Петрология, 2021, T. 29, № 1, стр. 64-89

ВВЕДЕНИЕ

В Восточном Забайкалье известны четыре массива с амазонитовыми гранитами: Орловский, Этыкинский, Ачиканский и Тургинский, к двум из которых – Орловскому и Этыкинскому – приурочены промышленные месторождения тантала и лития, Ачиканский массив потенциально рудоносен. Амазонитовые граниты Тургинского массива слабо концентрируют указанные элементы, к тому же демонстрируют ряд геохимических и минералогических особенностей, не характерных для рудоносных амазонитовых гранитов региона. Это обстоятельство вызывает повышенный интерес к его изучению, особенно в сопоставлении с рудоносными массивами. Кроме того, Тургинский массив представляет собой редкий случай совмещения амазонитовых гранитов кукульбейского комплекса с породами предшествующих этапов развития габбро-гранитных серий – монцонитоидами шахтаминского комплекса (Сырицо, 2002). В отличие от рудоносных массивов он изучен слабо. Первое его описание было дано Ю.П. Трошиным (Трошин, 1978; Трошин и др., 1983), который представил схему строения Тургинского массива и охарактеризовал его главные геохимические особенности, связав их с проблемами петрологии специфических высоко-К известково-щелочных пород, завершающихся образованием редкометальных плюмазитовых гранитов. В этих работах впервые в отечественной литературе обосновывается концепция формирования Li-F гранитов как дифференциатов андезито-базальтового расплава высоко-К известково-щелочной серии. Именно Тургинский массив послужил модельным объектом для изучения характера распределения летучих компонентов в системе базальтоиды–Li-F граниты (Трошин, 1978) и для формирования представлений о выносе фтора и других летучих из базальтоидного очага.

Настоящая статья представляет собой результаты изучения минералого-геохимических особенностей Тургинского массива, оценки возрастных соотношений слагающих его пород, изучения особенностей распределения петрогенных и рассеянных элементов в рядах дифференциатов пород и сопоставления этих данных с рудоносными амазонитсодержащими массивами региона.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И СТРОЕНИЕ ТУРГИНСКОГО МАССИВА

Тургинский массив расположен в 350 км к юго-востоку от г. Читы, в долине р. Турги, являющейся притоком р. Шилки. Согласно “Объяснительной записке к Государственной геологической карте, лист M-50-IX (Калангуй)” (2001), Тургинский массив приурочен к Тургинско-Калангуйской рудной зоне с редкометально-золото-флюоритовой специализацией. Из промышленно значимых объектов на этой территории известны крупное Калангуйское месторождение флюорита, разрабатываемое с 1925 г. до конца 1980-х годов, а также Этыкинский рудный узел с Ta- и Li-рудами. Последний приурочен к Этыкинскому массиву амазонитовых гранитов, в ареале которого располагается кварцево-жильное W-Sn месторождение Старая Этыка.

Тургинский массив сложен двумя разновозрастными интрузивными комплексами. Согласно указанной выше объяснительной записке, эти комплексы предлагается выделять в виде Турга-Кулиндинского массива лейкогранитов кукульбейского комплекса и собственно Тургинского массива монцонитоидов шахтаминского комплекса. В настоящей статье мы сохраняем исторически сложившийся термин “Тургинский массив” применительно к выходу обоих интрузивных комплексов.

Согласно тектоническому районированию Забайкалья (Гордиенко и др., 2019), Тургинский массив расположен в пределах Аргунского террейна (Северное Приаргунье), являющегося частью Амурского микроконтинента. Мезозойский этап становления территории обусловлен закрытием Монголо-Охотского океанического бассейна. В Восточном Забайкалье пик развития орогенеза связывается с серединой юры. В этот период развивается магматизм “… часто оторванный в пространстве и времени от магматизма границ плит и получивший особые названия (внегеосинклинальный, активизационный и т.п.)” (Коваленко и др., 2002).

Гранитоиды кукульбейского комплекса (рис. 1) являются типичным для редкометальных провинций фанерозоя примером рудообразующих лейкогранитовых комплексов. Этот комплекс аналогичен вознесенскому комплексу в Приморье, рудогорскому в Рудных Горах Чехии, яньшаньскому в Юго-Восточном Китае и т.д. Геохимические данные дают основания относить эти комплексы к этапу посторогенного развития с сохранением черт, присущих коллизионному режиму. Изотопно-геохимические исследования в лейкогранитах Восточного Забайкалья показали наличие мантийной составляющей, проявляющейся в пониженном значении первичного изотопного состава Sr и, напротив, повышенном (близком к нулевому) значении ε_Nd (Пушкарев и др., 1997; Абушкевич, Сырицо, 2007; Абушкевич, Сырицо, 2010). Это обстоятельство может быть следствием воздействия плюмовых процессов, получивших развитие в этот период на территории Центральной Азии. Согласно геодинамическим реконструкциям (Коваленко и др., 2002; Ярмолюк, Коваленко, 2003), магматизм в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) контролировался рядом горячих точек, или мантийных плюмов. Источником этих плюмов в мезозое служила обогащенная мантия типа EM-II. В этот период в пределах Монголо-Забайкальской части ЦАСП сформировались несколько изолированных рифтовых областей, в строении которых выделяются и небольшие массивы литий-фтористых гранитов. К периферии Восточно-Монгольской внутриплитной магматической области приурочен объект настоящего исследования.

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта кукульбейского рудного района по Г.П. Зарайскому и др. (2009) с дополнениями и изменениями. На врезке – схема географического расположения изучаемых массивов. 1 – ундинский гранит-гранодиоритовый комплекс (P₁); 2 – шахтаминский монцодиорит-гранодиорит-гранитовый комплекс (J_2–3); 3 – шадоронский субвулканический андезидацитовый комплекс (J_2–3); 4 – олдондинский граносиенит-гранитовый комплекс (J₃); 5–6 – кукульбейский гранит-лейкогранитовый комплекс (J₃): 5 – граниты и лейкограниты (пунктиром обозначена вне масштаба выделяемая авторами ранняя фаза), 6 – литий-фтористые граниты; 7 – Агинско-Борщевочная аккреционная структурная зона: амфиболиты и гнейсы (PR₁), вулканогенно-осадочные породы (PZ_2–3), 8 – Газимуро-Аргунская структурно-формационная зона: терригенные отложения ононской и ононско-борзинской серий (J_1–2): аргиллиты, алевролиты, песчаники, конгломераты; 9 – Восточно-Агинский структурный шов. Цифры на карте: 1 – Шундуинский массив ундинского комплекса; 2 – Олдондинский массив олдондинского комплекса; 3–12 – шахтаминский комплекс, массивы: 3 – Белухинский, 4 – Букукинская группа, 5 – Тургинский, 6 – Курунзулайский, 7 – Ноцуйский, 8 – Бырохчанский, 9 – Амныкенский, 10 – Антийский, 11 – Северо-Соктуйский; 12–14 – кукульбейский комплекс, массивы гранитов и лейкогранитов: 12 – Турга-Кулиндинский, 13 – Антоновогорский, 14 – Соктуйский; 15–17 – массивы и штоки литий-фтористых гранитов: 15 – Тургинская группа штоков, 16 – Этыкинский массив, 17 – Ачиканский массив.

Интрузии кукульбейского комплекса тяготеют к области распространения мощных терригенных толщ юры и к зонам крупных межблоковых разломов северо-восточного и северо-западного простирания. Из (Объяснительная …, 2001): “… редкометальные рудные поля контролируются скрытой линейной структурой близширотного простирания (системой сколов фундамента?) и ее пересечениями с разломами северо-восточной ориентировки”. Тургинский массив приурочен к ядру брахиантиклинальной складки, образованной нижнеюрскими отложениями ононской и ононско-борзинской серии, представленной аргиллитами, алевролитами, песчаниками, конгломератами. С северо-запада интрузив ограничивается взбросо-надвигом. Вдоль этого разлома он контактирует с нижнеюрскими осадочными породами, палеозойскими известняками и доломитами и гранитоидами ундинского гранит-гранодиоритового комплекса (Трошин и др., 1983). Гранитоиды кукульбейского комплекса прорывают массив монцонитоидов шахтаминского комплекса в северо-западной его части. По границе контакта пород этих комплексов прослеживаются выходы наиболее поздних пород кукульбейского комплекса – амазонитовых гранитов, образующих малые штоки и дайковые тела (рис. 2).

Рис. 2.

Схема строения Тургинского массива по материалам Березовикова И.П. и Лаврушина В.В., 1983; с дополнениями авторов. 1 – палеозойские отложения; 2 – терригенные отложения онтагинской свиты, J₁; 3 – породы шахтаминского комплекса, J_2–3; кукульбейский комплекс, J₃-K₁: 4 – порфировидные биотитовые граниты, 5 – протолитионитовые граниты, 6 – амазонитовые граниты; 7 – четвертичные отложения; 8 – разрывные нарушения; 9 – достоверные геологические границы; 10 – предполагаемые геологические границы; 11 – точки опробования с номерами проб.

Главную часть массива монцонитоидов шахтаминского комплекса слагают мелко- и среднезернистые гранодиориты, граносиениты, местами порфировидные с вкрапленниками КПШ до 3–5 см. Порода состоит из плагиоклаза № 25–27 (35%), КПШ (25%), кварца (20%), примерно равных количеств (10%) роговой обманки и железистого биотита (истонит–сидерофиллитового ряда). Акцессорные минералы представлены гранатом, цирконом, флюоритом, магнетитом, ильменитом. В заметных количествах присутствует сфен. В эндоконтактовых частях массива получили развитие более меланократовые породы, соответствующие биотит-роговообманковым диоритам и монцодиоритам. Эти породы характеризуются мелкозернистой структурой, массивной текстурой, состоят из плагиоклаза (35%), КПШ (20%), кварца (15%), роговой обманки (5%), биотита (15%). Состав акцессорных минералов сходен с составом акцессориев в гранодиоритах, отмечается большее количество флюорита.

Лейкограниты кукульбейского комплекса представлены тремя разновидностями пород, различающихся геологическим положением, внешним обликом, составом и содержаниями рассеянных и редких элементов. С определенной долей условности эти породы можно рассматривать в качестве фаз внедрения. Как наиболее ранние нами выделены сохранившиеся в виде останцов редкие и малые по площади выходы порфировидных биотитовых гранитов, приуроченные к северной части массива. Вторая, так называемая главная фаза (“протолитионитовые граниты”), представленная средне-равномернозернистыми гранитами с Li-сидерофиллитом, слагает основную часть массива. Амазонитовые граниты образуют отдельные штоки и рои даек. В апикальной части массива отмечаются многочисленные останцы более древних пород, в том числе вмещающих метаосадочных пород, монцонитоидов шахтаминского комплекса и палеозойских гранитоидов, вероятно, ундинского комплекса.

Породы ранней фазы представлены лейкократовыми порфировидными биотитовыми гранитами гипидиоморфнозернистой структуры с размером вкрапленников КПШ до 2–3 см. КПШ не сдвойникован, решетка редка, характерны пертиты распада. Порода состоит из примерно равных количеств калиевого полевого шпата, плагиоклаза (№ 23–26, в меньшей мере № 10–12) и кварца с небольшим содержанием (до 3%) хорошо оформленного пластинчатого биотита аннит-сидерофиллитового ряда с насыщенной бурой окраской. Парагенезис акцессорных минералов ранней фазы типичен для кукульбейских гранитов ильменит-магнетит-монацитового типа, для которого характерны циркон, монацит, ксенотим, ильменорутил, гранат, апатит, флюорит, оксиды железа. Зерна циркона длиной 50–350 мкм имеют гиацинтовый облик, CL-исследования фиксируют преимущественно тонкую осцилляторную зональность роста. В составе циркона содержание гафния увеличивается от 0.5–0.8 мас. % в ядрах и до 1.7–2.2 мас. % во внешних зонах и каймах (Иванова и др., 2018). Преимущественно во внутренних зонах отдельных зерен фиксируется заметное содержание урана (до 1 мас. % UO₂). В целом по внешнему облику, составу пород и слюд, парагенезису акцессорных минералов биотитовые граниты Тургинского массива сходны с так называемыми “материнскими гранитами”, участвующими в строении глубоких горизонтов дифференцированных рудоносных массивов региона (Сырицо, 2002). Однако, в отличие от этих массивов, в пределах Тургинского массива биотитовые граниты залегают гипсометрически выше более поздних разновидностей пород, образуя лишь единичные останцы на современной дневной поверхности.

Главная фаза представлена средне-равномернозернистыми гранитами с обильными выделениями темноокрашенной (до черной) слюды, нередко образующей плохо оформленные деформированные пачки изогнутых пластинок, наполненных включениями рудных минералов. Порода состоит из КПШ (35%), плагиоклаза № 2–4 (25%), кварца (30%) и Li-содержащего сидерофиллита (до 10%). Кварц гороховидный, преимущественно темный морионоподобный. Калиевый полевой шпат, нередко с микроклиновой решеткой, замещается альбитом, что свидетельствует о весьма значительном проявлении процесса альбитизации. В этой разновидности пород происходит резкое увеличение видового и химического разнообразия акцессорной минерализации, наряду с вышеперечисленными минералами биотитовых гранитов здесь появляется обилие минералов LREE, U, Th, Nb, F, в том числе: Fe-колумбит, минералы группы пирохлора и самарскита, фергусонит, циртолит, торит и другие минералы изоструктурной группы REE-Y-Zr-Th-U-силикат-фосфатов, уранинит, флюоцерит, бастнезит, паризит, алланит (Иванова, Сырицо, 2019). Таким образом, типоморфной здесь становится редкоземельная и Zr-Th-U минерализация. Изменение геохимической специализации сказывается и на сквозных минералах. Так, в ильменорутиле из этой разновидности пород увеличивается содержание ниобия до 8.9 мас. %. В породе резко возрастает количество циркона, морфологически его габитус меняется на высокотемпературный. Кристаллы циркона имеют короткостолбчатый облик, до 20–30% всех зерен представлены характерными двойниками и сложными срастаниями (рис. 3а), преимущественное развитие получает циртолит. Состав циркона резко меняется, устанавливается скачкообразный подъем содержаний ThO₂ и UO₂ в среднем до 3 и 7 мас. % оксидов соответственно, в отдельных случаях до 15 мас. %, а также образование самостоятельных Th-U фаз в виде микровключений (Иванова и др., 2018). Одной из ярких особенностей рассматриваемой разновидности пород является обилие гематитовых кайм по торийсодержащим минералам (рис. 3б) (гематит диагностирован по данным СЭМ и рамановской спектроскопии). Флюоцерит, как правило, приурочен к слюде или флюориту, часто окружен бастнезитом (рис. 3г). Состав минерала в целом выдержанный (в мас. %): Ce₂O₃ – 31.22–45.63, La₂O₃ – 9.06–27.44, Nd₂O₃ – 8.16–18.58, Pr₂O₃ – 2.57–4.79, F – 22.51–28.26. Фторкарбонаты бастнезит и паризит относятся к наиболее поздней парагенетической ассоциации, развиваются преимущественно по флюоцериту и алланиту (рис. 3в, 3г), наиболее распространен бастнезит-(Ce) с составом (в мас. %): Ce₂O₃ – 31.85–50.5, Nd₂O₃ – 4.34–26.71, Pr₂O₃ – 1.91–4.93, Sm₂O₃ – 0–6.37, Ca – 0–4.66, Y₂O₃ – 0–5.8, Th – 0–8.07, F – 4.06–8.99. Взаимоотношения минералов позволяют предположить следующую последовательность их образования: флюорит → флюоцерит → бастнезит, а также алланит → бастнезит.

Рис. 3.

Формы проявления и характер взаимоотношений акцессорных минералов в гранитоидах Тургинского массива. (а) – срастание циркона из протолитионитовых гранитов, (б) – торит в гематитовой оторочке в полевом шпате, (в) – развитие бастнезита по алланиту, (г) – развитие бастнезита по флюоцериту, (д) – Fe-колумбит в ассоциации с касситеритом и минералом группы самарскита. Zrn – циркон, Thr – торит, Hem – гематит, Aln – алланит, Bn – бастнезит, Flc – флюоцерит, Cb – колумбит, Cst – касситерит, Ss – самарскит.

Завершающая третья фаза представлена средне- и мелко-равномернозернистыми породами литионит-амазонит-альбитового состава с характерным гороховидным кварцем. Эти породы сложены микроклином (30%), альбитом № 0–2 (25%), кварцем (35%), слюдой протолитионит-циннвальдитового состава (5%) при широко варьирующем соотношении породообразующих минералов. Эта разновидность пород характеризуется наибольшим разнообразием и количеством акцессорных минералов, описанных выше для протолитионитовых гранитов, в том числе фторидов и фторкарбонатов LREE, REE-Zr-Th-U-силикат-фосфатов. Особенностью акцессорной минерализации амазонитовых гранитов является присутствие касситерита, сфалерита, стибнита. В примесном составе акцессорных минералов возрастает роль HREE, появляется Y-флюорит и Y-силикат (предположительно, иттриалит Y₂Si₂O₇). Кристаллы циркона гиацинтового облика размером 100–200 мкм, внутренняя структура пористая, содержания примесных компонентов (в мас. %): 1–2 ThO₂, 2–7 UO₂, 2–3 HfO₂. Во флюоцерите из амазонитовых гранитов установлено небольшое увеличение концентраций Th, Ca, Si в числе примесей, иногда фиксируется наличие кислорода вплоть до 8 мас. %.

Особенностью петрографического облика тургинских гранитов по сравнению с гранитами рудоносных массивов является отсутствие топаза и типичных для них выделений кварца, содержащих ориентированные вростки альбита (snow-ball кварц). Наиболее распространенным типом слюды является Li-сидерофиллит, в меньшей мере циннвальдит с максимальным содержанием Li₂O до 2.17 мас. %. В составе акцессорных минералов резко преобладают минералы REE-Nb-Zr-Th-U специализации, характерные для агпаитовых редкометальных гранитов (Савельева и др., 2016; Владыкин и др., 2016).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Определение содержаний главных элементов выполнено методом силикатного анализа, редких элементов – ICP-MS и РФА (XRF) (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург), определение щелочных элементов – методом фотометрии пламени, измерение содержаний фтора – методом ион-селективных электродов (кафедра геохимии, СПбГУ, Санкт-Петербург).

Мономинеральные фракции были выделены в ИГГД РАН (Санкт-Петербург) электромагнитными методами и в тяжелых жидкостях. Микропримесный состав циркона определен при помощи масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) (Cameca IMS-4f, ЯФ ФТИАН РАН, г. Ярославль) по стандартной методике. Размер участка зондирования 20 мкм, относительная ошибка измерения 10–15%, порог обнаружения элементов 10 ppb. Состав слюд определялся методом мокрой химии в лаборатории кафедры геохимии СПбГУ и на электронном микроанализаторе Cameca SX-100 в Геоисследовательском Центре г. Потсдам, Германия. Исследования плоскополированных пластинок пород и шайб с зернами акцессорных минералов, определение их состава проводились в Научном Парке СПбГУ. В ресурсном центре “Геомодель” состав минералов определялся на сканирующем электронном микроскопе Hitachi S-3400N с аналитическими приставками. При электронном зондировании использован полупроводниковый детектор INCA (Oxford Instruments, Англия): напряжение 15–25 кВ, область анализа 3 мкм. Для ряда минералов определялись рамановские спектры на спектрометре Horiba Jobin-Yvon LabRam HR 800. В междисциплинарном ресурсном центре “Нанотехнологии” проводилось изучение циркона методом катодолюминесценции на сканирующем электронном микроскопе Zeiss SUPRA 40VP. Изучение расплавных включений в кварце, их гомогенизация и анализ состава проводились в Германии (Геоисследовательский Центр, г. Потсдам) и в Ярославле (SIMS, ЯФ ФТИАН РАН). Условия эксперимента: температура 750°C, давление 2 кбар, длительность 24 ч (методика по (Баданина и др., 2010)). При построении спектров распределения REE состав пород и циркона нормировался на состав хондрита CI (McDonough, Sun, 1995).

Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные получены в ИГГД РАН. Навески около 100 мг растертых образцов с добавлением смешанных изотопных индикаторов ¹⁴⁹Sm-¹⁵⁰Nd и ⁸⁵Rb-⁸⁴Sr разлагались в тефлоновых бюксах в смеси HCl + HF + HNO₃ при температуре 110°C с проверкой полноты разложения под бинокуляром. Rb и Sr выделены по стандартной методике с использованием ионно-обменных смол. Редкоземельные элементы выделены посредством стандартной катионо-обменной хроматографии с помощью смолы Bio-Rad AG1-X8 200–400 меш, а Sm и Nd – с помощью экстракционной хроматографии на колонках LN-Spec (100–150 меш) фирмы Eichrom по методике, близкой к (Richard et al., 1976). Уровень холостого опыта составляет 0.03–0.2 нг для Sm и 0.1–0.5 нг для Nd, 0.2 нг Rb и 1.0 нг для Sr. Изотопные составы Sm, Nd, Rb и Sr измерены на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512115 в Nd стандарте JNdi-1. Изотопные отношения Sr нормализованы к величине ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr = 8.37521. Точность определения концентраций Sm, Nd, Rb и Sr – ± 0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – ±0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – ±0.005%, ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr – ±0.5%, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – ±0.05% (2σ). При расчете величин ε_Nd(Т) и модельных возрастов Т_Nd(DM) использованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967) и деплетированной мантии (DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = = 0.21365).

ОСОБЕННОСТИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ПОРОД ТУРГИНСКОГО МАССИВА

По петрохимическому составу и повышенному содержанию литофильных редких элементов и фтора лейкограниты Тургинского массива отвечают геохимическому типу редкометальных плюмазитовых гранитов, по Л.В. Таусону (1977), (рис. 4). При этом породы выделяемых трех фаз весьма близки по петрохимическому составу (табл. 1). В предполагаемом ряду дифференциатов прослеживается слабо выраженная тенденция уменьшения содержаний (на уровне десятых долей процента) титана, кальция и магния, а также снижение содержания алюминия и повышение доли натрия в амазонитовых гранитах. В этом процессе отмечается также некоторое накопление литофильных редких элементов (Li, Ta, Nb, F), менее значительное по сравнению с рудоносными массивами амазонитовых гранитов. Отличительной особенностью лейкогранитов Тургинского массива является заметное повышение железистости протолитионитовых гранитов по сравнению с биотитовыми гранитами (2.17 ± 1.09 и 1.55 ± 0.27 мас. % FeO_tot соответственно).

Рис. 4.

Соотношение глиноземистости монцонитоидов шахтаминского комплекса и гранитов кукульбейского комплекса Тургинского массива. 1 – монцонитоиды шахтаминского комплекса, 2 – порфировидные биотитовые граниты, 3 – протолитионитовые граниты, 4 – амазонитовые граниты. Сплошные линии разделяют поля агпаитовых, нормальных и плюмазитовых пород, пунктирные – поля гранитов I-, S- и A-типов по (Maeda, 1990), штриховкой показано поле посторогенных гранитов по (Maniar, Piccoli, 1989).

Сопоставление порфировидных биотитовых гранитов Хангилайского и Тургинского массивов, позволяющее судить об исходном расплаве, показало, что эти породы в обоих массивах характеризуются петрохимическим сходством, но различаются по содержанию редких элементов и фтора. Так, содержания лития и фтора, в меньшей мере Sr, более низкие (в 2–3 раза) в биотитовых гранитах Тургинского массива по сравнению с гранитами Хангилайского интрузива, материнских для лейкогранитов Орловского массива (Баданина и др., 2010). В то же время для них характерны близкие уровни концентрации высокозарядных элементов – Ta, Nb, Zr, Hf, REE. Такое единообразие состава в отношении высокозарядных элементов нарушается при сопоставлении состава расплавов этих пород. Характеристики последних были установлены на основе анализа регомогенизированных стекол расплавных включений в кварце на ионном зонде (ЯФ ФТИАН РАН, Ярославль). Из этих данных (табл. 2) следует, что расплав лейкогранитов Тургинского массива, по сравнению с расплавом лейкогранитов Орловского массива, характеризуется заметно более высокими концентрациями суммарного содержания REE (262 и 27 г/т соответственно), в меньшей мере U, Th, Y, и значительно более низкой концентрацией лития (177 и до 1220 г/т соответственно) и бора (61 и 464 г/т соответственно).

Особенностью дифференциации Тургинского массива является принципиально иной характер распределения петрогенных элементов – Si, Al, суммарного содержания щелочей. Как видно из рис. 5, в ряду дифференциатов рудоносных массивов происходит последовательное уменьшение кремнекислотности в среднем от 73.6 до 70.5 мас. % при синхронном возрастании глиноземистости (от 14.0 до 15.6 мас. %) и суммарного содержания щелочей (от 8 до 10 мас. % (Na₂O + K₂O)). В лейкогранитах Тургинского массива, напротив, несколько увеличивается содержание кремнезема в среднем от 74.3 до 75.5 мас. % при уменьшении глиноземистости от 13.8 до 12.06 мас. % в протолитионитовых гранитах и слабом возрастании суммарного количества щелочей от 8.0 до 8.7 мас. % с инверсией преобладающей роли Na в амазонитовых гранитах.

Рис. 5.

Состав и характер эволюции рядов дифференциатов пород Тургинского, Хангилайского, Орловского массивов, амазонитовых гранитов Этыкинского и Ачиканского массивов на классификационной петрохимической диаграмме. Тургинский массив: 1 – порфировидные биотитовые граниты, 2 – протолитионитовые граниты, 3 – амазонитовые граниты; Хангилайский и Орловский массивы: 4 – биотитовые граниты, 5 – протолитионитовые граниты, 6 – порфиробластовые граниты, 7 – амазонитовые граниты; Этыкинский массив: 8 – амазонитовые граниты; Ачиканский массив: 9 – амазонитовые граниты.

Как видно из табл. 1 и рис. 6, 7, в ряду дифференциатов пород Тургинского массива наблюдается некоторое увеличение содержаний Li, F, Rb, Ta, Nb, менее значительное по сравнению с рудоносными массивами. Поэтому на большинстве рассматриваемых диаграмм в качестве конечных дифференциатов выступают амазонитовые граниты Этыкинского, Ачиканского и Орловского массивов. При этом особенностью дифференциации лейкогранитов Тургинского массива является резкое снижение содержаний Sr и Ba на самом раннем этапе развития системы. Так, в биотитовых гранитах содержание Sr составляет 102 ± 17 г/т, в протолитионитовых уменьшается до 12 ± 5 г/т. Содержание Ba снижается от 188 ± 73 до 22 ± 9 г/т. Как видно из сопоставления рядов дифференциатов Тургинского, Хангилайского и Орловского массивов (рис. 6), в процессе резкого уменьшения содержания Sr в Тургинском массиве не происходит синхронного накопления Rb, которое характерно для рудоносных массивов (Сырицо и др., 1989). В сравниваемых массивах различным является характер накопления лития и фтора. Рудоносные массивы характеризуются как изначальной обогащенностью этими элементами, так и на порядок большим их концентрированием в амазонитовых гранитах: в Тургинском массиве – 483 ± 168 г/т Li₂O и 0.17 ± ± 0.06 мас. % F, в Орловском массиве – 3054 ± ± 750 г/т Li₂O и 1.11 ± 0.32 мас. % F.

Рис. 6.

Концентрации Rb и Sr в рядах дифференциатов пород Тургинского, Хангилайского, Орловского массивов. Породы шахтаминского комплекса: 1 – Тургинский массив, 2 – Хангилайский интрузив; 3–9 – породы кукульбейского комплекса: Тургинский массив: 3 – порфировидные биотитовые граниты, 4 – протолитионитовые граниты, 5 – амазонитовые граниты; Хангилайский и Орловский массивы: 6 – биотитовые граниты, 7 – протолитионитовые граниты, 8 – порфиробластовые граниты, 9 – амазонитовые граниты. Стрелками показаны тренды фракционирования Li-F гранитов Орловского и Тургинского массивов.

Рис. 7.

Концентрации Li (а) и F (б) в рядах дифференциатов пород Тургинского, Хангилайского, Орловского, Этыкинского, Ачиканского массивов. Породы шахтаминского комплекса: 1 – Тургинский массив, 2 – Хангилайский интрузив; 3–11 – породы кукульбейского комплекса: Тургинский массив: 3 – порфировидные биотитовые граниты, 4 – протолитионитовые граниты, 5 – амазонитовые граниты; Хангилайский и Орловский массивы: 6 – биотитовые граниты, 7 – протолитионитовые граниты, 8 – порфиробластовые граниты, 9 – амазонитовые граниты; Этыкинский массив: 10 – амазонитовые граниты; Ачиканский массив: 11 – амазонитовые граниты.

Специфической особенностью Тургинского массива является резкое увеличение в протолитионитовых гранитах, по сравнению с биотитовыми, содержаний Zr, Hf, REE, в меньшей мере U и Th, что не характерно для процессов дифференциации рудоносных редкометальных плюмазитовых гранитов изучаемого региона (табл. 1). Так, в протолитионитовых гранитах Тургинского массива суммарное содержание REE и Zr составляет 407 и 332 г/т, в то время как в биотитовых гранитах – 134 и 58 г/т соответственно. В протолитионитовых гранитах Орловского массива суммарное содержание REE составляет 157 г/т, а Zr – 39 г/т. При этом редкометальные граниты Тургинского массива, в отличие от рудоносных массивов, характеризуются резким преобладанием в них легких REE. Как видно из рис. 8, максимальное накопление REE, особенно легких, фиксируется в протолитионитовых гранитах главной фазы. В то время как в рудоносных массивах, например Орловском, в процессе дифференциации происходит последовательное снижение суммарного содержания REE, при выравнивании La/Yb отношения (“птицеобразный” мотив распределения), увеличивается величина отрицательной Eu-аномалии, растет степень проявления тетрад-эффектов (Баданина и др., 2010).

Рис. 8.

Спектры распределения REE, нормированных к хондриту по (McDonough, Sun, 1995), в рядах дифференциатов пород Тургинского (а) и Хангилайского, Орловского (б) массивов. 1 – биотитовые граниты, 2 – протолитионитовые граниты, 3 – порфиробластовые граниты, 4 – амазонитовые граниты.

ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ФОРМИРОВАНИЯ ТУРГИНСКОГО МАССИВА

Для Тургинского массива установлен нестандартный температурный режим формирования, связанный с повышением температуры расплавов на этапе образования протолитионитовых гранитов главной фазы. Учитывая важность этого параметра, оценка температуры кристаллизации пород проводилась с использованием различных геотермометров, в том числе по степени насыщения силикатного расплава Zr (Watson, Harrison, 1983; Salehi et al., 2014), уровню концентрации Ti в цирконе – геотермометр “Ti-in-zircon” (Ferry, 2007), морфологии циркона (Pupin, 1980), коэффициенту распределения Gd в сосуществующих монаците и ксенотиме (Gratz, Heinrich, 1998). Как показали выполненные исследования, перепад температур кристаллизации протолитионитовых гранитов относительно биотитовых гранитов по данным разных независимых методов варьирует от 50 до 100°C. Наиболее полные данные были получены при использовании первого из упомянутых геотермометров. Как представлено в табл. 3, в соответствии с этим геотермометром для порфировидных биотитовых гранитов ранней фазы установлена температура кристаллизации в интервале 710–740°C, для протолитионитовых гранитов главной фазы – 810–850°C, для амазонитовых гранитов заключительной фазы – 720–755°C. Следует отметить также, что тургинские амазонитовые граниты являются наиболее высокотемпературными из всех рассмотренных на территории Восточного Забайкалья. Наиболее низкими температурами кристаллизации (600–710°C) отличаются амазонитовые граниты Орловского массива.

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Определение возрастных соотношений пород, входящих в состав Тургинского массива, проводилось на основе изучения Rb-Sr и Sm-Nd изотопных систем валового состава пород. Эти исследования выполнены В.С. Абушкевичем в ИГГД РАН. Для оценки времени формирования пород шахтаминского комплекса были выделены монофракции породообразующих минералов (КПШ, плагиоклаз, амфибол, биотит) и вал породы из представительной пробы граносиенита, наиболее распространенного среди пород этого комплекса (пр. Ту-815). К сожалению, полученные изотопные составы Rb и Sr указанных минералов и вала породы образуют на диаграмме ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr– ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr большой разброс, не позволяющий построить единую изохрону. Тем не менее эти данные заслуживают внимания (табл. 4). Так, плагиоклаз и калиевый полевой шпат дают указание на возраст в 159 млн лет, что близко соответствует времени формирования граносиенитов главной фазы – типичной породы шахтаминского комплекса – 158 ± 1 млн лет при IR_(Sr) = 0.7068 ± 0.0002 (Сырицо и др., 1999), в то время как возраст кристаллизации амфибола и биотита попадает в интервал формирования кукульбейского комплекса – 132 млн лет. Полученные таким образом предварительные данные в целом соответствуют двум возрастным этапам развития монцонитоидного и лейкогранитового магматизма в регионе Восточного Забайкалья. При этом лейкогранитовый расплав мог вызвать прогрев вмещающих монцонитоидов, что сказалось прежде всего на изотопном составе биотита и амфибола. Кроме того, у биотита из всех проанализированных минералов самая низкая температура закрытия изотопной системы порядка 300°C. В то время как полевые шпаты, являясь основными концентраторами стронция в этих породах, могли не зафиксировать нарушение закрытости системы. Полученное значение первичного ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения для пород шахтаминского комплекса составляет 0.7081, что совпадает с опубликованными данными (Сырицо, 2002).

В результате изучения Rb-Sr изотопной системы пород кукульбейского комплекса Тургинского массива (табл. 5, рис. 9) установлено, что биотитовые граниты ранней фазы (пр. Ту-540), протолитионитовые граниты главной фазы (пр. Ту-476) и амазонитовые граниты (пр. Ту-437, Ту-542) по валовым составам соответствуют изохронной модели и имеют возраст формирования массива, равный 133.8 ± 1.2 млн лет при IR_(Sr) = 0.71768 ± 22 и СКВО = 1.2 (рис. 9), что свидетельствует о близком временном интервале образования выделенных разновидностей слагающих его пород. Величины первичного отношения стронция IR_(Sr) варьируют от 0.717589 для гранитов ранней фазы до 0.714915 в гранитах главной фазы. Учитывая обзор литературных данных (Костицын и др., 2004; Абушкевич, Сырицо, 2007), следует отметить, что Тургинский массив является единственным среди массивов редкометальных плюмазитовых гранитов Забайкалья, лейкограниты которого характеризуются сравнительно высоким значением IR_(Sr). Вслед за работами Ю.А. Костицына с соавторами (Костицын и др., 2004) нами были установлены (Абушкевич, Сырицо, 2007) для многих массивов редкометальных плюмазитовых гранитов этого региона весьма низкие величины первичного изотопного отношения стронция IR_(Sr), не превышающие 0.707 (табл. 6).

Рис. 9.

Диаграмма в координатах ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr–⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для валовых проб пород трех интрузивных фаз гранитов Тургинского массива: Ту-540 – порфировидные биотитовые граниты; Ту-476 – протолитионитовые граниты; Ту-437, Ту-542 – амазонитовые граниты.

Изучение Sm-Nd системы (табл. 7) показало, что породы ранней и главной фаз лейкогранитов Тургинского массива характеризуются близким к коровому ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd отношением, варьирующим от 0.1237 (ранняя фаза) до 0.1483 (главная фаза). При этом значения величины ε_Nd(T) изменяются в широких пределах от –2.8, характерных для пород ранней фазы, до –0.4, отвечающих главной фазе, в амазонитовых гранитах ее значения соответствуют –1.1 и –0.9. Резкое увеличение отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd происходит в амазонитовых гранитах, где оно достигает 0.1976 (при ε_Nd(T) = –0.9), и особенно в амазонитовых гранитах Этыкинского массива –0.2021 (при ε_Nd(T) = –1.0), что в сочетании с резкой деплетированностью по Sr, по сравнению с исходными породами, указывает на участие ювенильного компонента при формировании этих пород.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Сопоставление лейкогранитов Тургинского массива с амазонитовыми гранитами рудоносных массивов Забайкалья (Этыкинский, Ачиканский, Орловский) вскрывает ряд особенностей состава исходного расплава и путей его дифференциации. При этом в качестве пород, представляющих материнские расплавы, нами рассматриваются биотитовые граниты Хангилайского интрузива.

В истории формирования Тургинского массива принципиальным вопросом является характер возрастного соотношения лейкогранитов кукульбейского комплекса и вмещающих шахтаминских монцонитоидов, а в пределах первого комплекса – взаимоотношение трех выделяемых в нем разновидностей пород, представленных порфировидными биотитовыми гранитами, протолитионитовыми гранитами и амазонитсодержащими гранитами.

Судя по изотопно-геохронологическим данным, массив монцонитоидов шахтаминского комплекса формировался раньше лейкогранитов кукульбейского комплекса (159 и 134 ± 1 млн лет соответственно). Существующий возрастной интервал в 25 млн лет между внедрением шахтаминских монцонитоидов и кукульбейских лейкогранитов весьма осложняет восприятие идеи Ю.П. Трошина о “формировании биотитовых и амазонитовых гранитов в ореольном пространстве интрузии монцодиоритовой магмы за счет отделения лейкократового Li-F расплава от меланократового остатка” (Трошин и др., 1983). С учетом возрастных соотношений есть основания предполагать обратный характер взаимоотношений этих комплексов, а именно воздействие кукульбейского расплава на породы шахтаминского комплекса. Это проявляется, прежде всего, в нарушении изотопной системы монцонитоидов при внедрении кукульбейского расплава, в результате чего, как указано выше, на диаграмме ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr–⁸⁷Sr/⁸⁶Sr точки их составов распределились вдоль двух эрохрон.

Выделение фазности в породах кукульбейского комплекса Тургинского массива было проведено нами достаточно условно. Особенно неоднозначно положение порфировидных биотитовых гранитов. С одной стороны, эти породы по физиографии, составу пород, слюд, акцессорных минералов весьма сходны с типичными биотитовыми гранитами кукульбейского комплекса, материнскими для рядов дифференциатов редкометальных плюмазитовых гранитов, завершающихся образованием рудоносных амазонитовых гранитов. С другой стороны, при петрохимическом сходстве состав расплава этих пород заметно обогащен (на порядок концентрации) суммарным содержанием REE, Zr, и главное – прослеживается приуроченность этих пород исключительно к апикальной части массива. Такая ситуация возможна при условии более позднего внедрения расплава протолитионитовых гранитов в виде нового для Забайкалья интрузивного комплекса повышенной щелочности и нестандартной для Забайкалья геохимической REE-Nb-Zr-Th специализации. В результате этого биотитовые граниты ранней фазы остаются в виде останцов в апикальной части массива. При этом скачок температуры кристаллизации протолитионитовых гранитов относительно более ранних биотитовых гранитов составляет от 50 до 100°C. Этот процесс сопровождается существенным накоплением в породах характерной ассоциации тугоплавких элементов (в г/т): REE 337 ± 93, Zr 270 ± 59, Th 72 ± 31, U 16 ± 6, что противоречит классической схеме фракционирования плюмазитовых Li-F систем, согласно которой в этом процессе наблюдается, напротив, постепенное снижение концентрации указанных элементов.

Сравнение порфировидных биотитовых гранитов Тургинского массива с аналогичными гранитами Хангилайского интрузива показывает близость их петрохимического состава и существенное различие в содержании ряда литофильных элементов, прежде всего Li, F, Sr, Ba, при сходной концентрации Rb, Ta, Nb. Более показательно различие в составе расплавов (табл. 2). Так, расплав Тургинского массива изначально обогащен на порядок REE, в меньшей мере U, Th, Y, в то время как в расплаве Орловского массива установлены более высокие содержания лития и бора по сравнению с расплавом лейкогранитов Тургинского массива. Сопоставление рядов дифференциатов изучаемых массивов вскрывает как общие закономерности эволюции их составов, так и отличительные черты. Общей закономерностью эволюции состава является уменьшение содержаний Mg, Ti, Ca, накопление характерной ассоциации литофильных редких элементов – Li, Rb, Cs, F, Ta, Nb, Sn. Различие заключается в значительно более низких их содержаниях в Тургинском массиве. Однако главную особенность дифференциации Тургинского массива составляет принципиально иной характер распределения петрогенных элементов – Si, Al, суммарного содержания щелочей. Как видно из рис. 5, в ряду дифференциатов рудоносных массивов происходит последовательное уменьшение кремнекислотности при возрастании глиноземистости и щелочности (Na₂O + K₂O). В Тургинском массиве, напротив, увеличивается содержание кремнезема при некотором уменьшении глиноземистости и отсутствии накопления щелочей. В результате тренды дифференциации рудоносных массивов и Тургинского массива характеризуются принципиально различной направленностью.

Различия фиксируются также в составе минералов, форм их выделения, появлении новых фаз. Так, слюда аннит-сидерофиллитового состава замещается в лейкогранитах Тургинского массива более железистым литийсодержащим сидерофиллитом-протолитионитом (рис. 10), что объясняется общим повышением содержания железа в этой породе. Различие между ранней и главной фазами достигает 2 мас. % суммарного содержания оксида железа. Выделившееся железо проявляется в виде специфических кайм нарастания гематита на акцессорный торит (см. рис. 3). Подъем температуры определил появление в этой разновидности пород высокотемпературного морфотипа циркона с обильным проявлением специфического двойникования, что, по мнению ряда исследователей, служит индикатором резкого изменения условий минералообразования и, прежде всего, повышения щелочности и температуры кристаллизации флюидонасыщенного расплава (Мачевариани, 2015). И, наконец, для протолитионитовых гранитов характерно образование специфического набора акцессорных минералов, отражающих новую для редкометальных плюмазитовых гранитов Забайкалья геохимическую специализацию (Th, U, REE, Zr), ассоциация которых не типична для рудоносных массивов подобных гранитов изучаемого региона (Иванова, Сырицо, 2019). К их числу относятся: высокожелезистый колумбит, минералы системы торит-ксенотим-циркон-коффинит, минералы групп пирохлора и самарскита, фториды, фторкарбонаты и силикаты REE. Акцессорные минералы такого типа являются типоморфными для подщелоченных расплавов агпаитового ряда (Савельева и др., 2016; Владыкин и др., 2016). Накопление в их составе легких REE и CO₂ роднит их с минерализацией в агпаитовых породах. Подобная акцессорная минерализация известна в амазонитовых гранитах Северного Тянь-Шаня (Луговской и др., 1972). Флюоцерит одного из этих массивов – Курментинского – был детально описан Л.Г. Фельдманом с соавторами (1973). В этой работе предлагается рассматривать флюоцерит в качестве типоморфного минерала нового геохимического подтипа колумбитоносных амазонитовых гранитов повышенной щелочности. При этом отмечается, что “флюоцерит более характерен для плюмазитовых пород (хотя и несколько повышенной щелочности)”, а для агпаитовых гранитоидов типоморфным минералом является гагаринит.

Рис. 10.

Различный характер эволюции состава литиево-железистых слюд Тургинского и Орловского массивов на диаграмме минальных составов (Козлов и др., 1978). Слюды Тургинского массива: шахтаминский комплекс, гранодиориты: 1 – биотит; кукульбейский комплекс: биотитовые граниты: 2 – биотит, протолитионитовые граниты: 3 – Li-сидерофиллит, амазонитовые граниты: 4 – циннвальдит; слюды Орловского массива: биотитовые граниты: 5 – биотит; протолитионитовые граниты: 6 – Li-сидерофиллит. Стрелки отражают различные тенденции эволюции состава слюд. Ист – истонит, Фл – флогопит, Сдф – сидерофиллит, Анн – аннит.

Сопоставление Тургинского и Курментинского массивов вскрывает черты сходства и различия в составе и условиях их формирования. Прежде всего, следует отметить принципиальное сходство в тектонической обстановке проявления магматизма – тектоно-магматической активизации областей завершенной складчатости. Другой особенностью, заслуживающей внимания, является наличие в составе терригенно-осадочного чехла вмещающих пород обоих рассматриваемых массивов существенной доли карбонатных пород, с проявлением интенсивной флюоритизации в апикальной части массивов. Это особенно характерно для Тургинского массива, ареал которого изобилует флюоритовыми рудопроявлениями, в том числе в 7 км от него находится известное Калангуйское месторождение флюорита. Весьма показательное отличие минерального состава сравниваемых массивов проявляется в отсутствии в Тургинском массиве топаза и snow-ball кварца, типичных для пород Курментинского массива. Кроме того, при сходной традиционной тенденции уменьшения магнезиальности, основности, накопления фтора и редких щелочных элементов для Тургинского массива характерна принципиально иная схема дифференциации главных петрогенных элементов. В отличие от рудоносных массивов Забайкалья и сходного с ними Курментинского массива, здесь не происходит уменьшения кремнекислотности, увеличения глиноземистости и общей щелочности.

Обобщение полученных данных по лейкогранитам Тургинского массива и сопоставление с другими массивами амазонитовых гранитов показывает, что рассматриваемые массивы в региональном плане располагаются в едином геотектоническом блоке, гранитоидный магматизм которого соответствует этапу тектоно-магматической активизации. На дискриминационных геохимических диаграммах Дж. Пирса (Pearce et al., 1984) и Н. Харриса и др. (Harris et al., 1986) (рис. 11) составы редкометальных плюмазитовых гранитов Восточного Забайкалья образуют весьма компактное поле, тяготеющее к границе раздела синколлизионных и внутриплитных обстановок, что может соответствовать началу посторогенного их развития с сохранением черт, присущих коллизионному режиму. Точки составов пород Тургинского массива ложатся в поле посторогенных гранитоидов и на диаграмме П. Маниара и П. Пикколи (Maniar, Piccoli, 1989) (рис. 4). Однако эти лейкограниты отличаются от пород других массивов повышенной железистостью, что особенно проявляется в высокожелезистом составе слюд (Li-содержащих сидерофиллитов) и обогащением высокозарядными элементами (REE, Nb, Hf, Zr, Th, U). В сочетании с низкими концентрациями Sr, P, Ti указанные особенности состава, определяющие резкие минимумы на мультиэлементных спектрах, являются характерными признаками А-типа гранитов (Гребенников, 2014; Туркина, 2014). Такое представление подтверждается положением их состава на диаграммах Дж. Маеды (Maeda, 1990) (рис. 4), Дж. Вэйлина (Whalen et al., 1987) и А.В. Гребенникова (Гребенников, 2014) (рис. 12), позволяющих выделить граниты А-типа. При этом заслуживает внимания то обстоятельство, что в поле А-типа гранитов ложатся только протолитионитовые и амазонитовые граниты Тургинского массива, в то время как порфировидные биотитовые граниты ранней фазы располагаются на рис. 4 в поле гранитов S-типа и совместно с редкометальными плюмазитовыми гранитами рудоносных массивов в поле фракционированных гранитов (FG на рис. 12). Согласно дискриминационной диаграмме для классификации магматических пород А-типа на основе петрохимического состава (рис. 12в), лейкограниты Тургинского массива приурочены к полю А₂ – “кислые магматические ассоциации, проявленные в геодинамических условиях внутри- и окраинно-континентального типов” (Гребенников, 2014), при этом локализация их соответствует обстановке внутриконтинентальных рифтов и областей континентальных горячих точек. Это обстоятельство согласуется с геодинамическими реконструкциями (Коваленко и др., 2002; Ярмолюк и др., 2003), согласно которым магматизм в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса контролировался Центрально-Азиатским горячим полем мантии, обусловившим появление группы горячих точек, т.е. мантийных плюмов.

Рис. 11.

Составы изучаемых редкометальных гранитов на дискриминационных диаграммах Дж.Пирса и др. (Pearce et al., 1984) (а) и Н. Харриса и др. (Harris et al., 1986) (б). Породы шахтаминского комплекса: 1 – Тургинский массив, 2 – Хангилайский интрузив; 3–11 – породы кукульбейского комплекса: Тургинский массив: 3 – порфировидные биотитовые граниты, 4 – протолитионитовые граниты, 5 – амазонитовые граниты; Хангилайский и Орловский массивы: 6 – биотитовые граниты, 7 – протолитионитовые граниты, 8 – порфиробластовые граниты, 9 – амазонитовые граниты; Этыкинский массив: 10 – амазонитовые граниты; Ачиканский массив: 11 – амазонитовые граниты.

Рис. 12.

Составы пород Тургинского, Хангилайского, Орловского массивов на диаграммах Дж. Вейлина (Whalen et al., 1987) (а, б) и на тройной петрогенетической диаграмме А.В. Гребенникова (Гребенников, 2014) (в). Тургинский массив: 1 – порфировидные биотитовые граниты, 2 – протолитионитовые граниты, 3 – амазонитовые граниты; Хангилайский и Орловский массивы: 4 – биотитовые граниты, 5 – протолитионитовые граниты, 6 – порфиробластовые граниты, 7 – амазонитовые граниты; Этыкинский массив: 8 – амазонитовые граниты. Поля на диаграммах: A – граниты A‑типа; FG – фракционированные граниты; OGT – нефракционированные граниты M-, I- и S-типов; А₁ – поле кремнекислых пород внутриплитных геодинамических обстановок: океанических островов и континентальных рифтов; А₂ – кислые магматические ассоциации, проявленные в геодинамических условиях внутри- и окраинно-континентального типов.

Согласно выполненному исследованию Тургинский массив амазонитовых гранитов представляет собой нехарактерный для Забайкалья геохимический подтип редкометальных гранитов, в котором, при сходной с рудоносными массивами (Орловский, Этыкинский массивы) плюмазитовости петрохимического состава, проявляется рудная и акцессорная минерализация, типичная для агпаитовых пород и отражающая REE-Zr-Th специализацию пород. В составе этих минералов здесь установлены Fe-колумбит, минералы групп пирохлора и самарскита, минералы изоструктурной группы циркон-ксенотим-торит-коффинит, флюоцерит, бастнезит и паризит. Амазонитовые граниты Тургинского массива являются производными протолитионитовых гранитов, соответствующих по химизму пород и слюд A-типу гранитов. Специфика их происхождения и отличие от классических плюмазитовых Li-F гранитов региона помимо различной геохимической специализации проявляется в значительно более высоких температурах кристаллизации, повышенном значении первичного изотопного отношения стронция (IR_(Sr) = 0.71468 ± 22 вместо IR_(Sr) = 0.707, характерного для известных массивов редкометальных гранитов).

В различных вариантах классификации редкометальных гранитов, исходя из разных принципов, лейкограниты, подобные Тургинским, уже выделялись ранее. Так, в соответствии с парагенетическим анализом, А.А. Беусом с соавторами (1962) выделялся биотит-альбитовый тип апогранитов с минералами Nb и Zr (малакон, Fe-колумбит). Исходя из геохимической специализации и состава акцессорных минералов, А.М. Гребенниковым (1971) среди Li-F гранитов Забайкалья выделялись вольфрамоносные, танталоносные и ниобий-фтороносные типы редкометальных гранитов с малаконом, флюоритом, Fe-колумбитом. С.М. Бескин и Ю.Б. Марин (1999) на примере массивов Майкуль, Турга, Биту-Джида выделили сидерофиллит-амазонитовые редкометальные граниты с колумбитом, касситеритом, цирконом и, тем не менее, ошибочно отметили их потенциальную рудоносность на Ta и Sn. Выделенному нами гибридному подтипу ближе всего соответствуют амазонитовые редкометальные граниты Северного Тянь-Шаня, изученные Г.П. Луговским и Л.Г. Фельдманом с соавторами (1972, 1973) и классифицированные как геохимический подтип плюмазитовых амазонитсодержащих колумбитоносных гранитов повышенной щелочности с фторидами и фторкарбонатами редких земель.

На данном этапе исследований, с учетом особенностей Тургинского массива, допускаются два возможных сценария развития событий в процессе его формирования. Согласно первому, можно предположить, что монцонитоидный расплав шахтаминского комплекса внедрялся, как и в целом по региону, около 159 млн лет назад. Спустя примерно 20 млн лет на этом участке произошло внедрение кукульбейского расплава, типичного для изучаемого региона (порядка 140 млн лет), что обусловило прогрев и, как описано выше, повторное открытие изотопной системы монцонитоидов, вызвавшее нарушение изотопного состава. Несколько позднее (134 ± 1 млн лет) можно допустить внедрение нового, более молодого комплекса повышенной щелочности с REE-Nb-Zr-Th-U геохимической специализацией. В таком случае биотитовые граниты, выделяемые нами весьма условно в виде ранней фазы, можно рассматривать в виде реликтов более раннего лейкогранитового комплекса. Положение этих пород на общей изохроне кукульбейской составляющей Тургинского массива (см. рис. 9) можно объяснить воздействием на изотопную систему более позднего расплава. Такое представление объясняет необычное положение биотитовых гранитов в виде останцов в апикальной части массива. Проверка этой модели потребует детального изотопно-геохронологического изучения на минеральном уровне и более тщательного исследования состава расплавных включений и оценки роли фтора и CO₂ в процессах преобразования расплава (Чевычелов, 2019; Шаповалов и др., 2019).

Более сложным представляется второй вариант модели формирования Тургинского массива, согласно которому допускается вероятность воздействия ювенильной субстанции, способной к тепловому и вещественному воздействию. В изучаемом регионе в качестве такой субстанции можно представить базальтоидные расплавы шошонит-латитового ряда, известные в виде акатуевского комплекса. Судя по данным Л.В. Таусона с соавторами (1984), эти расплавы отличаются высокой щелочностью, аномально высоким содержанием фтора, сопоставимым с содержанием в лейкогранитах кукульбейского комплекса, высоким суммарным содержанием REE (150–480 г/т), циркония (среднее содержание для забайкальской латитовой серии – 311 г/т), гафния (7.4 г/т), ниобия (15.6 г/т), тантала (1.0 г/т). Не случайно в рудных узлах, связанных с редкометальными гранитами, интенсивно развиваются полихронные дайковые пояса с участием субщелочных базальтоидных пород (Трошин и др., 1983; Абушкевич, Сырицо, 2007), которые предшествуют, сопровождают и завершают формирование массивов редкометальных плюмазитовых гранитов. В этом варианте в качестве причины появления в редкометальных плюмазитовых гранитах Тургинского массива специфической акцессорной минерализации, и в том числе обилия фторидов и фторкарбонатов REE, можно рассматривать воздействие базитовых расплавов, и прежде всего, влияниe фтора на вмещающие карбонатные породы. Для верификации такого представления необходимо изучение геохимии карбонатных толщ и изотопии углерода установленных фторкарбонатных акцессорных минералов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Среди массивов рудоносных амазонитсодержащих Li-F гранитов Восточного Забайкалья (Орловский, Этыкинский, Ачиканский) Тургинский массив выделяется, прежде всего, наличием темноокрашеннных высокожелезистых слюд и отсутствием сколь-либо значимого накопления традиционных для редкометальных гранитов этого региона редких элементов – Ta и Li. Отличие изученных пород от типичных Li-F гранитов региона составляет отсутствие топаза, структур snow-ball кварца, высокожелезистый состав слюд (Li-сидерофиллит) и более высокая температура кристаллизации: протолитионитовые граниты – 810–850°C, амазонитовые граниты – 720–750°C, в отличие от 600–710°C, характерных для амазонитовых гранитов Орловского массива. Парадокс состава лейкогранитов Тургинского массива заключается в том, что породы на всем протяжении фракционирования остаются равнозначно плюмазитовыми, A/CNK варьирует от 1.00 до 1.25, в то время как геохимическая специализация (Zr, REE, Nb, Th, U), состав акцессорных и рудных минералов соответствуют агпаитовому типу редкометальных гранитов, не характерному для Li-F гранитов региона. Особенность химического фракционирования в этом массиве заключается в том, что здесь не происходит традиционной для плюмазитовых редкометальных гранитов инверсии в системе кремнекислотность → глиноземистость и прогрессирует геохимическая специализация в виде обогащения высокозарядными элементами (REE, Zr, Th, Nb, U). В гранитах этого массива установлено обилие редких фторидов (флюоцерит), фторкарбонатов (бастнезит, паризит) и силикатов (алланит, иттриалит) редкоземельных элементов, минералов изоструктурной группы торит-ксенотим-циркон-коффинит в системе REE-Y-Zr-Th-U-силикат-фосфатов, а также (Y, REE, U, Th)-(Nb, Ta, Ti)-оксидов (пирохлор, самарскит, Fe-Nb колумбит).

Согласно изотопно-геохронологическим исследованиям (Rb-Sr изотопная система), возраст формирования массива монцонитоидного комплекса соответствует 159 млн лет (шахтаминский комплекс), в то время как для пород лейкогранитового комплекса Тургинского массива получена единая изохрона с возрастом 134 ± 1 млн лет, что соответствует возрасту формирования кукульбейского комплекса.

Особенности состава гранитов Тургинского массива, проявляющиеся в высокой железистости слюд (Li-сидерофиллит), в обогащении высокозарядными элементами, в низких концентрациях Sr, P, Ti позволяют относить эти породы к гранитам А-типа в отличие от традиционных Li-F гранитов региона, классифицируемых как граниты S-типа.

Результаты выполненных исследований дают основание рассматривать Li-F граниты Тургинского массива в качестве особого подтипа амазонитсодержащих гранитов плюмазитового состава с агпаитовой акцессорной и рудной минерализацией.

Благодарности. Авторы признательны В.С. Абушкевичу за предоставленные материалы по изотопно-геохронологическим исследованиям Тургинского массива, а также В.М. Саватенкову за помощь в проведении изотопно-геохронологического исследования пород шахтаминского комплекса. Особенная благодарность А.А. Спиридонову, собравшему коллекцию каменного материала и выполнившему в свое время геохимическое опробование Тургинского интрузива, что послужило основой настоящего исследования. Авторы весьма признательны рецензентам В.В. Ярмолюку и В.С. Антипину, чья работа помогла заметно улучшить статью.

Источники финансирования. Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ (проект № 18-05-00957) и немецкой службы академических обменов DAAD. Исследования проводились с использованием оборудования Научного Парка СПбГУ. В статье частично использованы материалы, полученные в ходе работ по проекту РФФИ № 13-05-01057.