СТРАТИГРАФИЯ. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ, 2012, том 20, № 5, с. 16-24
УДК 550.93.551.71
U-Pb ВОЗРАСТ ГРАНИТОИДОВ ЕЛЕНОВСКОГО КОМПЛЕКСА (КОКЧЕТАВСКАЯ ГЛЫБА, СЕВЕРНЫЙ КАЗАХСТАН)
© 2012 г. Ф. А. Летников*, А. Б. Котов**, А. А. Заячковский***, Н. Г. Ризванова**,
Е. Б. Сальникова**, Ю. В. Плоткина**
*Институт земной коры СО РАН, Иркутск e-mail: letnikov@crust.irk.ru ** Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург ***ОАО "Кокшетаугидрогеология" Поступила в редакцию 04.06.2011 г.
Определен U-Pb возраст цирконов из щелочных гранитоидов еленовского комплекса (Северный Казахстан). Для двух массивов этого комплекса (Жиландинского и Лесного), удаленных друг от друга на несколько километров, установлены близкие возрасты 433 ± 2, 440 ± 10 и 426 ± 12 млн. лет.
Ключевые слова: Кокчетавская глыба, еленовский комплекс, магматические породы, граниты, цирконы, и-РЬ геохронологические исследования, Жиландинский массив, Лесной массив.
ВВЕДЕНИЕ
Кокчетавская глыба представляет собой до-кембрийский срединный массив, характеризующийся чрезвычайно интенсивным проявлением гранитоидного магматизма. В пределах этой глыбы наиболее широко распространены граниты с возрастом 410—460 млн. лет (Шатагин, 1994; Летников и др., 2009). Кроме того, известны массивы гранитоидов с возрастом 1110—1150 млн. лет (Летников и др., 2007; Туркина и др., 2009).
В своей преобладающей массе палеозойские граниты Кокчетавской глыбы представлены гранитами нормального ряда зерендинского комплекса. Согласно (Розен, Серых, 1969; Летников, 1975), массивы этих гранитов сформировались на месте бывших гранитогнейсовых куполов. Они достигают в поперечнике 10—30 км, а самый крупный из них — Зерендинский массив имеет в поперечнике более 70 км (рис. 1).
В пределах Кокчетавской глыбы на фоне широкого развития нормальных биотитовых гранитов отмечаются меньшие по размерам массивы, сложенные сиенитами, кварцевыми сиенитами и граносиенитами. Эти гранитоиды были выделены Ф.А. Летниковым (1975) в составе еленовского комплекса. Щелочные гранитоиды этого комплекса однотипны и представлены Еленовским, Ермаковским, Конырсу, Лесным, Луганским, Любимовским, Меньшиковским, Богдановским, Успено-Юрьевским, Шок-Карагайским и Жи-ландинским массивами, а также более мелкими телами, обычно приуроченными к зонам глубинных разломов. Наиболее крупными из них являются Меньшиковский (более 250 км2) и Успено-
Юрьевский (около 50 км2) массивы. Площадь остальных массивов, как правило, не превышает первые десятки квадратных километров.
Многие исследователи предполагали комагма-тичность щелочных гранитоидов еленовского комплекса и биотитовых гранитов нормальной щелочности зерендинского комплекса (Розен, Серых, 1969). По данным бурения, в апикальных частях Еленовского массива граносиенитов на магматической стадии его становления по мере уменьшения глубины происходило однонаправленное повышение активности калия, что приводило к образованию почти мономинеральных ка-лишпатовых пород (80—90% калиевого полевого шпата). На расстоянии 250—300 м от контакта апикальной части доля калиевого полевого шпата (КПШ) монотонно убывает и граносиенит переходит в нормальный биотитовый гранит с повышенным содержанием КПШ (Летников, 1975). Иными словами, устанавливается процесс при-вноса калия глубинными флюидами еще на магматической стадии, с его накоплением в апикальных частях таких массивов, что Д.С. Коржинский называл "метамагматическим замещением" (Коржинский, 1973). Этот процесс четко отделяется от более поздних послемагматических процессов — окварцевания, альбитизации, калишпа-тизации и реже грейзенизации.
Судя по геологическим данным (Летников, 1975), щелочные гранитоиды еленовского комплекса имеют интрузивные соотношения с гранитами Зерендинского массива, возраст которых колеблется от 450 ± 5 до 440 ± 5 млн. лет (Шатагин, 1994; Летников и др., 2009). Однако инфор-
Рис. 1. Схематическая карта Зерендинского гранитного массива.
1 — докембрийские метаморфические породы; 2 — гранитоиды Зерендинского массива (включая граниты зерендинского и балкашинского комплексов); 3 — зоны глубинных разломов; 4 — щелочные граниты Жиландинского (1) и Лесного (2) массивов.
мация о возрасте щелочных гранитоидов этого комплекса отсутствует, что не позволяет определить, насколько их формирование оторвано во времени от становления массивов гранитов зе-рендинского комплекса, и тем самым оценить правомерность использования модели "метамаг-матического замещения" (Коржинский, 1973) для объяснения происхождения родоначальных для щелочных гранитоидов расплавов. Для решения этой задачи были проведены И-РЬ геохронологические исследования щелочных гранитоидов Жиландинского и Лесного массивов еленовского комплекса, которые расположены в периферических частях Зерендинского массива на удалении в несколько десятков километров друг от друга (рис. 1).
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
Жиландинский массив. Наиболее глубинным из массивов еленовского комплекса является Жиландинский массив граносиенитов и кварцевых сиенитов, прорывающий докембрийские метаморфические породы Кокчетавской глыбы и биотитовые граниты Зерендинского массива (рис. 1). Рассматриваемый массив сложен глав-
ным образом крупнозернистыми амфибол-биотитовыми граносиенитами первой фазы (кварц 13.6%, калиевый полевой шпат 47.8%, плагиоклаз (олигоклаз-андезин) 28.4%, биотит 2.7%, амфибол 3%, эпидот 2.5%, мусковит 1.8%). Менее распространены мелкозернистые биотитовые грано-сиениты второй фазы, состоящие из кварца (20.1%), калиевого полевого шпата (38.1%), плагиоклаза (олигоклаза) (35.5%) и биотита (1.8%). Среди акцессорных минералов граносиенитов преобладают магнетит (2608 г/т), циркон (1132 г/т) и апатит (560 г/т). Химический состав граносиенитов первой фазы (в мас. %): SiO2 — 68.36, А1203 - 15.58, Fe2O3 - 1.53, FeO - 2.3, ТЮ2 -0.34, МпО - 0.14, Р205 - 0.4, М80 - 0.33, СаО -0.21, К20 - 6.0, №20 - 4.9. Среди постмагматических изменений граносиенитов преобладает ка-лишпатизация и в значительно меньшей мере проявлены окварцевание и альбитизация.
Лесной массив. Расположен к северо-востоку от контакта Зерендинского массива с вмещающими его протерозойскими метаморфическими породами зерендинской серии, среди которых отмечаются тектонические блоки, сложенные кембрийскими эффузивами. В одном из таких блоков около села Лесной Хутор в карьере по добыче
Рис. 2. Схематическая карта Лесного массива (составлена И.А. Богоявленской, В.Г. Коротыч).
1 — туфы кварцевых порфиров, пепловые туфы кислого состава; 2 — кварцевые порфиры; 3 — сиенит-порфиры, гра-носиениты, 4 — разломы.
строительного камня вскрыт вытянутый в северозападном направлении шток граносиенитов размером 1700 х 600 м, названный Лесным массивом. Этот шток прорывает туфы кварцевых порфиров кембрийского возраста и кварцевые порфиры, близкие по составу к туфам (рис. 2). Он сложен сиенитами, сиенит-порфирами, граноси-енитами и граносиенит-порфирами. На контакте Лесного массива с вмещающими породами широко проявлены процессы контактового термального воздействия, что отражено в образовании кварц-полевошпатовых роговиков по вмещающим туфам. При этом ширина ореола ороговико-вания достигает нескольких десятков метров. По-слемагматическое воздействие флюидов проявилось в образовании по туфам небольших тел амфибол-гранатовых скарнов.
Малоглубинный характер кристаллизации Лесного массива предопределил разнообразие текстур и структур слагающих его сиенитов и граносиенитов, в том числе присутствие в мелкозер-
нистых гранитоидах с квазифельзитовой структурой крупнозернистых пегматоидных шлиров.
Граносиениты Лесного массива сложены кварцем (10—15%), калиевым полевым шпатом (70— 80%), плагиоклазом (олигоклаз-андезин) (не более 10%) и биотитом (3—5%). Акцессорные минералы граносиенитов представлены магнетитом, цирконом и апатитом. Среди послемагматиче-ских изменений преобладают слабая альбитиза-ция калишпата и мусковитизация биотита. Средний состав щелочных гранитоидов Лесного массива (в мас. %): SiO2 - 68.0-75.3, А1203 - 13.2— 15.2, FeO+Fe2O3 - 1.7-2.2, ТЮ2 - 0.3-0.8, МпО -0.02-0.07, Р205 - 0.14-0.56, М80 - 0.24-0.57, СаО - 0.56-1.05, К20 - 5.6-6.87, Ш20 - 2.652.81, F - 0.05-0.14.
АНАЛИТИЧЕСКАЯ МЕТОДИКА
Выделение акцессорного циркона из гранитоидов проводили по стандартной методике с ис-
Рис. 3. Микрофотографии кристаллов циркона из биотит-амфиболового граносиенита первой фазы Жиландинского массива (проба Ж-1), выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55 в режиме вторичных электронов (а—г) и в режиме катодолюминесценции (д—з).
пользованием тяжелых жидкостей. Разложение циркона и химическое выделение РЬ и U выполняли по модифицированной методике Т. Кроу (Krogh, 1973). Уровень холостого опыта за период исследований не превышал 20 пг РЬ и 1 пг U. Определение изотопного состава РЬ и U выполнено на масс-спектрометре Finnigan МАТ 261 в статическом режиме или с помощью электронного умножителя (коэффициент дискриминации для РЬ — 0.32 ± 0.11 аем). Обработку экспериментальных данных проводили по программам PbDAT и ISOPLOT (Ludwig, 1991, 1999). При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана (Steiger, Jager, 1976). Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Кгашегз, 1975). Все ошибки приведены на уровне 2а.
РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Жиландинский массив. Для U-Pb геохронологических исследований использована проба био-тит-амфиболовых граносиенитов первой фазы Жиландинского массива (Ж-1). Акцессорный циркон, выделенный из граносиенитов, представлен прозрачными и полупрозрачными суби-диоморфными бесцветными или рыжеватыми кристаллами призматического и короткопризма-тического облика (рис. 3а—3г). Кристаллы цирко-
на огранены призмой {100} и дипирамидами {101}, {102}, {111}. Для их внутреннего строения характерно наличие магматической зональности (рис. 3д-3з), которая частично нарушена в участках, обогащенных гидроокислами железа. В полупрозрачных кристаллах циркона иногда наблюдаются в разной степени метамиктизированные ядра или и
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.