U-Pb ВОЗРАСТ И ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ТИПИЗАЦИЯ ПОРОД САРАМСКОГО МАССИВА (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ): К ПРОБЛЕМЕ РАННЕЮРСКОГО ГРАНИТОИДНОГО МАГМАТИЗМА

1. ВВЕДЕНИЕ

В западной части Малханского хребта Западного Забайкалья широко распространены вулканогенные образования унгуркуйской и тамирской свит и комагматичные гранитоиды бичурского интрузивного комплекса, объединяемые в позднепалеозойскую Тамирскую вулканотектоническую структуру (ВТС) [Gordienko et al., 1998; State Geological Map…, 2002]. Считается, что наряду с пермскими вулканитами и гранитоидами в строении Тамирской ВТС участвуют щелочные сиениты и граниты куналейского комплекса раннего триаса, завершающие его формирование [State Geological Map…, 2002]. Проведенные нами геохронологические исследования в пределах Тамирской ВТС показали, что гранитоиды, относимые к третьей фазе бичурского интрузивного комплекса, формировались в течение двух этапов эндогенной активности – позднетриасового (237 млн лет) и раннеюрского (190–176 млн лет) [Elbaev et al., 2020, 2023]. Схожие геохронологические данные получены по гранитоидам, распространенным восточнее Тамирской структуры в бассейне р. Унго [Gordienko et al., 2023].

В связи с этим возникают вопросы об условиях образования, масштабах проявления и тектонической обстановке гранитоидного магматизма в раннеюрское время. При этом отметим, что массивы раннеюрских гранитоидов сложены исключительно лейкогранитами и геохимическая типизация их вызывала большие трудности, связанные обычно с «фракционированным» характером данных образований. Для решения обозначенных проблем изучены гранитоиды Сарамского массива, представленные по материалам геологосъемочных работ породами второй и третьей фазы бичурского комплекса [State Geological Map…, 2002].

2. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ И ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ САРАМСКОГО МАССИВА

Сарамский гранитоидный массив находится в северо-западной части Малханского хребта на левом борту долины р. Хилок, вблизи села Топка (рис. 1). Он имеет неправильную вытянутую в широтном направлении форму и занимает площадь примерно 95 км². В строении массива выделяются гранитоиды двух фаз бичурского комплекса, имеющие рвущие интрузивные взаимоотношения [State Geological Map…, 2002]. Наиболее ранними считаются крупнозернистые кварцевые сиениты, граносиениты и средне- и крупнозернистые граниты, развитые главным образом в южной и юго-западной части массива. Отметим, что граниты имеют крайне подчиненное распространение. Каких‐либо непосредственных соотношений между кварцевыми сиенитами, граносиенитами и гранитами не обнаружено, поэтому они считаются фациальными разновидностями. Характерной особенностью перечисленных пород является зональная окраска полевых шпатов: серая в центре и розовая по краям (рис. 2, а). Из-за крупнозернистой структуры кварцевые сиениты и граносиениты легко разрушаются и дают обилие дресвы. Гранитоиды поздней фазы слагают северную и северо-восточную часть массива. Установлено зональное строение. В краевых частях выхода пород поздней фазы встречаются в основном порфировидные розовато-серые средне- и мелкозернистые лейкограниты (рис. 2, б), тогда как в центральной части распространены относительно однородные среднезернистые розовато-серые лейкограниты с дымчатым кварцем (рис. 2, в). Жильные тела аплитовидных гранитов (рис. 2, г) встречаются редко и секут как кварцевые сиениты, так и лейкограниты. Вмещающими породами являются базальты унгуркуйской свиты раннепермского возраста, с которыми кварцевые сиениты имеют четкие рвущие контакты. На севере массив в основном перекрыт четвертичными песчаными отложениями.

3. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

В процессе полевых работ было уточнено внутреннее строение Сарамского массива, проведено опробование всех разновидностей гранитоидов. Основная часть аналитических исследований проведена с использованием оборудования ЦКП «Геоспектр» (ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ). Определение содержаний петрогенных элементов выполнено различными методами анализа: SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, P₂O₅ – фотометрическим, CaO, MgO, MnO, Fe₂O₃ – атомно-абсорбционным спектральным, FeO – титриметрическим, Na₂O, K₂O – пламенно-фотометрическим, потери при прокаливании – гравиметрическим (Б.Б. Лыгденова, Л.В. Митрофанова, Т.Г. Хумаева, О.В. Корсун, Е.Д. Утина). Редкие элементы определены рентгенофлуоресцентным методом на спектрометре ЭДПС-1 (С.В. Бартанова). Состав минералов изучался на электронном микроскопе LEO-1430 с энергодисперсионным спектрометром Inca Energy-300 (Е.А. Хромова, Е.В. Ходырева). U-Pb (LA-ICP-MS) исследования цирконов выполнены на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR с системой лазерного пробоотбора UP-213 по методике, описанной в [Khubanov et al., 2016; Buyantuev et al., 2017]. Первичная обработка масс-спектрометрического сигнала проводилась с помощью программы Glitter [Griffin et al., 2008]. Расчет возраста и построение графиков выполнены с помощью Microsoft Excel с надстройкой Isoplot [Ludwig, 2008]. Также содержания редких элементов определены методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в ЦКП «Изотопно-геохимических исследований» (Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, г. Иркутск, О.В. Зарубина).

4. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

4.1. Минералого-петрографическая характеристика пород

Кварцевые сиениты и граносиениты представляют собой розовато-серые крупнозернистые породы, состоящие из пертитового K-Na полевого шпата, зонального плагиоклаза (андезин-олигоклаз An_32-19), железистого флогопита (f_(жел.)#0.34–0.40), содержащего от 2.06 до 3.59 мас. % TiO₂, кальциевого амфибола, состав которого варьируется от магнезиальной роговой обманки (mg#0.70–0.82) до актинолита [Leake et al., 1997] и кварца (рис. 3, а, б). Акцессорные минералы представлены магнетитом, манганоильменитом (от 7 до 17 мас. % MnO), титанитом, цирконом, фторапатитом (содержит до 6.2 мас. % F), торитом, ауэрлитом. С ростом содержаний кварца и K-Na полевого шпата граносиениты переходят в граниты (рис. 3, в). При этом сокращается количество амфибола (mg#0.67–0.71) и плагиоклаза An_8-5, а структурно-текстурные особенности практически не меняются.

Породы поздней фазы представлены мелко- и среднезернистыми порфировидными (рис. 3, г) и среднезернистыми (рис. 3, д) разностями лейкогранитов, которые состоят из пертитового K-Na полевого шпата, кварца, кислого плагиоклаза (олигоклаз-альбит) и железистого флогопита (f#0.35–0.41). Порфировидные лейкограниты, в отличие от однородных среднезернистых, содержат заметно меньше кварца, в них плагиоклаз имеет менее кислый состав (An_28-12 против An_14-5), а слюда содержит меньше примеси MnO (0.61–1.21 и 1.63–2.32 мас. % соответственно). Акцессорные минералы порфировидных разностей – магнетит, манганоильменит (от 11 до 21 мас. % MnO), фторапатит, титанит (от 1.96 до 2.31 мас. % Ce₂O₃), циркон, ортит, Th-фосфосиликат, среднезернистых – магнетит, фторапатит, циркон, монацит, Th-фосфосиликат.

Жильные образования имеют розовато-серый цвет, порфировую структуру (Kfs, реже Pl) и фельзитово-сферолитовую основную массу (рис. 3, е). Часто встречаются гломеропорфировые срастания кварца и калиевого полевого шпата. Акцессорные минералы – магнетит, ортит, монацит, циркон, торит.

4.2. Вещественный состав гранитоидов

По химическому составу породы Сарамского массива отвечают семействам сиенитов, умеренно щелочных гранитов и лейкогранитов (рис. 4, а; Прил. 1, табл. 1.1). Содержание кремнезема (мас. %) в породах ранней фазы варьируется от 63.8 до 71.2 в отличие от поздней – с 73.2 до 77.1, в жильной серии 76.8–77.7. Суммарная щелочность в породах ранней фазы меняется от 11.5 до 9.6 мас. %, а в поздних от 8.8 до 7.9 мас. %.

Большая часть образцов ранней и поздней фазы Сарамского массива при классификации отвечают железистым образованиям, и наблюдается рост железистости по мере увеличения кремнекислотности в пределах каждой фазы (рис. 4, б). Высокий индекс MALI (8.75–9.97) и содержания SiO₂ позволяют отнести породы ранней фазы к щелочному типу, тогда как точки состава пород поздней фазы располагаются в основном в поле щелочно-известковистых разностей (рис. 4, в). Значения индекса насыщения алюминием (A/CNK) в породах ранней фазы составляют 0.93–1.07, что соответствует умеренно глиноземистым породам, а в лейкогранитах отвечают слабопересыщенным (высокоглиноземистым) образованиям (1.09–1.13) (рис. 4, г).

Поведение петрогенных и редких элементов в рассматриваемых гранитоидах наглядно иллюстрируется вариационными диаграммами Харкера (рис. 5). От кварцевых сиенитов через граносиениты к гранитам отчетливо проявлена отрицательная корреляция большинства петрогенных оксидов (MgO, Al₂O₃, CaO, TiO₂, FeO*, MnO, Na₂O, P₂O₅) и редких компонентов (La, Zr, Sr) с кремнеземом. Такие тренды могут быть обусловлены кристаллизационной дифференциацией пород от ранних, менее кислых, к поздним, более кислым разностям. В лейкогранитах от порфировидных разностей к среднезернистым однородным так же хорошо проявлены отрицательные тренды по Al₂O₃, CaO, TiO₂, FeO*, MnO, Zr и Sr, указывающие на процессы магматической эволюции и более дифференцированный характер последних. Повышенные содержания CaO, MnO, Sr и отчасти MgO в порфировидных лейкогранитах указывают на то, что лейкограниты не являются дифференциатами магм, сформировавших гранитоиды ранней фазы.

Изученные породы характеризуются асимметричным типом распределения редкоземельных элементов (рис. 6, а, в) с преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми ((La/Yb)_n=11.09–23.55 в породах ранней фазы и 9.13–17.82 – поздней фазы). От сиенитов (208–218 г/т) и граносиенитов (205-369 г/т) через граниты (138–161 г/т) к лейкогранитам (41–120 г/т) общее содержание редкоземельных элементов уменьшается. Для кварцевых сиенитов и одного образца граносиенита отмечается положительная европиевая аномалия (Eu/Eu*=1.48–1.98). Граносиениты в целом обогащены РЗЭ по сравнению с кварцевыми сиенитами и имеют, кроме того, отчетливый европиевый минимум (Eu/Eu*=0.34–0.43), а граниты выделяются минимальными содержаниями РЗЭ среди пород ранней фазы и глубокой отрицательной Eu-аномалией на графике (Eu/Eu*=0.33–0.76). По уровню накопления и дифференцированности РЗЭ порфировидные лейкограниты сопоставимы с гранитами ранней фазы, однако европиевая аномалия (Eu/Eu*=0.64–0.77) на спектрах распределения РЗЭ не столь выражена. Массивные и жильные лейкограниты обладают таким же, как и порфировидные лейкограниты, типом распределения Р3Э, но концентрации лантаноидов в них понижены, также им свойственна отчетливая европиевая аномалия (Eu/Eu*=0.40–0.71). На мультиэлементной диаграмме (нормирование по среднему составу континентальной коры) [Rudnick, Gao, 2003] кварцевые сиениты заметно обогащены Ba, Sr, P, Zr, Hf, Eu, Ti относительно других пород массива (рис. 6, б). В то же время с ростом кремнекислотности пород, то есть от кварцевых сиенитов к гранитам и далее к лейкогранитам, отмечается тенденция снижения содержаний вышеперечисленных элементов и повышения Th, U, Ta (рис. 6, г).

4.3. U-Pb изотопное датирование

В целях уточнения времени формирования Сарамского массива было проведено U-Pb датирование методом LA-ICP-MS цирконов из кварцевых сиенитов ранней фазы (50°24ʹ34.2ʺ с.ш., 107°10ʹ45.0ʺ в.д.), порфировидных СМ20-1 (50°26ʹ33.7ʺ с.ш., 107°14ʹ38.5ʺ в.д.) и массивных СМ20-12 (50°26ʹ04.0ʺ с.ш., 107°15ʹ42.4ʺ в.д.) разностей лейкогранитов поздней фазы.

Таблица измеренных U-Th-Pb изотопных отношений и возрастов может быть получена по запросу у авторов.

5. ОБСУЖДЕНИЕ

Представленные в статье геохронологические данные свидетельствуют о том, что кварцевые сиениты и лейкограниты Сарамского массива имеют не позднепермский, как это считалось ранее [State Geological Map…, 2002], а раннеюрский (175–177 млн лет) возраст. Отметим, что в Западном Забайкалье получены немногочисленные юрские датировки (U-Pb метод по циркону) для лейкогранитов Этытейского (190 млн лет), Хамнигадайского (185 млн лет) массивов, лейкогранит-порфиров Тамирского (176 млн лет) рудного поля [Elbaev et al., 2020, 2023], а также лейкогранитов Харитоновского (195 млн лет) [Khubanov et al., 2017], гранитоидов Наушкинского (178 млн лет), Покровского (160-153 млн лет) и Верхнемангиртуйского (152 млн лет) массивов [Donskaya, Mazukabzov, 2014].

При геохимической типизации [Maeda, 1990; Dall’Agnol, Olivera, 2007] породы Сарамского массива лежат в области гранитов A-типа (рис. 8, а, б), а по критериям Д. Уэлена [Whalen et al., 1987] лейкограниты поздней фазы закономерно отклоняются в поле фракционированных разностей гранитов I- и S-типа (рис. 8, в, г). Учитывая умеренно- и высокоглиноземистый состав гранитоидов (A/CNK=0.93–1.13), а также высокую железистость темноцветных минералов – флогопита, амфибола и присутствие ильменита, их можно сопоставить с глиноземистыми гранитами А-типа, выделенными П. Кингом с соавторами в Лакланском складчатом поясе Юго-Восточной Австралии [King et al., 1997]. В отличие от типичных агпаитовых гранитов A₁-типа по [Eby, 1992], наиболее «основные» члены глиноземистых разностей содержат меньше Ba, Sr, HFSE (Zr, Nb, Y) и не имеют отрицательных аномалий Eu/Eu*, что является результатом разных петрогенетических сценариев (фракционирование от основных магм для агпаитовых и частичное плавление корового источника для глиноземистых).

При оценке возможных генетических схем для глиноземистых гранитоидов А-типа наиболее важной особенностью является высокое содержание в них Zr (более 300 г/т) по сравнению с гранитами I-типа, вероятно связанное с высокой температурой плавления источника, рассчитанной по насыщению циркона [King et al., 1997]. При этом предполагается близкий источник и механизм образования магм перечисленных типов гранитоидов. Основные различия заключаются в том, что при формировании глиноземистых A-гранитов процесс частичного плавления протекал в условиях ограниченного доступа H₂O и относительно низкой летучести кислорода. Следовательно, при высоких температурах экстрагируемый расплав получается при меньших степенях плавления. Неизбежно высокие температуры, необходимые для образования данного типа гранитоидов, требуют дополнительного источника тепла в виде притока мафической магмы в локализованную область, однако прямых доказательств, подтверждающих это, пока нет.

Отметим, что петрогенетические выводы предварительны и для определения возможных источников необходимы изотопные данные по стронцию, неодиму и гафнию как раннеюрских гранитоидов, так и вмещающих образований.

Полученные новые геохронологические данные по гранитоидам Сарамского массива указывают на более масштабное проявление раннеюрского гранитоидного магматизма в пределах западной части Малханского хребта Западного Забайкалья, однако геохимическая типизация гранитоидов не дает однозначного ответа на вопрос о геодинамических условиях их формирования.

Раннемезозойский этап геологической эволюции Западного Забайкалья и Северной Монголии остается дискуссионным, и существуют разные механизмы и геодинамические модели. Одни исследователи считают, что в интервале 230–195 млн лет назад образовался крупный Монголо-Забайкальский зонально-симметричный магматический ареал (область) [Yarmolyuk et al., 2002; Kovalenko et al., 2003], вызванный воздействием плюма на участок литосферы, находящейся в условиях коллизионного сжатия [Yarmolyuk et al., 2002; Vorontsov et al., 2007]. Центральную часть этого ареала занимает Хэнтэй-Даурский гранитоидный батолит, а во внешней периферийной части развиты рифтовые зоны [Yarmolyuk et al., 2017]. Исследованные гранитоиды расположены в пределах Западно-Забайкальской рифтовой зоны, в которой распространены вулканиты и граниты щелочного и субщелочного состава, однако наблюдается временной разрыв от последних на 10–20 млн лет. Т.В. Донская с коллегами [Donskaya et al., 2013; Donskaya, Mazukabzov, 2014] считают, что в южной части Западного Забайкалья в триасе продолжала существовать активная континентальная окраина Сибирского континента, связанная с эволюцией Монголо-Охотского океана, а в юре в условиях внутриконтинентального растяжения на фоне смены субдукционного режима на коллизионный формировались гранитоиды A-типа с возрастом 178–152 млн лет.

Данные геохронологических исследований детритовых цирконов из юрских континентальных отложений свидетельствуют о том, что орогенез в Забайкалье резко активизировался на границе ранней и средней юры [Demonterova et al., 2017]. Авторы считают, что наиболее вероятная причина активизации тектономагматических процессов была связана с закрытием Монголо-Охотского океана (МОО). Анализ палеомагнитных данных для Северного Китая и Сибири не противоречит этим выводам и подтверждает, что закрытие МОО в основном завершилось к средней юре (≈174 млн лет) [Yi, Meert, 2020].

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные результаты позволяют сделать следующие выводы.

1. Гранитоиды Сарамского массива имеют возраст 175–177 млн лет и тем самым характеризуют раннеюрский этап проявления эндогенной активности в Западном Забайкалье.
2. По составу гранитоиды являются железистыми и относятся к щелочной, щелочно-известковистой петрохимическим сериям, по геохимическим и минералогическим признакам отличаются от типичных анорогенных агпаитовых гранитов и соответствуют особой группе глиноземистых пород A-типа.
3. Раннеюрские гранитоиды образовались в период активного орогенеза в Забайкалье и закрытия Монголо-Охотского океана, то есть синхронно с коллизионными процессами.

7. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность М.В. Лучицкой и анонимному рецензенту за критические замечания, способствовавшие улучшению статьи.

8. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

9. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1