Файл: Рудакова Ж.Н. Оловоносные граниты Юго-Западного Забайкалья.pdf

т о р ые представлены

ф и л л и т а м и

и

ф и л л и т и з и р о в а н н ы м и

песчаника ­

ми.

Мощность

их

в бассейне

р.

Б а л ь д ж и ,

по н а б л ю д е н и я м

В. П.

К р а с н о в а в

1962 г., достигает 3600—3900 м.

Возраст этих по­

род,

т а к ж е к а к

и наиболее древних

протерозойско - раннепалеозой -

ских,

установлен

по

аналогии

со

сходными по

составу

и степени

Рис.

1. Схема

распространения

оловоносных магматических

образований

в Юго-Западном Забайкалье.

/ — оловоносные

интрузивы: / — Хилкотойский, / / — Шумиловский, / / / — Саханайский .

IV — Зун - Ундурский,

V — Береинский, VI — Харалгинский,

VII — Бодунгинский,

VIII

—

Б а д ж и р а е в с к и й ,

IX — Букукунский, X — Гыр-Голунский, XI

— Хапчерангинский,

XII

—

Харатуйский, XIII

— Халзанский; 2 —

оловоносные

э ф ф у з и в ы ( X I V — липариты

р. Быр-

цы);

3 — граница

Хилокско-Олекминской

зоны

раннепалеозойской

консолидации;

4 — граница палеозойско - мезозойской

зоны

м е т а м о р ф и з м а

породами бассейна

р. Керулена

(Восточная

Монго ­

л и я ) , о х а р а к т е р и з о в а н н ы м и

фауной .

Преимущественное развитие в

юго - западной

части

З а б а й к а л ь я

палеофитологическим и

палинологическим

сборам ряда исследова­

телей

определяется от

раннего

к а р б о н а

до раннего триаса .

Среди

отложений этого возраста п р е о б л а д а ю т

песчаниково - сланцевые

по­

роды,

меньше распространены

эффузивно - кремнистые о б р а з о в а н и я .

В среднем течении р. Онона

мощности

этих отложений

не

ме­

нее 6

км .

щ а ю щ и х

толщ .

П р е о б л а д а ю т

крупные

массивы

п л о щ а д ь ю

до

7500 к м 2 [96] .

Е. В. Б а р а б а ш е в , Е. А. Б е л я к о в , В. П. Краснов, А. Н . Е ф и м о в

и

другие

исследователи

считают,

что становление гранитоидов

этого

комплекса

происходило в три или четыре ф а з ы , хотя

п е р в а я

ф а з а —

к в а р ц е в ы е

диориты,

диориты

и

габбро - диориты — признается

не

всеми.

Одни исследователи р а с с м а т р и в а ю т

эти породы, и м е ю щ и е

очень

ограниченное распространение, в качестве ранней

ф а з ы , дру ­

г и е — краевой фацией

главной

интрузивной

ф а з ы .

П о р о д ы

второй

ф а з ы

внедрения

распространены

наиболее

широко .

Это

иногда

Контактовый м е т а м о р ф и з м наибольшей интенсивности

достига­

ет в связи с интрузивами

второй

фазы,

в

э к з о к о н т а к т а х

которых

нередко возникают инъекционные сланцы .

М и н е р а л ь н ы й

состав пород

второй

ф а з ы :

п л а г и о к л а з — олиго-

к л а з — а н д е з и н — 3 5 — 4 5 % ,

к в а р ц — 2 5 — 3 0 % ,

к а л и е в ы й

полевой

ш п а т — 5 — 1 0 % ,

б и о т и т — 5 — 1 5 % ,

роговая

о б м а н к а — 1 — 1 5 % * .

Акцессорные

минералы в гранодиоритах

второй ф а з ы

внедрения:

апатит, циркон

и

магнетит; часто

встречаются

сфен, ортит,

ильме­

нит, торит, молибденит, редко и в ничтожных

количествах — шеелит

и касситерит.

П о р о д ы

третьей

ф а з ы кыринского

комплекса

представлены био-

титовыми и роговообманково - биотитовыми

гранодиоритами,

р е ж е

андезиновыми

гранитами .

Состав

гранодиоритов:

п л а г и о к л а з —

20—40%,

калиевый

полевой ш п а т — 2 0 — 3 0 % ,

к в а р ц — 2 5 — 3 0 % ,

б и о т и т — 5 — 1 0 % ,

роговая

о б м а н к а — 1 — 5 % .

В четвертую

фазу

о б р а з о в а л и с ь

л е й к о к р а т о в ы е

и

биотитовые

гранодиориты .

Они часто

порфировидны,

минеральный

состав их

такой же ,

как и пород

третьей

фазы,

с той л и ш ь разницей,

что со­

д е р ж а н и е

калиевого

полевого

ш п а т а

возрастает

по

отношению

к плагиоклазу,

а

роговая

о б м а н к а встречается

редко и в

незначи­

тельных количествах.

Ж и л ь н ы е

отщепления

кыринского

комплекса

представлены

ского к о м п л е к с а — г р а н о д и о р и т о в второй и третьей ф а з ы

и гранитов

третьей ф а з ы промежуточный

м е ж д у составом

гранита

всех

перио­

д о в и составом гранодиорита,

по Д э л и .

С кыринскими гранитоидами связаны

м а л о м о щ н ы е

пегматито­

вые ж и л ы , а т а к ж е

к в а р ц е в ы е ж и л ы со слабой

мышьяковой,

золо­

той и молибденовой

минерализацией .

В период юрской

трансгрессии в п р е д е л а х

юго - западной

части

палеозойско -мезозойской зоны

отлагались

континентальные осадки,

п о л у ч и в ш ие название

«гольцовой юры».

Мощность

«гольцовой

юры», по н а б л ю д е н и я м

В . П . К р а с н о в а

в

1962 г., не

превышает

700—800 м. О т л о ж е н и я

ее представлены

конгломератами и конгло-

численным н а х о д к а м в них флоры В. П . К р а с н о в ы м

в 1962 г. и

позднее А. Д . К а н и щ е в ы м [42] . В средней и в н а ч а л е

поздней юры

В позднеюрское

время

в центральной

части описываемой

зоны

происходило

накопление

лишь эффузивно - туфовых образований

среднего и кислого

состава,

объединенных

под названием

д ж а р г а -

лантуйской

свиты.

Д ж а р г а л а н т у й с к и е э ф ф у з и в ы

перекрыты

быр-

цынской свитой порфиритов,

андезито - базальтов

с кислыми

эффу -

з и в а м и в верхней части. Е. А. Б е л я к о в ы м

и H . Н . Ч а б а н о м

в 1961 г.

в бассейне

р. Х а р а л г и установлено,

что мощность

д ж а р г а л а н т у й -

ской свиты 570 м, а бырцынской —100—150 м.

Н а и б о л е е ранними интрузивными

о б р а з о в а н и я м и

в юре являют ­

ся среднеюрские гранитоиды

сохондинского

комплекса .

Интрузивы

внедрялись

по р а з л о м а м

северо-восточного

н а п р а в л е н и я . Они при­

урочены к центральной части описываемой

территории.

Первона ­

чально под сохондинским

комплексом М. С. Нагибиной

[65]

пони­

м а л и с ь субвулканические

и э ф ф у з и в н ы е

породы,

типичными

пред­

ставителями

которых

я в л я л и с ь

вулканогенные

образования -

а в

1960 г. Е. В. Б а р а б а ш е в , Н. А. Т р у щ о в а и другие геологи, рабо ­

т а в ш и е на этой территории, выделили интрузивы

предположитель ­

но

юрского возраста

с близкими петрохимическими чертами и

объединили их в один комплекс с э ф ф у з и в н ы м и и

субвулканически­

ми породами, сохранив

прежнее название . Н. И. Тихомиров [96] не

на основании их возрастной и петрохимической

близости.

Автором в 1964 г. изучались некоторые субвулканические и эф ­

ф у з и в н ы е о б р а з о в а н и я сохондинского комплекса

в среднем течении

р. Оленгуя и в верховьях р. Харалги .

П р е д с т а в л я е т с я более правиль ­

ным объединение субвулканических

и особенно эффузивных

обра ­

зований сохондинского комплекса

с э ф ф у з и в а м и д ж а р г а л

а н т у й -

го комплекса

и эффузивов

д ж а р г а л а н т у й с к о й свиты

к одним и тем

ж е р а з л о м а м ,

почти

всегда

совместное их н а х о ж д е н и е

и в о з р а с т н а я

близость

позволяют

предполагать и генетическое

их

родство, но

т а к как в настоящее

время

автор

не р а с п о л а г а е т дл я

обоснования

такого предположения

другими д о к а з а т е л ь с т в а м и ,

к р о м е перечис­

ленных,

сохондинский

комплекс

будет

рассмотрен

в том составе,

к а к это сейчас принято.

Интрузивные

фации

сохондинского

комплекса

распространены

главным

образом

по л е в о б е р е ж ь ю

среднего течения

р. Онона . Они

представлены

небольшими

массивами, вытянутыми

цепочкой в поч-