CC BY
30
Онлайн-доступ к журналу: http://izvestia_geo.isu.ru/ru/index.html
Серия «Науки о Земле»
2017. Т. 19. С. 108-129
Иркутского государственного университета
И 3 ВЕСТИЯ
УДК 553.53(571.5)
Вещественные особенности и петрогенезис вулканитов кайласской и тургинской свит Александрово-Заводской рифтогенной впадины Юго-Восточного Забайкалья
Н. Кхлиф, С. А. Сасим, Ю. С. Андреева
Иркутский государственный университет
Аннотация. Рассматриваются классификационная принадлежность и особенности вещественного состава позднеюрско-раннемеловых вулканических пород кайласской и тургинской свит Александрово-Заводской впадины Юго-Восточного Забайкалья. При изучении вещественных характеристик пород выявлено, что происхождение вулканитов кайласской свиты связано с кристаллизационной дифференциацией в сочетании с выраженным процессом коровой контаминации, а кислые вулканиты тургинской свиты представляют собой вероятные продукты плавления верхней континентальной коры. Согласно классификации вулканические породы нижней пачки кайласской свиты относятся к шошонит-латитовой серии, а верхней пачки - трахибазальтовой серии. Традиционное выделение в пределах территории Забайкалья магматических ассоциаций, имеющих близкое пространственно-временное положение, позволяет объединить вулканиты верхней пачки кайласской свиты и кислые вулканиты тургинской свиты в позднеюрско-раннемеловую рифто-генную ассоциацию Александрово-Заводской впадины. Следует отметить, что проявления магматизма шошонит-латитовой серии принято связывать с активными континентальными окраинами и островными дугами, а вулканиты трахибазальтовой серии, как правило, приурочены к рифтогенным обстановкам. Минеральные пара-генезисы вулканитов нижней пачки кайласской свиты имеют пироксен-полевошпат-биотитовый и амфибол-полевошпат-биотитовый состав. Вулканические породы верхней пачки характеризуются более «сухим» пироксен-полевошпатовым и амфибол-полевошпатовым парагенезисами. Предварительная оценка температур кристаллизации пород кайласской свиты с использованием двуполевошпатовых и дву-пироксеновых термометров дает значения 980-1030 °С для вулканитов нижней пачки и 915-990 °С для вулканитов верхней пачки.
Ключевые слова: Александрово-Заводская впадина, Юго-Восточное Забайкалье, минералогия, трахибазальтовая серия, шошонит-латитовая серия, двуполевошпато-вый и двупироксеновый геотермометры.
Введение
История геодинамического развития забайкальской части Монголо-Охотского орогенного пояса в фанерозое рассматривается [3; 8] как последовательность различных геодинамических обстановок.
Переход Монголо-Охотского орогенного пояса к внутриконтиненталь-ному этапу своего развития сопровождался на границе средней юры - раннего мела широким проявлением магматизма различных геохимических ти-
пов [1; 14]. Согласно [9], позднемезозойский этап тектонической эволюции территории Юго-Восточного Забайкалья подразделяется на две стадии. Для ранней стадии (средняя - поздняя юра) характерно наличие субщелочных эффузивов повышенной калиевости, относимых к шошонит-латитовой серии. На поздней стадии (поздняя юра - ранний мел) формируются породы бимодальной трахиандезибазальт - трахириолитовой ассоциации, включающей трахибазальты повышенной титанистости, дациты, трахидациты, рио-литы и субщелочные риолиты.
Породы обеих стадий широко развиты на территории Александрово-Заводской рифтогенной впадины, где на сравнительно небольшой площади наблюдаются вулканиты как шошонит-латитовой серии [1; 14], так и более молодой трахиандезибазальт-трахириолитовой ассоциации, являющихся типоморфными для постаккреционной стадии развития Монголо-Охотского орогенного пояса.
Особенности геологического строения
Александрово-Заводской впадины
Александрово-Заводская впадина расположена в центральной части Юго-Восточного Забайкалья, в пределах Монголо-Охотского складчатого пояса и входит в состав Аргунского супертеррейна (рис. 1). Она представляет собой рифтогенную депрессионную структуру, образовавшуюся в период перехода Монголо-Охотского пояса к внутриконтинентальному этапу развития в мезозойское время [2].
Рис. 1. Схема расположения крупнейших позднемезозойских (^з-К^) рифтогенных впадин Западного и Восточного Забайкалья.
Условные обозначения: 1 - позднемезозойские рифтогенные впадины; 2 - Аргунский супертеррейн пассивной континентальной окраины; 3 - расположение Александрово-Заводской рифтогенной впадины; 4 - контур государственной границы РФ
На территории Алексаидрово-Заводской впадииы среди стратифицированных образований развиты карбонатные отложения нижнего кембрия (локально на севере впадины), терригенные образования нижней и средней юры, средне-верхнеюрские вулканические субщелочные породы основного и среднего составов, раннемеловые кислые вулканиты и четвертичные отложения (рис. 2). Интрузивные образования представлены позднепалеозой-скими гранитоидами ундинского и кутомарского комплексов (широко распространенных в северном обрамлении впадины), средне-верхнеюрскими монцонитовыми породами Акатуевского массива и раннемеловыми жильными трахидолеритами, относимыми к абагайтуйскому комплексу.
Рис. 2. Схема геологического строения Александрово-Заводской впадины
по [7], с упрощениями.
Условные обозначения: 1 - гранитоиды кутомарского комплекса (Р-Т1); 2 - нижне-среднеюрские терригенные образования; 3 - монцонитоиды главной фазы акатуевского комплекса (12-3); 4 - сиениты заключительной фазы акатуевского комплекса; 5 -кайласская свита (12-3); 6 - тургинская свита (К1); 7 - дайки абагайтуйского комплекса (К1); 8 - четвертичные отложения; 9 - разломы: а - достоверные, б - предполагаемые
В строении разреза кайласской свиты выделяются две толщи эффузи-вов основного до среднего состава (нижняя и верхняя пачки), разделенных пачкой туфогенно-обломочных пород (рис. 3). Возраст пород кайласской свиты устанавливается из взаимоотношения с ниже- и вышележащими толщами: с угловым несогласием породы свиты залегают на фаунистически охарактеризованных терригенных отложениях ранней - средней юры, а также на доюрских гранитоидах и, в свою очередь, перекрываются раннеме-ловыми образованиями тургинской свиты. Кроме того, согласно 40Аг/39Лг-изотопному датированию по амфиболам [12] возраст вулканитов нижней пачки кайласской свиты оценивается в 161,5±1,7 млн лет.
Рис. 3. Схематический разрез юрско-меловых вулканических пород Александрово-Заводской впадины.
Условные обозначения: 1 - нижне-среднеюрские терригенные образования; 2 -средне-позднеюрские вулканиты среднего и основного состава нижней пачки кайласской свиты; 3 - вулканиты среднего и основного состава верхней пачки кайласской свиты;
4 - туфогенно-обломочные породы; 5 - кислые вулканиты: риолиты, риолитовые туфы
Породы тургинской свиты с несогласием залегают на образованиях юрской системы, а в пределах рассматриваемой территории - преимущественно на образованиях кайласской свиты.
Методы исследования
Аналитические работы, включающие установление особенностей химического состава пород и изучение вариаций химизма породообразующих минералов, были проведены в Институте геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН (г. Иркутск). Минералого-петрографические особенности пород изучены с помощью поляризационного микроскопа «ПОЛАМ Р-211». Химический состав минералов исследовался с помощью электронно-зондового
рентгеноспектрального микроанализа JXA8200. Расчет кристаллохимиче-ских формул и миналов породообразующих минералов был выполнен с помощью программного продукта Crystal. Предварительная оценка температур кристаллизации вулканических пород кайласской свиты выполнена с помощью программного обеспечения Two-feldspar thermometers и Two-pyroxene thermobarometers, разработанных Кейтом Путирка (Keith Putirka) на базе Microsoft Mackintosh Excel в соответствии с [19].
Классификация и петрохимические особенности пород
кайласской и тургинской свит Александрово-Заводской впадины
Содержания петрогенных элементов в вулканических породах кайласской и тургинской свит приведены в табл. 1.
Вулканиты нижней пачки кайласской свиты (SiO2: 51-64 мае. %; Na2O+K2O: 6,7-11,1 мае. %; TiO2: 0,6-1,0) и вулканиты верхней пачки (SiO2: 56-67 мае. %; Na2O+K2O: 6,3-9,3 мае. %; ТЮ2: 0,9-2,2) согласно [11] соответствуют умеренно-щелочной серии и локализуются на классификационной диаграмме TAS главным образом в областях трахиандезибазальтов, тра-хиандезитов и трахидацитов (рис. 4). Однако принципиально различное содержание оксида титана при прочих равных классификационных параметрах позволяет сделать вывод, что вулканиты нижней пачки относятся к шошонит-латитовой серии (более низкотитанистые), а эффузивы верхней пачки кайласской свиты - к трахибазальтовой серии (более высокотитанистые) [12].
Вулканиты тургинской свиты характеризуются кислыми составами (SiO2: 66-78 мае. %; N2O+K2O: 6,2-10,9 мае. %; ТЮ2: 0,1-0,7 мае. %) и относятся к щелочным риодацитам, трахириодацитам, трахириолитам и рио-литам (см. рис. 4).
Поведение петрогенных элементов в рассматриваемых породах иллюстрируется вариационными диаграммами Харкера (рис. 5). Поведение щелочей с ростом кремнекислотности (в вулканитах нижней пачки) в целом согласуется с фракционной кристаллизацией, за исключением ряда составов, имеющих более высокие уровни накопления Na2O+K2O до 11,1 мае. % и главным образом за счет Na2O до 7,3 мае. %, что может быть связано с процессом фракционирования на данном этапе главной минеральной фазы -полевого шпата или процессами коровой контаминации отдельных порций расплава [5]. На это также указывают более высокие содержания в данных породах глинозема (до 18 мае. %) (см. на рис. 5).
В трендах дальнейшей дифференциации в вулканитах верхней пачки кайласской свиты от трахиандезибазальтов к трахидацитам отчетливо проявлена отрицательная корреляция между содержаниями большинства петрогенных оксидов (TiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO, CaO, Na2O) и SiO2. Лишь для K2O характерно увеличение концентраций с ростом кремнекислотности пород.
Наиболее низкие концентрации в трахириолитах тургинской свиты характерны для TiO2 (0-0,7 мае. %), MnO (<0,01-0,1 мае. %), MgO (0,11,8 мае. %), CaO (0,1-2,0 мае. %), P2O5 (<0,02-0,3 мае. %), которые входят в химический состав акцессорных минералов или в породообразующие кварц и щелочной полевой шпат в виде изоморфных примесей.
Рис. 4. Классификационная диаграмма TAS для вулканических пород кайласской и тургинской свит по [11].
Условные обозначения: 1 - вулканиты нижней пачки кайласской свиты, 2 - вулканиты верхней пачки кайласской свиты, 3 - вулканиты тургинской свиты. Точками показаны границы области распространения составов магматических пород. Поля составов пород: I - трахиандезибазальты, II - трахиандезиты, III - трахиты, IV - щелочные риодациты, V - трахидациты, VI - трахириодациты, VII - трахириолиты, VIII - риодациты, IX - риолиты,
X - дациты
Результаты минералого-петрографических исследований
Вулканические породы нижней пачки кайласской свиты характеризуются переслаиванием черных до серых пород основного и среднего состава, представленных в основном шошонитовыми базальтами, шошонитами, ла-титами, высококалиевыми андезитами и высококалиевыми дацитами и имеющих массивную, реже пористо-миндалекаменную текстуру и мелкопорфировую структуру. Структура основной массы чаще интерсертальная, микролитовая.
Сокращение минералов здесь и далее приняты согласно [21].
На рисунке 6 представлены классификационные диаграммы главных породообразующих минералов вулканитов кайласской свиты (нижняя и верхняя пачки).
Вулканиты нижней пачки кайласской свиты характеризуются следующими вариациями составов главных породообразующих минералов: клино-пироксены En36-48Wo41-48Fs8-17; ортопироксены En64-72Wo2-3Fs25-34; амфиболы (магнезиальный гастингсит); плагиоклазы Ab38-39An57-59 в наиболее основных разностях, до Ab96-99 An1-3 в наиболее кислых вулканитах; щелочные полевые шпаты Or93-96 Ab4-7 и Or14-44 Ab44-85 в средних и более кислых разностях, соответственно. Второстепенные минералы представлены кальцитом, апатитом, титанитом, магнетитом, реже титаномагнетитом и ильменитом.
8-1
О
«в
5 4-
о
О-
2.5* 2
У 1.5-
«Е
о
Р 0.50-
01
+ 2 Д 3
Л-1-1—
48 52 56 60 64 +
Д1 | 72 76 80
О«
ч
С£> +
<*> о
~I-
I
£ 4 О
О 1
о-
0.16
£ 0.12-1
о
л
5 0.08-о
|0.04Н
о
г*
1
¡0-1
8-
у
СЗ 6-
4-
О
6' ц_ 2-
48 52 56 60 64 68 72 76 80
О + ++■> +
^ ЛД ¿Д
V
о +
-1—I—I—I—I—I—I—I
48 52 56 60 64 68 72 76 80
1.2-
0.8-
сГ 0-4Н оГ'
48 52 56 60 64 68 72 76 80
201 ? 18"
16141210
Г-1-Г-1-Г—Т-Т—I
48 52 56 60 64 68 72 76 80
+ Д
0
1
48 52 5 6 60 64 68 72 76 80
++ ° л й +
О, и
—I-Г—Т-1—Т-Г-1
48 52 56 60 64 68 72 76 80
8Ю, (мас.%)
¿А г
£ +дд ' +++
д
д д
+
12-
Т-1-1-1-1-1-1-1
48 52 56 60 64 68 72 76 80 (мае. %)
о
ь + А
Д
т—I—I—I—I—I—I—I
48 52 56 60 64 68 72 76 80 5Ю2 (мае. %)
Рис. 5. Вариационные диаграммы Харкера для вулканитов кайласской и тур-гинской свит Александрово-Заводской впадины, иллюстрирующие поведение пет-рогенных элементов с увеличением SiO2.
Условные обозначения: 1 - вулканиты нижней пачки кайласской свиты, 2 - вулканиты верхней пачки кайласской свиты, 3 - вулканиты тургинской свиты
Вкрапленники пироксенов, наблюдаемые в вулканитах основного и среднего состава нижней пачки кайласской свиты, представлены клино- и ортопи-роксеном. Вариации химического состава пироксенов характеризуются широким диапазоном вариации минальных компонентов от диопсида и салита до авгита и в меньшей степени ферроавгита. В отдельных вулканических породах среднего состава среди вкрапленников клинопироксенов наблюдается зональность, выраженная, главным образом, в их химическом составе с изоморфными замещениями в зонах типа Ca2+Mg2+Cr3+ ^ Ка+Ре2+гЛ4+ (рис. 7).
Ортопироксен, как правило, наблюдается в вулканитах среднего состава и соответствует бронзитам и гиперстенам.
Амфиболы в вулканических породах нижней пачки представлены хорошими таблитчатыми и идиоморфными кристаллами, в центральной области которых нередко сохранены реликты клинопироксена, а также в виде узких реакционных кайм вокруг пироксена и жильного характера. В фено-кристаллах амфибола довольно часто проявляется зональное строение, а состав изменяется от магнезиального гастингсита до паргасита (в отдельных зонах). Реакционные каймы амфибола вокруг пироксена и прожилки, секущие фенокристаллы, представлены актинолитом (рис. 8).
Известия Иркутского государственного университета 2017. Т. 19. Серия «Науки о Земле». С. 108-129
Таблица 1
Содержание петрогенных (мае. %) элементов в вулканитах кайласской и тургинской свит
Нижняя пачка кайласской свиты
Проба Тип породы БЮг тю2 А1203 Ре203* МпО Мф СаО №20 К20 р2о5 111111 Сумма
Ак-11 8НВ81 50,53 1,04 16,57 7,87 0,16 5,32 7,25 3,19 4,11 0,59 3,15 99,78
Ак-14 нк АЫ1 59,49 0,59 17,65 4,44 0,09 2,16 4,63 5,88 3,47 0,33 0,99 99,71
Ак 17 нк АЫ1 57,61 0,80 16,04 6,51 0,08 3,31 6,56 3,83 2,86 0,23 2,02 99,85
Ак-17-2 нк АЫ1 59,40 0,59 18,03 4,36 0,07 1,95 1,89 7,36 3,62 0,34 2,16 99,76
Ак-18 НКБС1 63,56 0,56 15,77 3,75 0,05 2,27 3,42 5,64 2,88 0,27 1,64 99,81
Ак-18-1 нк АЫ1 58,32 0,83 16,12 5,30 0,12 3,53 4,99 5,12 3,42 0,44 1,73 99,91
Ак-18-2 ЬТ1 58,74 0,64 17,43 4,74 0,07 2,37 2,41 6,39 4,7 0,41 1,57 99,46
Ак-20 8Н1 52,55 0,96 15,52 6,95 0,11 6,06 7,36 4,08 3,23 0,55 2,57 99,93
Верхняя пачка кайласской свиты
Ак-29-1 ТАВ 55,81 2,02 15,31 9,09 0,09 3,48 5,95 3,84 2,43 1,02 0,74 99,78
Ак-29-2 ТА 57,55 1,70 15,32 8,16 0,10 2,82 5,27 4,05 3,11 0,83 0,83 99,74
Ак-29-3 ТБС 64,64 1,07 14,32 5,62 0,05 1,47 2,89 3,63 4,14 0,49 1,53 99,85
Ак-29-4 ТА 56,01 1,90 15,26 9,20 0,11 3,17 5,69 3,97 2,93 0,95 0,55 99,73
Ак-29-5 ТБС 67,07 0,89 14,67 4,57 0,04 0,93 2,22 3,41 4,54 0,38 1,21 99,93
Ак-658А ТБС 62,94 1,28 14,36 5,90 0,09 1,68 3,54 3,98 4,21 0,49 1,34 99,61
Ак-658Б ТА 55,78 2,23 14,44 9,13 0,13 2,91 5,59 4,12 3,13 0,95 1,44 99,43
Ак-659 ТА 57,74 1,96 14,44 8,51 0,15 3,08 5,26 4,19 3,49 0,82 0,99 100,24
Тургинская свита
Проба Тип породы Si02 Ti02 A1203 Fe203* MnO MgO CaO Na20 K20 p2o5 111111 Сумма
Ак-30-1 ARDC 70,18 0,42 15,63 1,24 <0,01 0,32 0,87 4,22 6,38 0,08 0,61 99,95
Ак-31 TRL 77,81 0,08 11,56 1,94 0,03 0,07 0,21 3,62 4,24 0,02 0,53 100,10
Ак-33 RL 78,19 0,08 11,98 2,23 0,03 <0,05 0,16 3,60 3,48 0,03 0,41 100,20
Ак-34 ARDC 68,14 0,46 16,38 2,51 0,04 0,08 0,56 4,35 6,51 0,07 0,89 99,97
Ак-36 TRDC 70,18 0,24 15,87 2,13 0,02 0,08 0,48 4,09 5,68 0,04 1,21 100,00
Ак-37 TRDC 67,34 0,19 14,36 2,76 0,16 0,09 0,85 2,95 6,13 0,04 5,26 100,10
Ак-37-1 TRL 75,35 0,15 13,14 1,66 0,01 <0,05 0,41 3,62 4,90 0,03 0,76 100,00
Ак-37-2 TRL 75,09 0,15 13,81 1,09 0,01 <0,05 0,29 3,13 5,26 0,03 1,23 100,10
Ак-54 RDC 68,10 0,26 13,25 7,29 0,08 0,67 1,01 3,77 4,78 0,26 0,93 99,71
Ак-257 TDC 72,60 0,74 10,70 4,48 0,07 0,66 2,04 2,58 3,64 0,32 2,28 99,85
Ак-349А RDC 69,24 0,52 12,91 4,20 0,07 0,83 1,68 3,05 5,51 0,23 2,05 100,00
Ак-515 TRDC 71,78 0,42 13,25 3,67 0,07 0,36 0,93 3,51 5,47 0,20 0,69 100,10
Ак-622 TRDC 70,34 0,35 13,42 5,19 0,06 0,24 1,13 3,92 5,54 0,04 0,36 100,20
Ак-1144 DC 66,71 0,42 15,02 1,94 0,03 1,83 1,82 0,89 7,10 0,14 3,88 99,69
Примечание. Принятые сокращение типов пород: SH BS - шошониговый базальт; НК AN - высококалиевый андезит; НК DC - высококалиевый дацит; LT - латит; SH - шошонит; DC - дацит; RL - риолит; TDC - трахидацит, ТАВ - трахиандезибазальт; ТА - трахиандезит; ARDC - щелочной риодацит; TRL - трахириолит; RDC- риодацит; TRDC - трахириодацит. Содержание в породах двух- и трехвалентного железа представлено в виде суммарного Fe203 .
1 Классификация пород нижней пачки кайласской свиты проведена с помощью диаграммы K20-Si02 по [17] с дополнениями [10] с учетом принадлежности пород к шошонит-латитовой серии и подробно освещена в работе [13].
Рис. 6. Классификационные диаграммы породообразующих минералов для вулканических пород кайласской свиты
Условные обозначения к рис. 6:
1 - составы вулканических пород нижней пачки кайласской свиты; 2 - составы вулканических пород верхней пачки кайласской свиты.
A. Классификационные диаграммы для полевых шпатов; диаграмма a: деление плагиоклазов и щелочных полевых шпатов (высокотемпературная неупорядоченная серия) по [4]; поля составов полевых шпатов: I - санидин, II - анортоклаз, III - альбит, IV - олигоклаз, V -андезин, VI - Лабрадор, VII - битовнит, VIII - анортит; диаграмма Ь: из шошонитового базальта; диаграмма с: из высококалиевого андезита; диаграмма Н: из высококалиевого дацита; диаграмма e: из трахиандезита; диаграмма f из трахидацита.
Б. Классификационные диаграммы для пироксенов; диаграмма a: номенклатура пи-роксенов ряда диопсид-геденбергит-энстатиг-ферросилит по [18] с дополнениями [6]. На диаграмме b показаны составы пироксенов из шошонитовых базальтов; на диаграмме с -пироксены из высококалиевого андезита; на диаграмме Н - высококалиевого дациты; на диаграмме e - пироксены из трахиандезита. Области составов пироксенов: 1 - диопсид, 2 - салит, 3 - ферросалит, 4 - геденбергит, 5 - магнезиальный авгит, 6 - авгит, 7 - ферроавгит, 8 -феррогеденбергит, 9 - бедный Ca авгит, 10 - бедный Ca ферроавгит, 11 - магнезиальный пижонит, 12 - ферропижонит, 13 - энстатит, 14 - бронзит, 15 - гиперстен, 16 - феррогипер-стен, 17 - эвлит, 18 - ферросилит.
B. Классификационные диаграммы для слюд по [20]; поля составов слюд: Al phi - Al флогопит; Al-Mg bi - Al-Mg биотит; Fe bi - Fe биотит; Li mus - Li мусковит; Li phe - Li фен-гит; lpm - лепидомелан; lpl - лепидолит; Mg bi - Mg биотит; mus - мусковит; phe - фенгит; phl - флогопит; prot - протолитионит; sid - сидерофиллит; гпа - цинвальдит.
Г. Классификационные диаграммы для амфиболов по [16]; диаграмма I - из высококалиевого андезита и трахиандезита; диаграмма II - из трахидацита.
В составе вулканических пород полевые шпаты имеют достаточно широкую вариацию химического состава. Щелочной полевой шпат основной массы в вулканитах нижней пачки варьирует от состава Or93-96Ab4-7 в шошонитовых базальтах, Or51-55Ab44-47 в высококалиевых андезитах, до Or14-25Ab75-85 в высококалиевых дацитах.
Плагиоклазы имеют состав Ab38-39An57-59 во вкрапленниках, а микролиты основной массы - Ab38-39An57-58 и Ab85-92 An6-9 в шошонитовом базальте; Ab38-46An5i_59 в фенокристаллах и Ab4^An45 -56 в основной массе высококалиевого андезита; Ab96-99 An1-3 (при ортоклазовом минале до 3 мол. %) в основной массе и Ab98-99 An, -2 (при отсутствии ортоклазового компонента) в высококалиевых дацитах.
Биотит представлен в вулканических породах нижней пачки в виде небольших гипидиоморфных кристаллов и имеет железистый состав.
Таким образом, наиболее основные вулканиты нижней пачки кайласской свиты имеют следующий минеральный парагенезис вкрапленников: Px+Fsp+Bt+Mag±Ol, а эффузивные породы среднего состава -Hbl+Px+Fsp+Bt+Mag±Ilm.
Породы верхней пачки кайласской свиты характеризуются свежим обликом с серым, темно-серым до черного цветом, микропорфировой структурой с массивной, реже пористо-миндалекаменной текстурами и микролито-вой структурой основной массы. Эти породы представлены в основном тра-хиандезитами, трахидацитами и реже трахиандезибазальтами.
(б)
Рис. 7. Микрофотография (а) и классификационная диаграмма (б) зонального кристалла моноклинного пироксена
из шошонитового базальта.
Отмеченные области составов моноклинных пироксенов на рисунке (б) по [18] с дополнениями [6]: I - диопсид, II - салит,
III - магнезиальный авгит, IV - авгит
Рис. 8. Микрофотография амфиболов из шошонитового базальта нижней пачки кайласской свиты.
Принятые сокращения минералов по [21]: Act - актинолит; Ар - апатит;
Cpx - клинопироксен; Mhs - магнезиальный гастингсит; Ti-Mag - титаномагнетит
Вкрапленники наиболее основных разностей пород представлены пироксеном, плагиоклазом, амфиболом, а более кислые разности характеризуются вкрапленниками щелочного полевого шпата, биотита и кварца (рис. 9). Второстепенными минералами являются апатит, титаномагнетит, титанит, магнетит, ильменит.
Рис. 9. Микрофотографии ксеногенных вкрапленников кварца в трахиандезитах верхней пачки кайласской свиты.
Принятые сокращения минералов по [21]: Qг - кварц; Cpx - клинопироксен; Opx -ортопироксен; Ilm - ильменит; Bt - биотит; PI - плагиоклаз; Afs - щелочной полевой шпат
Фенокристаллы пироксенов в трахиандезитах верхней пачки характеризуются широким диапазоном вариации минальных компонентов от гиперстена и феррогиперстена до авгита. Ортопироксены представлены гипер-стином Fs45-47En49-5i и реже феррогиперстином Fs5oEn46 в трахиандезитах, а клинопироксены - авгитом Wo39-44En30-33Fs 23-30.
Плагиоклазы в породах верхней пачки имеют состав Ab37_64 An29-61 в трахи-андезитах и Ab45-53 An40-49 в трахидацитах. Щелочной полевой шпат варьирует от состава Or56-72Ab23-35 в трахиандезитах до Or62-68Ab30-36 в трахидацитах.
В вулканических породах верхней пачки кайласской свиты амфиболы относятся к магнезиальной роговой обманке и эдениту. Слюды представлены магнезиальным биотитом.
На врезке над классификационной диаграммой (б) показана увеличенная область локализации составов вкрапленника клинопироксена в разных участках кристалла. Примечание: на врезке (б) области составов клинопироксена указаны арабскими цифрами, соответствующими цифрам микрофотографии (а). Светлые зоны кристалла характеризуются более железистым составом по сравнению темными. Эволюция состава пироксена светлых зон в направлении от центра к периферии идет в сторону увеличения ферроси-литового компонента при весьма незначительных вариациях волластонито-вого минала. Согласно классификационной диаграмме (б) состав вкрапленника пироксена от его центральной части к периферии изменяется по следующей схеме: авгит (зона 1 (центральная часть)) - магнезиальный авгит (зона 2) - авгит (зона 3) - магнезиальный авгит (зона 4) - салит (зона 5 (периферическая область)).
Светлые порфировые вулканиты тургинской свиты имеют массивную и флюидальную текстуры. С основной массой, обладающей витрофировой, сфе-ролитовой, реже перлитовой структурой. Породы тургинской свяиты классифицируются кака риолиты, трахириолиты, щелочные риодациты и дациты.
Вкрапленники в вулканитах тургинской свиты представлены в основном щелочными полевыми шпатами Ab28_41Or54_72 в щелочных риодацитах и Ab0 -69ОГ23.100 в риолитах, кварцем и биотитом (железистый биотит) (рис. 10). Второстепенными минералами выступают апатит и циркон. Основная масса состоит из вулканического стекла, микролитов щелочного полевого шпата, реже кварца, железистого биотита. Наиболее распространен среди вкрапленников в кислых вулканитах полевой шпат. Он образует сростки кристаллов или единые зерна со структурой распада твердых растворов (рис. 11).
Предварительные результаты оценки
температуры кристаллизации пород кайласской свиты
Температура кристаллизации магматического расплава является одним из главных параметров, определяющих физико-химические условия формирования минеральных парагенезисов.
Геотермометры широко применяются для изучения магматических пород. При изучении вулканических пород следует учитывать, что метод допускает различие между равновесными и неравновесными минеральными парами. В случае неравновесной минеральной пары полученные изотермы плагиоклаза и калиево-натриевого полевого шпата отразят минимальную температуру кристаллизации [15].
Рис. 10. Классификационные диаграммы породообразующих минералов для вулканических пород тургинской свиты
Условные обозначения: 1 - составы вулканических пород тургинской свиты. А. Классификационная диаграмма для полевых шпатов; диаграмма а - из щелочного риода-цита; диаграмма Ь - из риолита. Б. Классификационная диаграмма для слюд. Поля составов полевых шпатов и слюд см. на рис. 6.
Рис. 11. Микрофотографии щелочного полевого шпата и кварца из риолита тургинской свиты. Принятые сокращения минералов см. на рис. 9
В настоящей работе для вулканических пород применялись расчеты по двуполевошпатовому и двупироксеновому геотермометрам.
Для расчетов температуры по двуполевошпатовому термометру были выбраны соразмерные кристаллы щелочного полевого шпата и плагиоклазов, отвечающие стадии медленного охлаждения расплава и, таким образом, отражающими возможное равновесие между двумя фазами. Расчеты проводились для двух пар полевых шпатов из пород нижней пачки кайласской свиты (проба Ак-17) и двух пар полевых шпатов верхней пачки (проба Ак 29-2).
Аналогичная выборка была проведена для пироксенов. Наиболее пре-зентативными являются данные, полученные из зональных зерен орто- и клинопироксенов. Количество проб для двупироксенового термометра для нижней пачки и верхней составили 4 и 3 соответственно.
Расчет производился в программе MS Excel, формулы для расчета описаны в [19].
Двуполевошпатовый термометр предполагает расчет температуры по двум рабочим формулам:
f лгак \
104 ....... _ . _ .„ ( Ха/к
■ = 9,8 -0,098?(кбар) -2,461п
_Ab
Б
V
14,2( Xf ) + 423( X* )
XA* J 'V V (1)
T(°C)
-2,421п (X^ ) —11,4 (БД ),
T(°C) =-(„,, , —442 — ^ (K6aP)-, (2)
—0.П + °,lln
V T Ab J
■3,27 (Xt) + 0,0981n (Xf ) + 0,57 (X^XЩ )
V ^ Ab У
где XAb - мольная доля альбита в щелочном полевом шпате; - мольная доля альбита в плагиоклазе; XSlafs - доля катиона кремния в щелочном полевом шпате; X¿f" - доля катиона кальция в щелочном полевом шпате; XAn - мольная доля анортита в щелочном полевом шпате; XAb - мольная доля альбита в плагиоклазе.
В данных формулах (X^f) соответствует доле катиона Si в щелочном
полевом шпате. Для проверки корректности полученных данных применяется тест на равновесие, заключающийся в расчете разницы между параметрами активности щелочных полевых шпатов и плагиоклазов - A(An), A(Ab) A(Or), значения которых должны стремиться к нулю.
Многочисленные экспериментальные данные свидетельствуют, что точность расчетов температуры с применением данного термометра составляет ±30 °С [19]. Сростки кристаллов двух полевых шпатов, помимо температуры, позволяют установить равновесное давление при кристаллизации магматического расплава.
С другой стороны, температура равновесного минералообразования рассчитывается по ортопироксену и клинопироксену, зерна которых находятся в сростках. Метод расчета базируется на разделении энстатитового и ферроси-литового минала (Fm2Si2O6 = EnFs; FmO = FeO + MgO + MnO) между орто- и клинопироксеном, где Fm - молекулярное количество железа и железа.
Большое значение для оценки результатов расчетов температуры имеет тест на равновесие, заключающийся в расчете соотношения железа и магния:
KD (Fe — Mg)c
( CPX /
X
cpx Fe
XCP6
( Vopx / X
opx Fe
/ Xopx
V / ^-Mg J
= 1,09 ± 0,14, (3)
V / ЛМ! У/ ' Х где ^^е-Мр)сЩх орх - тест на равновесие, заключающийся в расчете соотношения железа и магния; ХFЩх - доля катионов железа в клинопироксене; ХМ' - доля катионов магния в клинопироксене; ХFe'х - доля катионов железа в ортопироксене; ХМ' - доля катионов магния в ортопироксене;
Для расчета температуры по двум пироксенам разработаны [20] несколько формул. Первая имеет вид:
10
,4
= 11,2-1,961п
( усрх Л
уорх V ЕпЕя У
-3,3( У-)-25,8( УСРС а )-
Т(°С)
+33,2( УМРХ )-23,б( УГ )-2,08( У£ )-8,33( У^х )-0,05Р (кбар),
(4)
где У-ЕрПХ-а - мольная доля энстатита и ферросилита в клинопироксене; УЕОРхз -мольная доля энстатита и ферросилита в ортопироксене; У£рх - доля катионов кальция в клинопироксене; У£р;Ха - доля катионов хрома и кальция в клинопироксене; УМХ - доля катионов марганца в ортопироксене; У-доля катионов натрия в ортопироксене; У ЕР - мольная доля энстатита в ортопироксене; У^рх - мольная доля диопсида в ортопироксене.
Эта модель корректнее работает при расчете мафических систем, в которых значение магнезиальности клинопироксена (Мр#срх) больше 0,75. Неравенство М§#срх > 0,75 выполняется только для пары 370-390 (табл. 2). Для других анализов значения магнезиальности составляет меньше 0,75, поэтому расчет температуры должен быть произведен по формуле:
Л
срх ЕпГэ
т (°С) ' 3 ^ УЕР^8 у
10 = 13,4-3,41пI У
-5,591п (У£)-8,8(М8#МРХ )-
(5)
+23,85 (УX ) + 6,48 (У^ SlO6)-2,38( У¿Щх)-0,044Р (кбар),
где УЕП?8 - мольная доля энстатита и ферросилита в клинопироксене; УЕПХ -мольная доля энстатита и ферросилита в ортопироксене; У^ - доля катионов магния в клинопироксене; УР - доля катионов марганца в ортопироксене; У^ - доля катионов магния, железа и алюминия в ортопироксене; УМРРХ - мольная доля диопсида в клинопироксене; Мр#мрх - значение магнезиальности клинопироксена.
Результаты расчетов термометрии для вулканических пород нижней и верхней пачек кайласской свиты представлены в табл. 2, 3. Температура, рассчитанная по двум различным минеральным парам, позволяет оценить сходимость и проверить корректность полученных результатов. Двуполе-вошпатовый термометр для нижней пачки кайласской свиты воспроизводит температуры несколько выше, чем двупироксеновый для аналогичных пород. Равновесная температура кристаллизации находится в диапазоне 9801030 °С для пород нижней пачки кайласской свиты, а для пород верхней пачки - в диапазоне 915-990 °С.
Тесты на равновесие подтверждают точность полученных результатов.
Таблица 2
Результаты расчета температуры по пироксенам Ак-17, Ак-29-2
№ анализа Температуры Тест на равновесие
формула 3 формула 4
Срх | Орх Т(°С ) Т(°С )
Ак-17 (высококалиевый андезит)
365 387 978 983 0,870
366 388 983 983 0,931
369 389 983 987 0,982
370 390 994 995 0,825
Ак-29-2 (трахиандезит)
109 117 970 960 0,823
39 122 985 979 0,788
129 117 965 978 0,795
Таблица 3
Результаты расчета температуры кристаллизации по двуполевошпатовому термометру
Исходные данные Температуры Тест на равновесие
Щелочной полевой шпат Плагиоклаз формула 1 формула 2
№ Ап АЬ Ог № Ап АЬ Ог Т(°С) Т(°С) Д(Ап) Д(АЬ) Д(Ог)
Ак-17 (высококалиевый андезит)
338 0,036 0,449 0,515 335 0,531 0,445 0,024 1250 1028 0,32 0,00 -0,26
338 0,036 0,449 0,515 336 0,498 0,471 0,031 1226 1013 0,30 -0,01 -0,20
Ак-29-2 (трахиандезит)
25 0,064 0,452 0,484 74 0,469 0,512 0,019 987 983 0,03 -0,01 -0,35
25 0,064 0,452 0,484 374 0,417 0,543 0,041 915 918 -0,32 -0,01 0,00
Выводы
Вулканические породы кайласской свиты Александрово-Заводской впадины подразделяются на производные шошонит-латитовой (нижняя пачка) и трахибазальтовой (верхняя пачка) магматических серий. Концентрации петрогенных оксидов в трахиандезитах-трахидацитах верхней пачки кайласской свиты и трахириолитах-трахириодацитах тургинской свиты типичны для пород бимодальных мезозойских ассоциаций Восточного Забайкалья, отличаясь от них наличием промежуточных составов по кремнезему и отсутствием пород основного состава. Трахиандезиты и трахидациты верхней пачки кайласской свиты вместе с кислыми вулканитами тургинской свиты представляют собой позднеюрско-раннемеловую рифтогенную ассоциацию Александрово-Заводской впадины.
На основе анализа минералого-петрографических и петрохимических данных выявлено, что петрогенезис вулканитов как нижней, так и верхней пачек кайласской свит обусловлен процессами кристаллизационной дифференциации и коровой контаминации расплавов. Минеральный состав трахи-андезитов верхней пачки кайласской свиты характерен для эффузивов основного состава: наличие вкрапленников клинопироксена и основного плагиоклаза и присутствие в породах ксеногенных вкрапленников кварца и щелочного полевого шпата, вероятно захваченных в результате контаминации базальтоидного расплава коровым веществом, приводят к смещению эволюционного тренда составов пород в «кислую» сторону. На процесс коровой контаминации в вулканитах нижней пачки указывают в большей степени особенности минерального состава пород, в частности плагиоклаз, наблюдающийся в некоторых разностях (высококалиевых дацитах и др.), характеризующийся ксеногенным происхождением, что отражается на его аллотриоморфных очертаниях, наряду с их альбитовым составом.
Наиболее основные вулканиты нижней пачки кайласской свиты имеют следующий минеральный парагенезис вкрапленников: Рх+АПь+В1+Мар±01, а эффузивные породы среднего состава - НЬ1+Рх+АПь+В1+Мар±11т. Для вулканитов верхней пачки характерны Cpх±Opх+P1+Afs±Qz+Ap+Tl-Mag и Hbl-Pl-Afs±Qz+Ap±Tl-Mаg±I1m - минеральные парагенезисы.
Предварительные результаты оценки температуры кристаллизации вулканических пород кайласской свиты с использованием двуполевошпатового и двупироксенового термометров дают значения в диапазоне 980-1030 °С для вулканитов нижней пачки и 915-990 °С для вулканитов верхней пачки.
Список литературы
1. Антипин В. С. Геохимическая эволюция известково-щелочного и субщелочного магматизма / В. С. Антипин. - Новосибирск : Наука, 1992. - 223 с.
2. Булнаев К. Б. Формирование впадин «Забайкальского» типа // Тихоокеан. геология. - 2006. - Т. 25, № 11. - С. 18-30.
3. Гордиенко И. В. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона / И. В. Гордиенко, М. И. Кузьмин // Геология и геофизика. - 1999. - Т. 40. - С. 1545-1562.
4. Дир У. А. Породообразующие минералы : в 5 т. /У. А. Дир, Р. А. Хауди, Дж. Зусман.- М. : Мир, 1965-1966: 1965. - Т. 1. - 372 е.; 1965. - Т. 2. - 406 е.; 1966. -Т. 3. -318 е.; Т. 4. -482 е.; Т. 5. - 408 с.
5. Кокс К. Г. Интерпретация изверженных горных пород / К. Г. Кокс, Дж. Д. Белл, Р. Дж. Панкхерст. - М. : Недра, 1982. - 414 с.
6. Минералы : справ. Т. 3. Силикаты с линейными трехчленными группами, кольцами и цепочкам кремнекислородных тетраэдров / гл. ред. Ф. В. Чухров. - М. : Наука, 1981. - Вып. 2. - 614 с.
7. Объяснительная записка к геологической карте РФ масштаба 1:200 000. Лист М-50-Х. - М., 2000. - 132 с.
8. Парфёнов Л. М. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии / Л. М. Парфенов, Н. А. Берзин, А. И. Ханчук // Тихоокеан. геология. - 2003. - Т. 22, № 6. - С. 7-41.
9. Первое В. А. Геохимия субщелочных вулканических серий двух стадий поздне-мезозойской тектоно-магатической активизации Юго-Восточного Забайкалья // Геохимия. - 1987. - № 6. - С. 798-811.
10. Перепелов А. Б. Геохимия позднекайнозойских высококалиевых вулканических серий островодужной системы Камчатки : дис. канд. геол.-минерал. наук / А. Б. Перепелов. - Иркутск, 1989. - 394 с.
11. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасо-матические, импактные образования. - СПб. : Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. - 200 с.
12. Сасим С. А. Шошонит-латитовая и трахибазальтовая серии Восточного Забайкалья: изотопно-геохимические особенности и генезис магматических пород Алексан-дрово-Заводской впадины : автореф. дис. ... канд. геол.-минерал. наук / С. А. Сасим. -Иркутск, 2014. - 22 с.
13. Сасим С. А. Шошонит-латитовая серия Восточного Забайкалья: 40Ar/39Ar возраст, геохимия и Sr-Nd изотопный состав пород Акатуевской вулканоплутонической ассоциации Александрово-Заводской впадины / С. А. Сасим, С. И. Дриль, А. В. Травин // Геология и геофизика. - 2016. -Т. 57, № 5. - С. 962-982.
14. Таусон Л. В. Геохимия мезозойских латитов Забайкалья / Л. В. Таусон, В. С. Антипин, М. Н. Захаров - Новосибирск : Наука, 1984. - 205 с.
15. Benisek A. New developments in two-feldspar thermometry / A. Benisek, H. Kroll, L. Cemic // American Mineralogist. - 2010. - Vol. 89. - P. 1496-1504.
16. Leake B. E. Nomenclature of amphiboles. Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Mineral and Mineral Names / B. E. Leake, A. R. Wooley, C. E. S. Aprs // European Journal of Mineralogy. -1997. - Vol. 9. - P. 623-651.
17. Peccerillo A. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey / A. Peccerillo, S. R. Taylor // Contribution to Mineralogy and Petrology. - 1976. - Vol. 58, N 1. - P. 63-81.
18. Poldervaart A. Pyroxenes in the crystallization of basaltic magma / A. Poldevaart , H. H. Hess. - Journal of Geology. - 1951. - Vol. 59. - 472 p.
19. Putirka K. Thermometers and Barometers for Volcanic Systems / K. Putirka // Minerals, Inclusions and Volcanic Processes, Reviews in Mineralogy and Geochemistry. - 2008. -Vol. 69. - P. 61-120.
20. Tischendorf G. On Li-bearing micas: estimating Li from electron microprobe analyses and an improved diagram for graphical representation / G. Tischendorf, B. Gottesmann, H.- F. Forster // Mineral Magaгine. - 1997. - Vol. 61. - P. 809-834.
21. Whitney D. L. Abbreviations for names of rock-forming minerals / D. L. Whitney, B. W. Evans // American Mineralogist. - 2010. - Vol. 95. - P. 185-187.
Elemental Features and Pedogenesis of the Volcanic Rocks of the Kailassk and Turginsk Suites of the Alexandrovo-Zavodsk Depression, South-East Transbaikal Area
N. Khlif, S. A. Sasim, U. S. Andreeva
Irkutsk State University
Abstract. Classification and elemental features of the Kailassk and Turginsk suite volcanic rocks of the Alexandrovo-Zavodsk depression (South-East Transbaikal area) are considered. Based on mineralogical, petrographic and petrochemical characteristics of rocks revealed that the Kailassk rocks are formed by processes of assimilation-fractional crystallization. Acidic rocks of the Turginsk suite probably are products by melting of continental crust material. Complex classification criteria the volcanic rocks of the lower unit of the Kailassk suite refer to the shoshonite series, while upper one - trachybasalt series; the volcanic rocks of the upper unit of the Kailassk suite with the acidic volcanic rocks of the Turginsk are Late Jurassic-Early Cretaceous rift association of the Alexandrovo-Zavodsk depression. Lower unit of Kailassk suite are characterized by Px+Fsp+Bt+Mag±Ol (basic-intermediate rocks) and Hbl+Px+Fsp+Bt+Mag±Ilm (intermediate rocks) phenocryst assemblages while the upper one are more dry Px-Pl-Afs and Hbl-Pl-Afs phenoryst assemblages. Preliminary assessment of the crystallization temperature of Kailassk suite volcanic rocks using the two-feldspar and two-pyroxene pyroxene thermometers are estimated to range of 980-1030°C for the volcanic rocks of the lower unit and 915-990 °C for the upper unit.
Keywords: Alexandrovo-Zavodsk depression, South-East Transbaikalia, mineralogy, trachybasalt and shoshonite series, two-pyroxene and two-feldspar thermometry.
References
1. Antipin V.S. Geohimicheskaja jevoljucija izvestkovo-shhelochnogo i subshhelochnogo magmatizma [Geochemical evolution of calc-alkaline magmatism and subalkalic]. Novosibirsk, Nauka, 1992. 223 p.
2. Bulnaev K.B. Formation of cavities "TransBaikal" type. Tihookean. Geologija [Pacific Geology], 2006, vol. 25, no. 11, pp. 18-30 (in Russian).
3. Gordienko I.V., Kuzmin M.I. Geodynamics and metallogeny of the Mongolian-Trans-Baikal region. Geologija i geofizika [Geology and Geophysics], 1999, vol. 40, pp. 1545-1562 (in Russian).
4. Dir U.A., Haudi R.A., Zusman Dzh. Porodoobrazujushhie mineraly: v 5 t. [Pore-forming minerals]. Moscow, Mir, 1965-1966: 1965, vol. 1, 372 p.; vol. 2, 406 p.; 1966, vol. 3, 318 p.; vol. 4, 482 p.; vol. 5, 408 p.
5. Koks K.G., Bell Dzh. D., Pankherst R. Dzh. Interpretacija izverzhennyh gornyh porod [Interpretation of igneous rocks]. Moscow, Nedra, 1982. 414 p.
6. Mineraly: sprav. Vol. 3. Silikaty s linejnymi trehchlennymi gruppami, kol'cami i cepochkami kremnekislorodnyh tetrajedrov [Silicates with a linear three-term groups, rings and chains of silicon-oxygen tetrahedra]. Moscow, Nauka, 1981, i. 2, 2614 p.
7. Objasnitel'naja zapiska kgeologicheskoj karte RF masshtaba 1:200 000. ListM-50-X. Moscow, 2000. 132 p.
8. Parfjonov L.M., Berzin N.A., Hanchuk A.I. The model of formation of orogenic belts in Central and North-East Asia. Tihookeanskajageologija [Pacific Geology], 2003, vol. 22, no 6, pp. 7-41 (in Russian).
9. Pervov V.A. Geochemistry of sub-alkaline volcanic series of two stages of tectonic Late-magaticheskoy intensify South-East Transbaikalia. Geohimija [Geochemistry], 1987, no. 6, pp. 798-811 (in Russian).
10. Perepelov A.B. Geochemistry of Late Cenozoic high-K volcanic series of island-arc system of Kamchatka. Candidate's thesis. Irkutsk, 1989. 394 p. (in Russian).
Известия Иркутского государственного университета 2017. Т. 19. Серия «Науки о Земле». С. 108-129
11. Pétrographie Code of Russia. Igneous, metamorphic, metasomaticheskie, impact obrcEovaniya [Magmaticheskie, metamorficheskie, metasomaticheskie, impaktnye oto^ro-vanija]. St. Petersburg, Iгd-vo VSEGEI, 2009. 200 p.
12. Sasim S.A. Shoshone-latite and trachybasaltic Series East Transbaikalia: isotopic and geochemical characteristics and genesis of igneous rocks Aleksandrov-Factory depression. Extended abstract of candidate's thesis. Irkutsk, 2014. 22 p. (in Russian).
13. Sasim S.A. Shoshone-latite series of East Transbaikalia: 40Ar / 39Ar age, geochemistry and Sr-Nd isotopic composition of rocks Akatuevskoy volcanoplutonic association Ale-ksandrov-Factory depression. Geologija i geofmka [Geology and geophysics], 2016, vol. 57, no. 5, pp. 962-982 (in Russian).
14. Tauson L.V., Antipin V.S., Zaharov M.N. Geohimija meгoгojskij latitov Zabajkal'ja [Geochemistry of Mesozoic latites Transbaikalia]. Novosibirsk, Nauka, 1984. 205 p.
15. Benisek A., Kroll H., Cemic L. New developments in two-feldspar thermometry [American Mineralogist], 2010, vol. 89, pp. 1496-1504.
16. Leake B.E., Wooley A.R., Aprs C.E.S. Nomenclature of amphiboles. Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Mineral and Mineral Names [European Journal of Mineralogy], 1997, vol. 9, pp. 623-651.
17. Peccerillo A., Taylor S.R. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey [Contribution to Mineralogy and Petrology], 1976, vol. 58, no. 1, pp. 63-81.
18. Poldervaart A., Hess H.H. Pyroxenes in the crystallization of basaltic magma [Journal of Geology], 1951, vol. 59, 472 p.
19. Putirka K. Thermometers and Barometers for Volcanic Systems [Minerals, Inclusions and Volcanic Processes, Reviews in Mineralogy and Geochemistry], 2008, vol. 69, pp. 61-120.
20. Tischendorf G., Gottesmann B., Forster H.-J. On Li-bearing micas: estimating Li from electron microprobe analyses and an improved diagram for graphical representation [Mineral Magazine], 1997, vol. 61, pp. 809-834.
21. Whitney D.L., Evans B.W. Abbreviations for names of rock-forming minerals [American Mineralogist], 2010, vol. 95, pp. 185-187.
Кхлиф Незар магистрант
Иркутский государственный университет 664003, г. Иркутск, ул. К. Маркса, 1 тел. (3952) 20-09-31 e-mail: nezar.khlif@mail.ru
KhlifNezar Undergraduate Irkutsk State University 1, K. Marx st., Irkutsk, 664003 tel. (3952) 20-09-31 e-mail: nezar.khlif@mail.ru
Сасим Сергей Александрович кандидат геолого-минералогических наук, заведующий кафедрой полезных ископаемых
Иркутский государственный университет г. Иркутск, ул. К. Маркса, 1 тел.: (3952) 20-09-31 e-mail: sasimserg@mail.ru
Андреева Юлия Сергеевна преподаватель
Иркутский государственный университет 664003, г. Иркутск, ул. К. Маркса, 1 тел.: (3952) 24-34-89 e-mail: afanasevaus@mail.ru
Sasim Sergei Aleksandrovich Candidate of Sciences (Geology and Mineralogy), Head of Department of Mineral Resources Irkutsk State University 1, K. Marx st., Irkutsk, 664003 tel.: (3952) 20-09-31 e-mail: sasimserg@mail.ru
Andreeva Julia Sergeevna Lecturer
Irkutsk State University 1, K. Marx st., Irkutsk, 664003 tel.: (3952) 24-34-89 e-mail: afanasevaus@mail.ru
