыт мезозойскими и кайнозойскими отложениями Удинской межгорной впадины, с севера ограничен региональным разломом и лишь на востоке и отчасти на западе интрудирует терригенно-карбонатные отложения кембрия. Контакты массива имеют сложные очертания, с многочисленными "заливами" в сторону вмещающих пород и отторженцами кровли в теле интрузива. Большая часть отторженцев сложены породами карбонатного состава (доломиты с прослоями известняков и известково-си-ликатных сланцев) и могут достигать в поперечнике километра и более. Наличие многочисленных провесов кровли указывает на относительно небольшой уровень эрозионного среза, а их срав-
55
51
(б)
' I I
V и
\ \ V \
1 км
га
1+ + + +1
6
0
Рис. 1. Схема геологического строения (а) Хасуртинского кварцевосиенит-монцонитового массива (Рейф, 1976) и (б) его восточной эндоконтактовой зоны.
(а) Осадочные породы: 1 - четвертичные, 2 - меловые; 3, 4 - кембрийские известняки и доломиты (3), известково-си-ликатные сланцы (4). Гранитоиды: 5, 6 - лейкократовые биотитовые граниты зазинского комплекса: 5 - крупносред-незернистые (первая фаза), 6 - мелкозернистые (вторая фаза); 7 - биотитовые граниты баргузинского комплекса; 811 - Хасуртинский массив: 8, 9 - мелкозернистые (8) и крупнозернистые (9) монцодиориты, монцониты и кварцевые монцониты, 10 - биотит-роговообманковые сиениты, субщелочные граниты; 11 - эндоконтактовые пироксеновые сиениты. 12 - габброиды; 13 - разрывные нарушения. (б) 1 - четвертичные отложения; 2 - известняки и доломиты с прослоями известково-силикатных сланцев; 3 - монцодиориты, монцониты и кварцевые монцониты; 4 - эндоконтактовые пироксеновые сиениты; 5 - прослои кварцевых сиенитов
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.