CC BY
102
УДК 552.32 i
Вестник СПбГУ. Сер.7, 2005, вып. 3
Е. А. Абушкевич, Л\ Ф. Сырицо
РОЛЬ МАГМАТИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В ФОРМИРОВАНИИ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТОВ ШУМИЛОВСКОГО ИНТРУЗИВА (ЦЕНТРАЛЬНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ): ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ И ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
Введение. Выделенные в. середине XX в. литий-фтористые редкометальные граниты (РГ) сначала рассматривались как метасоматические образования [1]. Однако последовавшее открытие субвулканических [2-5] и эффузивных [6, 7] аналогов РГ, а также результаты экспериментальных исследований [8-10 и др.] привели большинство исследователей к принятию концепции магматического генезиса этих пород. Вопрос, однако, до сих пор остается дискуссионным, и ряд авторов [11-16] указывают на ведущую роль метасоматических процессов при формировании РГ. Однако природа источника, механизмы переноса метасома-тизируюших агентов, как и масштабы проявления этих процессов, пока остаются нераскрытыми. Принципиальным вопросом в проблеме генезиса РГ является соотношение магматического и метасоматического процессов.
Шумиловский интрузив в Центральном Забайкалье представляет собой один из таких объектов, в пределах которого присутствуют типичные метасоматиты (вольфрамовые грей-зены), редкометальные литий-фтористые граниты и их субвулканические аналоги - онгони-тьг Широкое развитие различных постмагматических процессов (см. подробно [17]) в пределах интрузива существенно изменило первичный облик гранитов, и цель настоящей работы - на основе петрографического и геохимического исследования основных типов пород Шумиловского интрузива оценить роль магматических процессов в формировании РГ.
Краткий геологический очерк. Шумиловский интрузив располагается в Чикойскои обл. Центрального Забайкалья на западном окончании Монголо-Охотского складчатого пояса в пределах Хэнтей-Даурского гранитоид-ного батолита раннемезозойского возраста [18]. Интрузив представляет собой пологий купол площадью порядка 180 км2, эродированный на значительной территории (рис. 1). Глубина эрозионного среза оценивается разными авторами от 150—300 м [17] до 500-1000 м [20, 21]. Согласно данным многочисленных исследований [17. 19-23], большая часть интрузива сложена порфировидными крупнозернистыми биотитовыми и среднеравномернозерни-стыми лейкократовыми, иногда миароловыми гранитами с морионоподобным кварцем. Между этими двумя разновидностями пород наблюдаются постепенные переходы. В пределах интрузива широко развиты дайки мелкозернистых гранитов, аплитов и кварцевых пор фи ров, отличительной особенностью которых является присутствие игольчатого топаза и литиевых слюд. Ранее комплекс этих пород был классифицирован как онгониты [24]. Также отмечаются тела слабодифференцированных пегматоидов и пегматоидные шлиры. По данным С. А. Омельяненко и др. [20], дайки распределены по площади неравномерно, располагаясь преимущественно в центральной части интрузива (на участке размером примерно 200x500 м2). В районе г. Шумиловка они образуют в гранитах главной фазы своеобразную зону инъекций, сопровождаемую широким развитием эксплозивных брекчий. В вертикальном разрезе дайки имеют вид неправильного конусообразного пучка (с углом падения около 50°), в нижней части которого на глубине примерно 150 м скважинами вскрыто небольшое тело мелкозернистых микроклин-альбитовых гранитов с топазом, представляющих собой РГ [17, 19]. Тело прослежено непосредственно в скважине на глубину до 190 м, по простиранию его размер оценивается приблизительно 200x300 м2. В экзоконтакте его расположено крупное пегматоидное тело - «штокшайдер» - кварц-полевошпатового состава.
Петрографическая характеристика. Фрагментарное описание различных типов пород в пределах интрузива и характера их взаимоотношений можно найти в [17, 19-22 и др.]. Однако основное внимание в них уделяется грейзенам, вмещающим вольфрамовое месторождение, и результаты детального петрографического исследования всей совокупности магматических пород интрузива приводятся впервые.
Биотитовые граниты представляют собой порфировидную породу светло-серого цвета с равномернозернистой основной массой. Присутствие слабоизмененных зерен калиевого
© Е. А. Абушкевич, Л. Ф. Сырицо, 2005
+ +
+• +
_и3
А
_ 4
5
1 в
тл
7
Рис. I. Геологическая карта Шумиловского интрузива (по [19] с изменениями).
/ - дайки онгонитов; 2 - среднезернистые лейкократовые граниты; 3 - средке-крупнозернистые лорфировид-ные биотитовые граниты; 4 - бкотитовые, амфиболовые гранодиориты и граниты; 5 - гнейсовидкые биотит-амфиболовые диориты, гранодиориты, граниты; 6 - песчаники, алевролиты, конгломераты, туфы кислого состава: - песчанисто-алевритовые флишоидные толщи; 8 - геологические границы; 9 ~ разрывные нарушения.
полевого шпата придает ей розоватый оттенок. Порода состоит из приблизительно равных количеств кварца (С)и = 27-32%), плагиоклаза (Р1 = 26-46%) и калиевого полевого шпата (КГб = 20-35%). В подчиненном количестве присутствует биотит (В1 = 5-7%).
Кварц представлен неправильной формы зернами серого, иногда темно-серого цвета размером 1-2 мм. Его индивиды часто образуют скопления, состоящие из 4-5 зерен ксено-морфного облика. Для них характерны блочное строение и волнистое погасание. Плагиоклаз присутствует в виде субидиоморфных таблитчатых зерен светло-серого цвета размером от 1 до 10 мм. Центральные части его зерен в различной степени серицитизированы. Как правило, можно выделить интенсивно серицитизированную центральную часть зерна (состава Ап^б) с достаточно четкими кристаллографическими очертаниями и неизмененную краевую зону более кислого состава (Ап1м0). В некоторых зернах можно наблюдать до 4-6 зон, маркируемых мелкими чешуйками серицита (рис. 2, А). Тонкие альбитовые двойники прослеживаются через все зерно, не меняя оптической ориентировки от центра к краю. Калиевый полевой шпат представлен микроклином-микропертитом. Он образует относительно крупные субидиоморфные зерна размером в среднем 1-3 см по удлинению, обусловливающие порфировидную структуру породы. Как правило, зерна имеют корродированные края и содержат мелкие включения плагиоклаза, иногда расположенные концентрически. Вблизи этих включений количество и размер пертитов резко уменьшаются. Кроме того, в крупных порфировых выделениях отмечаются агрегаты мелких зерен плагиоклаза (АП25), биотита и магнетита. Вторичные изменения выражаются в слабой пелитизации, вследствие чего зерна калиевого полевого шпата приобретают равномерную буроватую окраску з проходящем свете. Биотит распределен в породе неравномерно, скопления его мелких (около 1 мм) черных чешуек приурочены к границам зерен полевых шпатов и кварца. Зерна биоти-
та практически не несут вторичных изменений, редко умеренно хлоритизированы, часто содержат включения зерен акцессорных минералов, среди которых диагностированы апатит, сфен и магнетит (?). Последний образует тонкие выделения, располагающиеся параллельно спайности чешуек биотита. Среди акцессорных минералов наблюдаются также ильменит, монацит, циркон и флюорит [19].
Рис. 2. Основные типы микроструктур гранитов Шумиловского интрузива. . А - зональное зерно плагиоклаза (Р1) в биотитовом граните (образец Ш-4066); £-_порфировое выделение кварца (С>и) с включениями зерен альбита (АЬ) в РГ (образец Ш-3245); В - порфировые выделения кварца (Ои) и топаза (Тор) в онгоните (образец Ш-3199); Г~ лорфировидная структура онгонита с вкрапленниками полевых шпатов и кварца (оплавленный кристалл) и мелко-тонкозернистой основной массой (образец Ш-34).
Лейкократовые граниты с морионоподобным кварцем по составу и количеству основных породообразующих минералов близки к биотитовьтм (<3и = 25-29%, Р1 = 31-55%, КГз = 17-35%, =-2-5%), отличаясь от последних равномернозернистой, иногда миароловой структурой и очень незначительным количеством биотита. На основании последнего признака эти породы в дальнейшем будут именоваться лейкогранитами. Среди их характерных особенностей можно отметить сложное зональное строение зерен плагиоклаза (с вариациями состава от Ап18 до Ап5) и развитие мирмекитов на границе полевых шпатов.
Наименее измененные разности микроклин-альбитовых РГ представляют собой желтовато-серые мелкозернистые породы, состоящие из кварца (С>и = 29-45%), калиевого полевого шпата № = 17-32%) и альбита (АЬ = 20-40%). Слюда = 3-13%) и топаз (Тор = 0,5-6%) присутствуют в качестве второстепенных минералов.
Для пород характерна неравномернозернистая структура; слабая порфировидность связана с наличием вкрапленников кварца и калиевого полевого шпата. Кварц образует относительно крупные (5-7 мм) ксеноморфные, реже округлые зерна светло-серого цвета (рис. 2, Б); в последнем случае в них отмечаются мелкие таблитчатые включения альбита и
топаза. Калиевый полевой шпат представлен ксеноморфными корродированными и пелити-зированными зернами розовато-кремового цвета, размер которых варьирует от 0,5 до 3 мм. В единичных случаях отмечаются участки замещения калиевого полевого шпата агрегатом зерен кварца, топаза и слюды.
Основная масса сложена кварцем и полевыми шпатами, а также слюдой и топазом. Размерность зерен минералов варьирует от 0,1 до примерно 1 мм. Альбит (Апз_0 представлен мелкими таблитчатыми зернами размером порядка 0,5 мм, формирующими скопления м.еж-ду относительно более крупными выделениями кварца й калиевого полевого шпата. Топаз развит в виде субидиоморфных боченковидных зерен размером 0,5-1,5 мм. Для них свойственны хорошо выраженная отдельность и присутствие мелких бурых зернышек акцессорных минералов, окруженных плеохроичными двориками. Слюда развита в виде небольших желтоватых или буроватых чешуек размером от 0,1 до 1 мм. Они занимают интерстициаль-ное положение и приспосабливаются к кристаллографическим ограничениям полевых шпатов. В составе акцессорных минералов, помимо типичных и для биотитовых гранитов монацита и циркона [23], установлены колумбит и касситерит.
Онгониты секут все описанные выше типы пород. Характер контакта во всех случаях резкий «холодный», в онгонитах отмечаются практически неизмененные ксенолиты биотитовых гранитов. Приконтактовые изменения на границе онгонит-биотитовый гранйт выражаются в образовании мелкозернистого кварц-полевошпатового агрегата с размерностью зерен в среднем 0,3 мм (приблизительно в 2 раза превышающей таковую в онгоните). Мощность зон приконтактовых изменений.составляет не более 3-5 мм: На контакте с грейзени-зированными РГ часто возникают практически мономинеральные слюдяные агрегаты, мощность которых варьирует от нескольких миллиметров до 2 см. В некоторых случаях маломощная (около 2 мм) приконтактовая зона сложена мономинеральным тонкозернистым кварцевым агрегатом.
Онгониты представляют собой светло-серые породы сахаровидного облика, по модальному составу близкие к РГ. Они отличаются повышенным содержанием альбита (АЬ = 40-67%) и более низким калиевого полевого шпата (К^ = 15-34%) и кварца (С)и = 10-35%). Порфировая структура обусловлена присутствием вкрапленников преимущественно двух последних минералов, реже встречаются порфировые выделения альбита, топаза и слюды. Количество вкрапленников варьирует от 10 до 40%.
Порфировые выделения калиевого полевого шпата и альбита представлены чаще всего идиоморфными кристаллами размером 1-3 мм; кварц образует как гломеропорфировидные скопления, состоящие из 3—5 более мелких зерен, так и субидиоморфные округлые вкрапленники (рис. 2, В, Г). В последнем случае они содержат таблитчатые включения альбита (Апз.0, топаза и слюды, которые иногда расположены по зонам роста кристаллов. Во вкрапленниках калиевого полевого шпата также отмечаются мелкие включения зерен альбита и веретенообразные пертиты. Порфировые выделения топаза и слюды имеют значительно меньший размер (0,3-0,5 мм) и содержат включения альбита.
Основная масса породы сложена преимущественно мелкими (0,1-0,3 мм) таблитчатыми зернами альбита (Агь-о) и ксеноморфными зернами калиевого полевого шпата и кварца. В качестве второстепенных минералов в основной массе присутствуют топаз (1-10%) и слюда (1-5%). Топаз образует мелкие (менее 0,1 мм) игольчатые зерна, сноповидные агрегаты и более крупные (0,3 мм) бочонковидные зерна. Слюда представлена мелкими ксеноморфными чешуйками размером порядка 0,05-0,2 мм; акцессорные минералы - флюоритом, колумбитом и касситеритом.
Химизм пород. По петрохимическому составу породы интрузива соответствуют высокоглиноземистым гранитам повышенной щелочности (таблица, рис. 3, А). Для них характерна высокая кремне кислотность (73-76%) при низком содержании фемических элементов
содержание 4063,1 4113 л А j 4116 4117 4057 4066 4072 4080 4082
SiO? 74,85 73,70 ! 74,47 73,91 74,10 74,00 73,50 74,47 72,90 73,30
TiO, OJO 0,12 0,14 0,15 0,14 0,14 0,13 0,12 0,23 0,25
АЬОз 12,93 13,36 13,19 13,19 12,92 13,33 13,73 12,84 13,88 13,60 .
Fe203 1,78 0,48 1,80 2,08 1,72 0,50 0,34 1,75 0,79 0.80
FeO н.а. 1,58 н.а. н.а. н.а. .1,43 1,43 ' н.а. 1,58 1,50
МпО 0,06 0,06 0,08 0,07 0,07 0,06 0,06 0,07 0,06 0,06
MgO 0,41 0,15 0,50 0,50 0,51 0,15 0.01 0,45 0,46 0,46
СаО 0,82 0,86 0,91 0,77 0,97 0,65 1,30 0,81 1,19 1,40
Na20 , 3,55 3,60 í 4,18 4,08 3,92 3,70 4,05 3,59 3,85 3,85
:<2o 5,00 5.45 1 4,90 . 5,20 4,90 5,42 4,90 4,42 4,30 4,2.5
P20.< 0,03 0,02 i 0,03 0,04 0,03 0,02 0,01 0,03 j 0,05 0,06
ü20 0,012 0,022 0,015 0,015 0,015 0,018 0,011 0,014 ¡ 0.010 0,035
Rb20 0,034 0,037 0,032 0,028 0,033 0,039 0,035 0,033 | 0,031 0,032
П.П.П. 0,52 0.95 0,38 0,34 0,38 0,90 0,70 0,40 | 0,52 0,52
F н.а. 0,31 н.а. н.а. н.а. 0,15' 0,16. 0,10 | 0,09 0,14
Сумма 100Л 100,7 100,6 100,4 99,7 100,5 100,4 99,1 | 99,9 100,3
0=2F~ 0,131 0,063 0,067 0,042 0,038 0,059
Cvmmü 100,1 t r\r\ г i uu,0 100,6 100,4 99,7 100,4 100,3 99,1 I 99,9 100,2
Редкометальные литий-фтористые гранить! Онгониты
4037 4038 4063,2 4042 4045 4144 4145 4146 4147 4148
Sí02 74,20 72,80 73,47 72,70 73,20 73,10 71,80 72,66 72,10 71,80
Ü02 0,02 0,03 0,02 0,03 0,03 0.01 0,01 0.01 0,01 | 0,02
Ab03 14,30 14,55 14,17 14,98 14,90 15,69 16,08 15,56 15,63 16,08
Fe203 0,64 0,39 0,47 0,40 0,46 0,39 0,26 0,56 ¡ 0,22 0,34
FeO 1,79 2,22 2.01 1,86 ■ 2,08 1,00 1,36 0,64 1,15 1,50
MnO 0.19 0,34 0,28 0,19 0,37 0,19 0,03 0,06 0,07 0,07
MgO 0,23 0,18 0.21 . 0,15 0,01 0,19 ■ 0.27 | 0,20 0,23 0,30
CaO 0.21 0,03 0.37 0,43 0,75 0,21 0,21 0,21 0,21 0,21
\ra20 4,10 4,14 4.24 4,05 3,40 5,60 6,50 6,10 6,15 5,40
K20 3,60 3,66 2,87 4,05 3,95 2,78 3,30 3,42 3,38 3,38
p2o5 0,01 0,01 0,01 0,01 0.01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01
Li20 0,1-37 0,275 0,200 - 0,190 0,270 0,190 0,027 0,043 0,095 0,072
Rb20 0,111 0,132 0,115 0,144 0,133 0,122 0,079 0,072 0,095 0,079
П.П.П. 0,70 1,40 1,12 0,75 1.10 ■ 0,60 0.30 0,62 ] 0,65 0,80
F 1,05 1,38 1,49 1,08 1,65 0,98 ¡ 0,50 0,21 ¡ 0,67 0,72
Сумма 101,3 101,5 101,0 101,0 ' 102,3 101,1 | 100,7 1 100,4 ! 100,7 100,8
0=2 F- 0,442 0,581 0,627 0,455 0,695 0,413 1 ' 0,211 0,088 | 0,282 0,303
Сумма 100,9 100,9 100,4 100,5 101,6 100,7 1 100,5 100,3 ! 100,4 i 1 100,5
Лейкограниты
4057
4066
4072
4080
4082
CVMMÜ
100,1
100,6 100,6 i 100,4
74,10 0,14 12,92 1,72 н.а. 0,07 0,51 0,97 3,92 4,90 0,03 0,015 0,033 0,38 н.а. 99,7
99,7
74,00 0,14 13,33 0,50 .1,43 0,06 0,15 0,65 3,70 5,42 0,02 0,018 0,039 0,90 0,15' 100,5 0,063 100,4
73,50 0,13 13,73 0,34 1,43 0,06 0.01 1,30 4,05 4,90 0,0! 0,011 0,035 0,70 0,16. 100,4 0,067 100,3
74,47 0,12 12,84 1,75 н.а. 0,07 0,45 0,81 3,59 4,42 0,03 0,014 0,033 0,40 0,10 99,1 0,042 99,1
72,90 0,23 13,88 0,79 1,58 0,06 0,46 1,19 3,85 4,30 0,05 0.010 0,031 0,52 0,09 99,9 0,038 99,9
73,30 0,25 13,60 0,80 -1,50 0,06 0,46 1,40 3,85 4,2.5 0,06 0,035 0,032 0,52 0,14 100,3 0,059 100,2
SÍO,
ТЮ2
АЬОз
ге203
FeO
МпО
MgO
СаО
\га20
К20
Р20>
ЬьО
Rb20
п.п.п.
F
Сумма
0=2 F-Cvmmh
Редкометальные литий-фтористые гранить!
Онгониты
403"
4038
74,20 0,02 14,30 0,64 1,79 0.19 0,23 0.21 4,10 3,60 0,0! 0,1-37 0,111 0,70 1,05 101,3 0,442 100.9
72,80 0,03 14,55 0,39 2,22 0,34 0,18 0,03 4,14 3,66 0,01 0,275 0,132 1,40 1,38 101,5 0,581 100.9
4063,2
73,47 0,02 14,17 0,47 2,01 0,28 0.21 0.37 4.24 2,87 0,01 0,200 ■ 0,115 1,12 1,49 101,0 0,627 100,4
4042
4045
4144
72,70 ¡ 0,03 I 14,98 | 0,40 j 1,86 0,19 0,15
i
0,43 4,05 4,05 0,01 0,190 0,144 0,75 1,08 101,0 0,455 100,5
L
73,20 0,03 14,90 0,46 2,08 0,37 0,01 0,75 3,40 3,95 0.01 0,270 0,133 1,10 1,65 102,3 0,695 101.6
73,10 0.01 15,69 0,39 1,00 0,19 0,19 0,21 5,60 2,78 0,02 0,190 0,122 0,60 0,98 101,1 0,413 100,7
4145
71,80 0,01 16,08 0,26 1,36 0,03 0.27 0,21 6,50 3,30 0,01 0,027 0,079 0.30 0,50 100,7 0,211 100,5
4146
72,66 0.01 15,56 0,56 0,64 0,06 0,20 0,21 6,10 3,42 0,01 0,043 0,072 0,62 0,21 100,4 0,088 100.3
4147
72,10 0,01 15,63 0,22 1,15 0,07 0,23 0,21 6,15 3,38 0,01 0,095 0,095 0,65 0,67 100,7 0,282 100,4
4148
71,80 0,02 16,08 0,34 1,50 0,07 0,30 0,21 5,40 3,38 0,01 0,072 0,079 0,80 0,72 100,8 0,303 100,5
Примечание, н.а. - не анализировалось; петрогенные редкие щелочные элементы - метолом фотометрии пламени. ¥ -жания приведены в вес. процентах.
компоненты определены методом мокрой химии, методом ионселективных электродов; все содер-
(1,92% БеО^ 0,35% М^09 0,10% ТЮ2, 0,67% СаО); индекс агпаитности варьирует от 0,95 в биотитовых гранитах до 1,33 в РГ (рис. 3, Б). Биотитовым гранитам и лейкогранитам свойственна пониженная суммарная щелочность с преобладанием калия над натрием (4,7 ± 0,6% К20, 3,8 ± 0,5% N320), тогда как РГ и онгониты, напротив, богаче щелочами и характеризуются пониженным содержанием калия относительно натрия (3,3 ± 0,5% К20, 5,3 ± 1,2% Ыа20) (рис. 3, В). В целом от биотитовых гранитов к редкометальным увеличиваются содержания А1 и Ка и уменьшаются К, Са, Р. В том же направлении происходит рост концентраций ЯЬ, 1л, И и уменьшение Бг, Ва [17].
Обсуждение результатов. Как было показано выше, наименее измененные разновидности РГ Шумиловского интрузива обладают типичными чертами магматических пород. На это указывают как петрографические, так и геологические данные - достаточно однородные химический и минеральный составы пород, прослеживающиеся на расстоянии почти 50 м по вертикали и около 300 м по латерали, отсутствие метасоматической зональности, а также секущие взаимоотношения между основными типами пород.
Ранее нами [24] было показано, что топазсодержащие мелкозернистые граниты, аплиты и кварцевые порфиры даек Шумиловского интрузива по химическому и минеральному составам соответствуют онгокитам суозффузпвным аналогам РГ. Для них характерны порфировые выделения кварца, топаза и калиевого полевого шпата в мелко-тонкозернистой основной массе, каемки нарастания калиевого полевого шпата на зернах альбита, игольчатые и сферолитовые выделения топаза в основной массе и в порфировых вкрапленниках, закономерная ориентировка включений альбита во вкрапленниках кварца - типичные особенности структур онгонитов, описанные В. И. Коваленко с соавторами в многочисленных публикациях [2, 3, 25 и др.]. На близость дайковых пород Шумиловского интрузива к онго-нитам впервые указали В. Д. Козлов и Л. Н. Свадковская [26]. Однако многие вопросы классификации онгонитов до сих пор остаются не решенными, и отсутствие четкой номенклатуры вызывает сложности при классификации дайковых пород в пределах редкоме-тальных массивов [27].
Описанные в РГ и онгонитах взаимоотношения минералов - характерная особенность этих пород. Согласно данным большинства исследователей, такие структуры являются следствием кристаллизации минералов из специфического высокофтористого расплава и обусловлены различием в соотношении скоростей их роста к количеству зародышей минералов [3, 10, 12, 28 и др.]. Однако ряд авторов связывают присутствие корродированных зерен олигоклаза, обросших альбитовой оторочкой, а также включений мелких зерен альбита в калиевом полевом шпате с проявлением метасоматической альбитизации [22, 29-31]. Шварцем [32] на примере месторождений Йичун (У1с1иш) в Китае и Тикус (Тхкиз) в Индонезии было показано различие альбитовых гранитов, образовавшихся соответственно магматическим и метасоматическим путем. Для последних характерны резкая неоднородность размера зерен альбита, отсутствие закономерного расположения их включений в калиевом полевом шпате, стремление к образованию пород мономинерального состава (альбититов и фельдшпатитов). Н. И. Коваленко, обобщая результаты экспериментальных исследований метасоматической альбитизации, показывает, что этот процесс сопровождается развитием парагенезисов щелочных минералов; при этом «не наблюдалось образование таких минеральных фаз, как топаз, литиевые слюды, типоморфных для редкометальных литий-фтористых гранитов» [8, с. 26]. Кроме того, как доказали эти и последующие эксперименты [33], «выноса фемических компонентов щелочными растворами не наблюдается» (там же). Это подтверждается и эмпирическими наблюдениями [32], свидетельствующими о постоянстве или даже увеличении концентраций Са и Эг с возрастанием содержаний Ьта20, в противоположность наблюдаемому тренду дифференциации пород Шумиловского интрузива.
Экспериментальными работами Н. И. Коваленко [8], Маннинга [9], Вайднера и Мартина [10] и других исследователей показано, что рост в гранитном расплаве содержания F приводит к понижению температуры солидуса и расширению поля кристаллизации кварца. Это делает возможным кристаллизацию основных минералов РГ (двух щелочных полевых шпатов, кварца, топаза и литиево-железистой слюды) непосредственно из расплава [8, 9]. Составы биотитовых гранитов и лейкогранитов Шумиловского интрузива (рис. 3, Д) располагаются возле экспериментальной точки тройного минимума в системе Qu-Ab-An-0r-H20, соответствующей Р(н2о) ~ кбар, и характеризуются повышенными содержаниями анор-
титового компонента (Ab/An = 5,4-16,3). В то же время составы РГ и онгонитов образуют отдельное поле, вытянутое в направлении альбитового угла, совпадающее с положением точек тройной эвтектики в системе Qu-Ab-Or-hbO-HF с количеством F, равным 1-2% [8, 9]. "
Заключение. Приведенное сопоставление экспериментальных и эмпирических данных свидетельствует о преобладании магматических процессов при формировании РГ Шумиловского интрузива. Рассмотренные особенности геологического положения и состава пород этого интрузива позволяют рассматривать РГ и онгониты в качестве продуктов дифференциации единого магматического расплава. Кристаллизация онгонитов Шумиловского интрузива происходила из водонасыщенного остаточного расплава, который мог образоваться при дифференциации РГ в глубинных частях магматической камеры. О насыщении онгонитового расплава водой говорит присутствие эруптивных брекчий.
Е. А. Абушкевич благодарит А. Т. Маслова (ВСЕГЕИ) за помощь при фотографировании шлифов.
Summary
Abushkevich Е. A., Syritso L F. Importance of the magmatic processes in Li-F rare-metal granites genesis, Shu-mi lovsky pluton, Central Transbaikalia: petrographic and geochemica! evidence.
Mezozoic age Shumilovsky pluton in Central Transbaikalia composes of porphyritic biotite granites (BG) and equi-granular leucogranites with smoky rounded quartz. A little body of fine-grained rare-metal enriched topaz-bearing micro-cline-albite granites (RG) occurs at the depth of about 150m. The contact between BG and RG is concealed by greisen zone. Topaz-bearing aplites* quartz-porphyrites and microgranites occur аз dykes cutting all granite types mentioned above. Fresh, less-altered granites in general are high-silica peraluminous subalkaline granites with low Mg, Ti, Fe> С a and P. Porphyritic granites are enriched in potassium compare to topaz-bearing granites; the latter enriched in sodium as well as in AL Cs. Rb, Li. F. Textures of porphyritic, microgranitic dykes (phenocrysts of '"snowball" quartz, topaz, two feldspars and mica in fine-grained grounmass, potassium feldspar rims around albite grains, spherulitic topaz inclusions in phenocrysts and in groundmass) are the main features for ongonites - subvolcanic equivalents of Li-F rare-metal granites -and suggest crystallisation of these minerals from highly-evolved H20-saturated F-enriched melt. Metasomatic alteration represents the process of the second order.
Рис. 3. Петрохимическая характеристика гранитов Шумиловского интрузива. А - положение порол на классификационной диаграмме К20 - №20 - Б- положение пород на классификационной диаграмме Шэнда; Д Г-соотношение основных петрогенных окислов; Я ~ соотношение нормативных количеств <3и, АЬ и Ог (пунктиром показано поле составов РГ различных регионов мира по [34]). Черные квадраты - лорфировидные биотитовые граниты, светлые - лейкограниты; черные кружки - РГ. светлые - онгониты.
Литература
1. Беус А. АСеверов Э. А., Ситнин А. А., Субботин К Д. Альбитизированные и грейзенизированные граниты (апограниты). М., 1962. 2. Коваленко В. Я. Кузьмин М. ЯАнтипин В. С.. Петров Л. Л. Топазсодержащий кварцевый кератофир (онгонит) - новая разновидность субвулканических жильных магматических пород // Докл. РАН. 1971. Т. 199, № 2. 3. Коваленко В. Я, Коваченко Н. Я. Онгониты - субвулканические аналоги редкометальных литий-фтористых гранитов. М.? 1976. 4. Kortemeier W. Т, Д М Ongonite and topazite dikes in the Flying W ranch area, Tonto basin, Arizona // Amer. Mineralogist. 1988. Vol. 73. 5. Raimbolt L, Burnol L The Richemont rhyolite dyke (French Massif Central): A subvolkanic equivalent of rare-metal granites //Can. Mineralogist. 1998. Vol. 36. 6. Burt D. M., Sheridan M. F., Bikun J. VChristiansen E. H. Topaz rhyolites - distribution, origin, and significance for exploration // Econom. Geology. 1982. Vol. 77. 7. Christiansen E. H., Burt D. A*/., Sheridan M. F., Wilson R. T. The petrogenesis of topaz rhyolites from the Western United States // Contrib. Miner. Petrol. 1983. Vol. 83. 8. Коваленко И. Я. Экспериментальное исследование образования редкометальных литий-фтористых гранитов. М., 1979. 9. Manning D. А. С. The effect of fluorine on liquidus phase relationships in the system Qu-Ab-Or with excess water at 1 kb // Contrib. Miner. Petrol. 1981. Vol. 76. 10. Weidner«/. R., Martin R. F. Phase equilibria of a fluorine-rich leucogranite from the St. Austell pluton, Cornwall // Geochem. Cosmochem. Acta. 1987. Vol. 51. 11. Higgins N. C. Comment on "Origin of alkali-feldspar granites: An example from the Poimena Granite, northeastern Tasmania, Australia*1// Geochem. Cosmochem. Acta. 1990. Vol. 54. 12. Haapala I. Magmatic and postmagmatic processes in tin granites // J. Petrology. 1997. Vol. 38, N 12. 13. Сы-рицо Л. Ф. Геохимические аспекты зональности массивов редкометальных гранитов // Зап. Всерос. минерал, об-ва. 1993. № 2. 14. Сырицо Л. Ф., Табуне Э. В.. Волкова Е. В. и др. Геохимическая модель формирования Li-F гранитов Орловского массива, Восточное Забайкалье // Петрология. 2001. Т. 9, № 13. 15. Абрамов С. С. Моделирование процессов флюидно-магматической дифференциации при образовании высокофтористых магм // Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. 2000. № 3. 16. Абрамов С С. Образование высокофтористых магм путем инфильтрации флюида через кислые магмы: петрологические и геохимические свидетельства метамагматизма // Петрология. 2004. Т. 12, № 1. 17. Сырицо Л. ФВолкова В., Ситников А. Л., Тимохина Л. А. Закономерности распределения петрогенных, редких и рассеянных элементов в породах и рудах Шумиловского вольфрамового месторождения (Центральное Забайкалье) и некоторые вопросы их генезиса // Вопросы геохимии и типоморфизм минералов / Под ред. В. В. Гордиенко. СПб.: 1998. № 5. 18. Коваленко В. Я. Ярмолюк В. В., Сальникова Е. Б. и др. Источники магматических пород и происхождение раннемезозойского тектоно-магмэтического ареала Монголо-Забайкальской магматической области. 2. Петрология и геохимия // Петрология. 2003. Т. 11, № 3. 19. Гетманская Т. Я, Чернов Е. С. Оловянно-вольфрамовая формация II Условия образования и критерии поисков промышленных вольфрамовых месторождений Забайкалья / Ред. кол.: В. П. Иванов и др. Новосибирск, 1976. 20. Омелья-ненко С. А.. Кулгашев А. Я, Голев В. К Некоторые поисковые признаки внутриинтрузивных очагов на примере Шумиловского оловянно-вольфрамового месторождения // Геология, разведка и оценка месторождений Забайкалья / Ред. кол.: В. Н. Межов и др. Чита, 1973. 21. Омельяненко С. А., Козлов В. Д., Шеремет Е. М К генезису Шумиловского оловянно-вольфрамового месторождения (Центральное Забайкалье) // Ежегодник СибГЕОХИ-1973. Новосибирск. 1974. 22. Бубнов Е. Т. Описание западной части Асакан-Шумиловского гранитного массива // Бюл. науч.-техн. Читинск. горн, об-ва. 1961. № 6. 23. Гайворонский Б. АСапожников В. П. О внугриинтрузивном типе редкометального грейзенового оруденения Забайкалья и Монголии // Геология рудных полезных ископаемых Забайкалья и смежных территорий / Ред. кол.: В. А. Кузнецов и др. Чита, 1981. 24. Абушкевич Е. А. Онгониты Шумиловского гранитного интрузива (Ц. Забайкалье) Н Материалы XXI Всерос. семинара по геохимии магматических пород. Апатиты, 2003. 25. Коваленко В. И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск, ' 1977. 26. Козлов В. Д, Свадковская Л. И. Петрохимия, геохимия и рудоносность гранитоидов Центрального Забайкалья. Новосибирск, 1977. 27. Абушкевич Е. А., Табуне Э. В. Термин «онгонит» и его место в классификации кислых пород // Геология и эволюционная география / Под ред. Е. М. Нестерова. СПб., 2004. 28. Manning D. А. С., Exley С. & The origin of late-stage rocks in the St. Austell granite - a re-interpretation // J. Geol. Soc. London. 1984. Vol. 141. 29. Charoy В. The genesis of the Cornubian batholith (South-West England): The example of the Carnmenellis pluton //' J. Petrology. 1986. Vol. 27. 30. Kleeman G. J., Twist D. The compositionally-zoned sheet-like granite pluton of the Bushveld Complex: Evidence bearing on the nature of A-type magmatism /V J. Petrology. 1989. Vol. 30. 31. Stemprok M. Ongonite from Ongon Khairkhan, Mongolia // Miner. Petrology. 1991. Vol. 43. 32. Schwartz M. О. Geochemical criteria for distinguishing magmatic and metasomatic albite-enrichment in granitoids - examples from the Ta-Li granite Yichun (China) and the Sn-W deposit Tikus (Indonesia) // Miner. Deposita. 1992. Vol. 27. 33. Зарайский F. П. Условия формирования главных фациальных типов грейзенов по экспериментальным данным // Петрология. 1999. Т. 7, № 4. 34. Коваленко В. Я, Кузьмин К4. Я, Зоненшайн Л. П. и др. Редкометальные гранитоиды Монголии. М., 1971.
Статья поступила в редакцию 15 декабря 2004 г.
