Petrogenesis and tectonic settings of the formation of high-k granites (Western Sangilen, Tuva-Mongolian massif).pdf Введение Гранитообразование и закономерности изменения состава кислых магм играют ключевую роль в понимании эволюции континентальной коры. Петрогенезис высококалиевых гранитов, широко распространенных в коллизионных областях, неоднократно обсуждался в открытой печати [Roberts, Clemens, 1993; Bonin et al., 1998; Liegeois et al., 1998; Altherr et al., 2000; Bonin, 2004; Castro, 2004; Karsli et al., 2010; Topuz et al., 2010; Clemens 2012; Brown, 2013]. К настоящему времени предложены несколько моделей их образования: 1) фракционная кристаллизация мантийных не-деплетированных расплавов или низкая степень плавления высококалиевых основных и средних пород на нижних и средних глубинах земной коры [Carroll, Wyllie, 1990; Beard, Lofgren, 1991; Roberts, Clemens, 1993; Rapp, Watson, 1995; Singh, Johannes, 1996; Sisson et al., 2005; Watkins et al., 2007]; 2) частичное плавление корового материала и его смешение с мантийными расплавами [Hildreth and Moorbath, 1988; Rottura et al., 1998; Karsli et al., 2010]; 3) низкая степень плавления коровых салических пород, в том числе метапелитов и амфиболитов [Barbarin, 1999]; 4) частичное плавление тоналит-трондьемит-гранодиоритов [Skjerlie et al., 1993; Moyen et al., 2003; Frost et al., 2006]. Все существующие модели включают в себя участие в различной степени мантийного и корового материала. Источники корового материала предполагают плавление амфиболитов и метапелитов с высокими содержаниями калия в условиях нижней и средней коры. Основные же породы являются либо тепловым источником, необходимым для плавления корового материала, либо первичными магмами, претерпевшими впоследствии фракционную кристаллизацию, либо источником калия, привнесенного в более кислые породы из мантийных обогащенных расплавов. Как следствие, образование высококалиевых гранитов практически всегда является результатом корово-мантийного взаимодействия. Для понимания происхождения природы высококалиевых гранитов наиболее информативными являются интрузии, пространственно и по времени образования связанные с габброидными телами. В данной статье рассматриваются происхождение и условия образования высококалиевых гранитов ухада-гского комплекса, расположенного на северо-западной окраине Тувино-Монгольского массива (ТММ) в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП), который является крупнейшим в мире аккреционно-коллизионным орогеном, характеризующимся широким распространением раннепалеозойских интрузивных габбро-гранитных серий (см. обзор в [Владимиров и др., 2013]). Формирование последних связывается со сменой геодинамических обстановок в кембро-ордовикский период истории развития ЦАСП, сопровождаемой корово-ман-тийным взаимодействием в обстановках активных тектонических процессов. Основными факторами, определяющими корово мантийное взаимодействие, являются одновременный вклад тектонических процессов и влияние мантийных расплавов на нижние и средние уровни земной коры. Геологическая ситуация Современное геологическое строение Западного Сангилена, расположенного в пределах ЦАСП, сформировалось в процессе коллизии Таннуольской островной дуги и ТММ в кембро-ордовикское время [Гибшер и др., 2000; Кузьмичев, 2004; Владимиров и др., 2005]. Процесс коллизии можно разделить на раннеколлизионный (570-535 млн лет), коллизионный (535-495 млн лет) и позднеколлизионный (495430 млн лет) этапы [Владимиров и др., 2005; Владимиров и др., 2017]. Позднеколлизионный этап сопровождался заложением субширотных и субмеридиональных тектонических зон, фрагментацией и развалом коллизионного орогена, утонением земной коры и масштабным проявлением интрузивного магматизма основного и кислого состава [Владимиров и др., 2005; Барабаш и др., 2007; Владимиров и др., 2017; Кармышева и др., 2017; Кармышева и др., 2018]. В пределах Западно-Сангиленского региона выделяются несколько метаморфических комплексов: эр-зинский, моренский и нижнеэрзинский (рис. 1). В состав эрзинского комплекса входят кордиерит-гранат-силлиманитовые мигматиты, авто- и параавтох-тонные граниты [Karmysheva et al., 2021]. Моренский комплекс сложен гранат-биотитовыми, кианит и ставролит содержащими, двуслюдяными гнейсами с горизонтами мраморов, кварцитов и амфиболитов, нижне-эрзинский комплекс - гранат-биотитовыми, амфибол-биотитовыми гнейсами и гнейсогранитами. Для этих метаморфических комплексов предполагается единый источник вулканогенно-осадочного материала [Козаков и др., 2001]. Базитовый магматизм имеет широкое площадное распространение и фиксируется на всех этапах формирования Сангиленского аккреционно-коллизионного сооружения: от 570 до 440 млн лет [Шелепа-ев, 2006]. Позднеколлизионный этап характеризуется становлением габбро-монцодио-ритовой ассоциации: Баянкольский (489±3 млн лет, Ar-Ar [Шелепаев, 2006]), Эрзинский (492±9 млн лет, U-Pb [Козаков и др., 1999]) и Башкымугурский (465±3 млн лет [Шелепаев, 2006]) массивы. Считается, что источником расплавов служила деплетированная мантия, испытавшая воздействие водного флюида, отделяющегося от погружающейся океанической плиты [Шелепаев и др., 2018]. Гранитоиды слагают около 60 % от всех магматических образований Западного Сангилена. Их формирование происходило в период от 520 [Семенова и др., 2018] до 460 млн лет [Владимиров и др., 2017]. Они характеризуются «пестрым» составом [Пономарева и др., 2001; Кармышева и др., 2017], что достаточно характерно для магматизма коллизионных зон. Граниты Западного Сангилена при содержании SiO2 -60-78 мас. % являются умеренно и высокоглиноземистыми (A/CNK - 0,85-1,88), имеют достаточно широкий разброс значений суммы щелочей (Na2O+K2O -4,24-10,21 мас. %) от низко- до умеренно-щелочных разностей, с соотношениями Na2O/K2O - 0,38-2,00. К наиболее древним образованиям относятся граниты Матутского массива (520 млн лет, цирконы, U-Pb) [Семенова и др., 2018] и авто- и параавтохтонные граниты эрзинского мигматит-гранитного комплекса (515-495 млн лет) [Karmysheva et al., 2021]. Возраст становления гранитов Баянкольского массива неоднозначен и приходится на период 504-487 млн лет [Кармышева и др., 2019]. К наиболее молодым кислым образованиям относится Улорский гранитный массив (474±3 млн лет, Rb-Sr) [Петрова, 2001]. Для большинства гранитоидных массивов Западного Сангилена обоснована тектоническая природа их происхождения [Кармышева и др., 2017; Кармышева и др., 2019]. Наибольший объем всех кислых интрузивов Западного Сангилена приходится на граниты «ухадагского типа», характеризующиеся наличием крупнопорфировых вкрапленников калиевого полевого шпата. По петрографическим и петрогеохимическим характеристикам к данному типу относятся Ухадагский и Тесхем-ский массивы, а также граниты, широко распространенные в междуречье р. Эрзин и Нарын (объединенные в массив Стрелка). Далее авторы статьи породы данных массивов рассматривают как единый комплекс. Исследователями предыдущих лет были предложены разные модели происхождения и внедрения кислых расплавов, возможность их формирования из одного метапелитового источника [Владимиров и др., 1989; Козаков и др., 1999; Владимиров и др., 2000; Пономарева и др., 2001; Кармышева и др., 2017]. Разнообразие состава кислых магм объяснялось привносом отдельных элементов из базитовых расплавов и изменением степени плавления метапе-литового субстрата. В данной работе на примере высококалиевых гранитов ухадагского комплекса рассмотрена реализация этих петрогеохимических изменений с учетом тектонических факторов. Методика исследований Исследования магматических пород, использованные в данной работе, включают в себя структурно-петрологические методы и подходы, определение петрогеохимического состава пород и состава минералов, U-Pb метод изотопного датирования пород, петролого-геохимическое моделирование. |V vl Образования Таннуольской островной дуги I I Моренский метаморфический комплекс I I Нижнеэрзинский метаморфический комплекс \\х\\ Эрзинский метаморфический комплекс h-M Карбонатно-терригенный чехол Ф-71 Агардагский сутурный шов | Дунит-гарцбургиты I F I Анортозиты-габбронориты I Г | Габброидные массивы (Бн - Баянкольский; Эр - Эрзинский; Бш - Башкымугурский) I -г IГранитоидные массивы (М - Матутский; Бн - Баянкольский; У -Улорский) I I Сиенит-гранитные массивы ухадагского комплекса (Ух - Ухадагский; Тх - Тесхемский Ст - Стрелка, массивы в междуречье рек Эрзин и Нарын) |>-< Границы тектонических покровов I_И Разломы I • | Точки отбора проб для U-Pb датирования Рис. 1. Геологическая схема Западного Сангилена (Юго-Восточная Тува) по [Владимиров и др., 2017; Кармышева и др., 2017] На врезке - положение Западного Сангилена в структурах южного обрамления Сибирской платформы (по [Кузьмичев, 2004] с упрощениями) Fig. 1. Structural-geological map of the Western Sangilen (South-East Tuva) modified after [Vladimirov et al., 2017; Karmysheva et al., 2017] Inset - location of the Western Sangilen in the structures of the southern frame of the Siberian Craton from [Kuzmichev, 2004] Петрогеохимические исследования состава пород выполнены в «ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН» (г. Новосибирск). Содержание петрогенных элементов определено на рентгенофлуоресцентном спектрометре ARL-9900XP (Thermo Fisher Scientific Ltd, США) (аналитики Н.Г. Карманова, Н.М. Глухова, А.Н. Торяник) [Карманова, Карманов, 2011]. Определение редкоземельных и высокозарядных элементов выполнено методом ICP-MS на аппарате высокого разрешения ELEMENT (Finnigan Mat, Германия) (аналитик И.В. Николаева) [Николаева и др., 2008]. Определение составов минералов выполнено на рентгеноспектральном микроанализаторе с электронным зондом Camebax-micro в «ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН» (г. Новосибирск) (аналитик О.С. Хмельникова). U-Pb изотопно-геохронологические исследования цирконов выполнены в «ЦКП многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН» (г. Новосибирск) методом LA-SF-ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR (Thermo Fisher Scientific Ltd, США) с эксимерной системой лазерной абляции Analyte Excite (Teledyne Cetac, США), оснащенной двухкамерной ячейкой HelEx II. Данные о морфологии и внутреннем строении зерен получены по катодолюминесцентным изображениям. Параметры измерения масс-спектрометра оптимизировали для получения максимальной 208 интенсивности сигнала Pb при минимальном значении 248ThO+/232Th+ (менее 2 %), используя стандарт NIST SRM612. Все измерения выполняли по 202 204 206 207 208 232 массам Hg, (Pb+Hg), Pb, Pb, Pb, Th, 238U. Съемка проводилась в режиме E-scan. Детектирование сигналов проводилось в режиме счета (counting) для всех изотопов, кроме 238U и 232Th (режим triple). Диаметр лазерного луча составлял 35 мкм, частота повторения импульсов 5 Гц и плотность энергии лазерного излучения 3 Дж/см2. Данные масс-спектрометрических измерений, в том числе расчет изотопных отношений, обрабатывали с помощью программы «Glitter» [Griffin et al., 2008]. Для учета элементного и изотопного фракционирования U-Pb изотопные отношения нормализовали на соответствующие значения изотопных отношений стандартных цирконов Plesovice [Slama et al., 2008]. Для цирконов проведена коррекция на нерадиогенный свинец по [Andersen, 2002]. Погрешности единичных анализов (отношений, возрастов) приведены на уровне 1а, погрешности вычисленных конкор-дантных возрастов и пересечений с конкордией - на уровне 2а. Диаграммы с конкордиями построены с использованием программы Isoplot [Ludwig, 2003]. Модельные расч^ы поведения петрогенных компонентов для расплава проводились по формуле: Cp = 27m=1(c7x/7) + cmx/m, где Cp - концентрация петрогенного элемента в протолите; Cm, fm - концентрация элемента в расплаве и доля расплава соответственно; Cj, f - концентрация элемента в минерале и доля этого минерала соответственно. Следовательно, концентрация элемента в расплаве равна разнице содержания элемента в протолите и суммарному содержанию этого элемента в реститовых минералах, деленной на долю расплава (степень плавления). Численное петрологическое моделирование процессов выплавления гранитов проводилось по выборке «эталонных» образцов гранитов ухадаг-ского комплекса, соответствующих усредненному составу пород комплекса, и «эталонных» образцов метапелитов и параавтохтонных гранитов эрзин-ского комплекса, выбранных в качестве протолита. Процентное содержание минералов в породах эр-зинского комплекса (как реститовой фазы) и их составов было оценено по результатам микрозондо-вого изучения минералов в шлифах. Результаты петрологического моделирования процессов плавления считаются удовлетворительными, если модельные составы попадают в поля составов исследуемых гранитоидов. Структурная характеристика гранитоидов Вмещающими породами для гранитоидов ухадаг-ского комплекса являются мигматиты и параавтох-тонные граниты эрзинского комплекса, сланцы и гнейсы моренского и нижнеэрзинского метаморфических комплексов. В краевых частях массивов наблюдаются кордиерит-гранатовые реститы, относимые к эрзинскому комплексу. В реститах и вмещающих их гранитах отмечается когерентное направление минеральной линейности. Пространственно к ухадагским гранитам приурочены мелкие тела и дайки габброидов. Это линейные, округлые и линзообразные тела базитов, реликтовые «перистые» растянутые фрагменты мафических пород в крупно- и мелкозернистых гранитоидах. Мощность линейных тел достигает 4-5 м. Контактовые и структурно-текстурные взаимоотношения мафических и кислых пород свидетельствуют об активном механическом взаимодействии кислых и основных расплавов, формировании плутонического типа минглинга [Karmysheva at al., 2015; Полянский и др., 2017] (рис. 2). Однако существенных объемов гибридизации как основных, так и кислых пород или признаков дифференциации ба-зитов с образованием гибридных разновидностей пород не наблюдается. В кислых и основных породах отмечаются вязкопластичные деформации, которые отчетливо проявлены в обнажениях и в шлифах (рис. 3). В краевых частях гранитных массивов более мелкозернистые породы слагают узкие линейные зоны с признаками течения кислых магм и теневыми структурами вмещающих пород. В эндоконтактовых зонах среди мелкозернистых разновидностей гранитов наблюдаются линзовидные обособления крупнозернистых порфировидных гранитов с признаками течения (рис. 3, a, b). Рис. 2. Структуры синплутонического минглинга в базитах и гранитах ухадагского комплекса Fig. 2. Synplutonic mingling structures in basites and granites of the Ukhadag complex Характер и признаки интенсивности деформаций гранитоидов на макро- и микроуровне часто различны. Так, в масштабе скальных обнажений граниты могут нести признаки вязкопластичного течения, тогда как на микроуровне они будут характеризоваться гипидиоморфными структурами, где деформации имеют лишь реликтовый характер и проявляются в виде деформационных двойников и полос излома плагиоклаза и калиевого полевого шпата (рис. 3, c, d). Вязкопластичные деформации в базитах проявлены лишь в случае их взаимодействия с гранитои-дами с формированием минглинг-структур. На микроуровне здесь преобладают магматические габбро-вые структуры, однако на внутрикристаллическом уровне также отмечаются преломление двойниковой полосчатости и деформационные двойники в плагиоклазах (рис. 3, e, f). Подобные структурные черты типичны для гра-нитоидов ухадагского комплекса и указывают на существование синтектонического течения кислых магм, консолидированных в различной степени, и их тесную связь с базитовыми расплавами. Вещественный состав По петрохимическим характеристикам породы ух-адагского комплекса разделяются на три группы: кварцевые сиениты, граниты и монцолейкограниты. Монцолейкограниты отмечаются преимущественно в пределах Ухадагского массива, однако здесь же отмечены кварцевые сиениты и граниты. Все три разновидности наблюдаются и в остальных массивах Западного Сангилена без определенных закономерностей в распределении по площади. Контактовых взаимоотношений всех разновидностей пород и постепенных переходов между ними не наблюдается. Для всех групп характерна порфировидная структура. Кварцевые сиениты (Qtz - 10-15 %, Kfs - 5560 %, Pl - 10-15 %, Bt+Hbl - 5-10 %) на диаграмме Ab-An-Or соответствуют гранодиоритам и кварцевым монцонитам (рис. 4, a). По составу они относятся к умеренно-щелочным, известково-щелочным, высоко-калиевым (SiO2 - 60,46-64,80 мас. %, Na2O + K2O -5,54-8,58 мас. %, K2O - 3,4-4,84 мас. %) породам с отношением Na2O/K2O - 0,51-1,17 (рис. 4, b-d; табл. 1). Железистость (Fe#) - 0,76-0,84 (рис. 4, e). По содержанию глинозема кварцевые сиениты попадают в промежуточное поле между I- и S-типами гранитов (ASI - 0,98-1,09) (рис. 4, f). На диаграммах распределения редко-земельных элементов (РЗЭ) и спайдер-диаграммах для кварцевых сиенитов характерны отрицательные спектры с соотношением (La/Yb)n -5,91-15,09 и отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu*)n - 0,83-0,63. Отмечаются незначительные минимумы по Nb и Ta, значительные - по Sr и Ti, а также высокие содержания K, Rb, Ba и Zr (рис. 5, a; табл. 1). На дискриминационных диаграммах Вейлена составы кварцевых сиенитов лежат в поле А-гранитов, что согласуется с высокой железистостью, повышенными содержаниями Zr (447-840 г/т), минимумами по Sr и Ti и относительно высоким отношением Y/Nb - 1,42-2,27 (рис. 6, a, b). Однако наличие минимума по Nb и Ta, а также расположение фигуративных точек кварцевых сиенитов в поле I- и S-гранитов на диаграмме Гребенникова (рис. 6, c) не позволяют однозначно классифицировать породы по геохимическому типу. Граниты (Qtz - 25-35 %, Kfs - 35-55 %, Pl - 3035 %, Bt+Hbl - 3-5 %) на диаграмме Ab-An-Or точки составов преимущественно лежат в поле гранитов (рис. 4, a), характеризуются широкими вариациями состава от нормально- до высоко-щелочных разновидностей (Na2O+K2O - 6,49-10,21 мас. %) при SiO2 -69,14-75,95 мас. %. Граниты преимущественно известково-щелочные и щелочно-известковые, высококалие-вые (K2O - 3,07-7,09 мас. %, Na2O/K2O - 0,42-1,11), железистые (Fe# - 0,79-0,97) (рис. 4, b-e; табл. 1). Рис. 3. Структурные и текстурные особенности гранитов ухадагского комплекса a - теневые структуры мигматитов и синтектоническое магматическое течение в эндоконтактовой зоне Ухадагского массива; b - линейные перистые структуры мигматитов, S-образные и линзовидные тела крупнопорфировых гранитов в мелкозернистых; c - деформационные двойники в кристалле калиевого полевого шпата - в центральной части кристалла и в краевых частях направление двойникования различается; d - смещение границ зерен полевых шпатов и кварца и появление субзерен; e -изгибы двойниковой полосчатости плагиоклаза в базитах; f - деформационные двойники плагиоклаза в базитах Fig. 3. Granites structural and textural features of the Ukhadag complex a - shadow structures of migmatites and syntectonic magmatic flow in the endocontact zone of the Ukhadag massif; b - migmatites linear feathery structures, S-shaped and lenticular bodies of coarse-porphyry granites in fine-grained granites; c - deformation twins in a potassium feldspar crystal - the direction of twinning is different in the central part of the crystal and in the edge parts; d - displacement of grain boundaries of feldspars and quartz and the appearance of subgrains; e - bends of twinned banding of plagioclase in basites; f -deformation twins of plagioclase in basites. умеренно-калиевые ^Нормал^йо-q 'щелочные О кварцевые смениi ы О граниты О монцолейкограниты Рис. 4. Диаграммы состава гранитов a - Ab-An-Or (классификационные границы по [O'Connor, 1965]); b - Na2O+K2O - SiO2 (классификационные границы по [Петрографический кодекс..., 2009]); c - K2O - SiO2 (классификационные границы по [Le Maitre et al., 1989]); d - MALI - SiO2 [Frost et al., 2001]; e - Fe*/(Fe*+MgO) - SiO2 [Frost et al., 2001]; f - A/NK - A/CNK [Maniar, Piccoli, 1989] Низко щелочные AI202/(Na2O+K20) (мол %} 1 Ф Metaluminous Peraluminous i 1 - type i 1 S - type i i J § JE» 1 Peralkaline 1 1 1 -J Fig. 4. Classification diagrams for granites a - Ab-An-Or (classification boundaries from O'Connor, 1965); b - Na2O+K2O - SiO2 (classification boundaries from [Petrographic Code.... 2009]; c - K2O - SiO2 (classification boundaries from [Le Maitre et al., 1989]); d - MALI - SiO2 [Frost et al., 2001]; e -Fe*/(Fe*+MgO) - SiO2 [Frost et al., 2001]; f - A/NK - A/CNK [Maniar, Piccoli, 1989] Таблица 1 Содержание петрогенных элементов (мас. %) редких и редкоземельных элементов (г/т) в представительных образцах пород ухадагского комплекса Table 1 Contents of major (wt. %), trace, and rare-earth (ppm) elements in the representative samples of the Ukhadag complex № образца Кварцевые сиениты Граниты Монцолейкограниты min-max average (n = 6) KT 1008 K 412 min-max average (n = 16) AN 62 K 429 K 433 K 457 KT 1201 KT 1010 min-max average (n = 8) KT 1083 60,46-64,80 69,14-75,95 76,01-78,94 SiO2 62,28 63,64 70,07 69,14 71,56 74,83 70,15 71,59 76,46 62,89 72,55 77,35 0 81 101 0 06 1 20 0 07 0 20 TiO2 0,92 1,00 1,01 0,33 0,21 0,48 0,37 0,10 0,28 0,55 0,13 0,12 14 43-18 09 11 35-15 21 10 44-12 38 Al2O3 16,14 16,37 15,05 13,73 14,65 14,41 14,37 11,99 15,21 14,13 11,56 12,38 4 96-7 30 1 17-4 14 0 57-1 70 Fe2O3* 6,32 6,57 6,44 2,24 2,08 4,14 2,53 2,07 2,46 2,85 1,19 1,70 0 06 0 20 0 01 0 07 0 01 0 02 MnO 0,11 0,20 0,11 0,03 0,02 0,07 0,04 0,03 0,03 0,05 0,02 0,02 1 00 2 26 0 04 0 78 0 09 1 01 MgO 1,49 1,29 1,34 0,31 0,25 0,41 0,37 0,08 0,34 0,78 0,44 0,13 1 49-3 24 0 20-2 49 0 30-1 78 CaO 2,27 2,67 2,68 1,13 0,74 1,55 1,48 0,40 1,97 2,49 0,71 0,37 1 87-4 20 2 63-4 34 2 25-3 11 Na2O 3,44 3,97 3,31 3,33 3,12 3,41 3,40 2,63 4,34 3,41 2,78 3,11 3 40-4 84 3 08-7 09 3 33-6 25 K2O 4,04 3,99 4,77 5,31 7,09 5,19 5,17 5,41 4,13 3,08 5,13 5,45 0 19 0 38 0 02 0 34 0 02 0 08 P2O5 0,29 0,30 0,38 0,11 0,34 0,14 0,09 0,02 0,12 0,04 0,04 0,04 П. п. п. 0,58 0,48 0,32 0,42 0,31 0,41 0,25 0,48 0,54 Сумма 99,23 99,22 98,88 99,36 99,69 98,99 99,28 99,44 100,32 Rb 94 114 231 106 101 134 57 79 132 Sr 293 247 112 160 183 55 305 303 38 Y 45 45 42 47 26 15,9 13,5 63 14,4 Zr 840 447 108 384 292 339 367 371 113 Nb 31 19,8 9,3 31 11,5 4,8 2,7 26 2,5 Cs 0,65 2,4 3,3 0,66 0,8 2,1 0,58 0,90 0,47 Ba 1945 1375 839 999 950 374 1457 676 165 La 105 35 22 44 38 28 22 23 25 Ce 196 80 46 90 90 48 38 46 41 Pr 23 10,8 5,9 11,6 9,2 5,8 4,6 6,1 5,0 Nd 81 46 24 47 33 22 17,7 23 18,0 Sm 12,2 9,8 6,5 9,7 6,6 4,0 3,4 6,0 3,4 Eu 3,1 1,94 0,85 2,2 1,45 0,93 2,0 1,70 0,42 Gd 10,2 8,9 7,6 9,0 5,7 3,4 2,9 6,8 3,0 Tb 1,32 1,31 1,20 1,33 0,83 0,52 0,44 1,34 0,48 Dy 7,8 7,7 7,2 8,1 4,6 2,8 2,5 9,4 2,8 Ho 1,56 1,57 1,36 1,69 0,88 0,58 0,47 2,0 0,53 Er 4,7 4,4 3,2 4,6 2,6 1,66 1,41 6,5 1,53 Tm 0,74 0,64 0,4 0,65 0,36 1,25 0,21 1,08 0,23 Yb 4,7 4,0 2,2 4,2 2,3 1,64 1,30 7,2 1,33 Lu 0,73 0,59 0,30 0,62 0,35 1,26 0,19 1,08 0,19 Hf 21 9,7 2,5 8,3 6,6, 7,4 7,7 10,3 3,7 Ta 2,3 0,93 0,53 0,78 0,47 0,22 0,18 3,3 0,13 Th 16,5 6,1 11,2 5,6 5,7 2,2 1,62 9,0 4,6 U 1,48 1,88 1,33 1,15 0,73 1,07 0,54 2,5 0,60 Примечание. П.п.п. - потери при прокаливании; Fe2O3*. Note. П.п.п. - loss on ignition; Fe2O3*. На диаграмме A/NK - A/CNK они попадают в поля мета- и перглиноземистых пород (ASI - 0,87-1,15), однако преимущественно относятся к промежуточному типу (рис. 4, f). Граниты разделяются на две группы: с высокими содержаниями Yb (> 1,8 г/т) и низкими (< 1,8 г/т) (рис. 5, а, c). Однако для обеих групп характерны высокие содержания редких земель со значительным преобладанием LREE над HREE (La/Yb)n - 2,1611,59 и преимущественно отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu*)n - 0,37-0,81. Только для одного анализа (КТ 1201) отмечается положительная Eu-аномалия ((Eu/Eu*)n - 1,94), что может быть объяснено высоким содержанием плагиоклаза в конкретном образце. На спайдер-диаграммах отмечаются минимумы по Nb, Ta, Sr и Ti и высокое содержание К, Rb, Ba и Zr (рис. 5, b, d; табл. 1). По диаграммам Вейлена граниты относятся к А-типу и фракционированным гранитам (рис. 6, a, b). Повышенная железистость, максимум по Zr (108384 г/т) в сочетании с минимумами по Sr и Ti, высокие отношения Y/Nb (1,50-5,01) характеризуют граниты как А2-тип. На диаграмме Гребенникова граниты образуют широкий ареал, располагаясь в полях А2- и I- и S-типов, однако большинство попадает в поле А2-гранитов (рис. 6, c). Точки составов монцолейкогранитов (Qtz - 3040 %, Kfs - 35-50 %, Pl - 10-30 %, Bt - 1-5 %) на диаграмме Ab-An-Or перекрываются с полями распространения гранитов (рис. 4, a). По составу монцолей-кограниты соответствуют умеренно-щелочным высо-кокалиевым (SiO2 - 76,01-78,94 мас. %, Na2O+K2O -6,35-8,65 мас. %, K2O - 3,33-6,25 мас. %) породам с отношением Na2O/K2O - 0,38-0,91 (рис. 4, b, c; табл. 1), на диаграмме Фроста они располагаются в области щелочно-известковистых и известковистых разновидностей (рис. 4, d). По индексу железистости (Fe# - 0,46-0,94) монцолейкограниты образуют ряд от высокожелезистых до высокомагнезиальных пород (рис. 4, e). На диаграмме A/NK-A/CNK точки составов пород лежат в поле метаглиноземистых и перглиноземистых пород (ASI - 0,91-1,12) (рис. 4, f). Как и все породы ухадагского комплекса, монцо-лейкограниты характеризуются отрицательным спектром распределения РЗЭ ((La/Yb)n - 12,43) и наличием отрицательной Eu-аномалии ((Eu/Eu*)n -0,40). Наблюдается низкое содержание Yb (5 %) до диоритов (Pl - 5055 %, Hbl - 25-30 %, Bt - 30 %, Qtz - 1-3 %). По составу они относятся к нормально- и умереннощелочной серии (SiO2 - 47,01-53,33 мас. %, Na2O+K2O - 2,37-5,53 мас. %) с умеренным содержанием калия (K2O - 0,25-2,15 мас. %) (рис. 4, b, c; табл. 2). Распределение РЗЭ характеризуется пологими отрицательными спектрами с преобладанием LREE над HREE (La/Yb)n - 1,87-8,10 и практически отсутствием Eu-аномалии (Eu/Eu*)n - 0,95-1,37. На мультиэлементных спектрах наблюдается обогащение Cs, Rb, K и минимумы по Nb, Ta, Hf, Ti. По этим характеристикам они типичны для надсуб-дукционных магм. Основные породы плутонического минглинга аналогичны габбро-монцодиоритам Эрзинского массива (рис. 5, e-f; табл. 2). Петрологическое моделирование Главным фактором, определяющим состав гра-нитоидных магм, является исходный состав протолита. Исходя из геологического строения и эволюции Западного Сангилена, предполагаемым протолитом для выплавления расплавов могут являться вмещающие мигматиты (Qtz+Pl+Bt+Crd+Grt+Sil) и параавтохтонные граниты эрзинского комплекса (Qtz - 30-35 %, Pl - 40-45 %, Kfs - 15-20 %, Bt -5 %, ± Grt). Доля последних в образовании высоко-калиевых расплавов обязательно должна быть учтена, так как параавтохтонные граниты представляют собой продукт плавления мигматитов и составляют около 1/3 от объема эрзинского комплекса [Кармышева и др., 2017]. Для проведения петрогенетических расчетов, опираясь на результаты петрографического изучения шлифов, были выбраны реститовые парагенезисы мигматитов и гранитов эрзинского комплекса. Составы субстратов, по которым проводились экспериментальные петрологические исследования, а также их сравнение со средними составами гранитов ухадагского комплекса, представлены в табл. 3. Расчет поведения петрогенных компонентов проводился для степени плавления субстрата от 10 до 50 %. Расчетные данные соотношения фаз и составов выплавок приведены в табл. 4. Результаты экспериментального плавления выбранных субстратов и их сравнение с породами ухадагского комплекса представлены на харкеровских диаграммах (рис. 7). При численном моделировании получены составы с содержанием SiO2 = 63-75 мас. %. Содержание петрогенных компонентов, в целом, соответствует содержаниям этих компонентов в породах ухадаг-ского комплекса. Содержание Al2O3 в гранитоидах ухадагского комплекса незначительно выше, чем в выплавках из мигматитов и гранитов, максимально близкие к ним по значению составы выплавок из параавтохтонных гранитов при степени плавления 25-45 %. По содержанию Fe2O3 ухадагские граниты хорошо коррелируют с выплавками из параавтох-тонных гранитов со степенью плавления 15-35 % и выплавками из мигматитов со степенью 10-15 %. Кварцевые сиениты ухадагского комплекса (SiO2 = 60-65 мас. %) близки по значениям к выплавкам из мигматитов со степенью 40-50 %. Пониженное содержание MgO (0,04-1,01 мас. %) в ухадагских породах коррелирует с низкой степенью плавления мигматитов (10-15 % и ниже). La Се Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 11 . .--------.--------.--------.--------. * , ,--------.--------.--------,-------- La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ограниты (KT 1010, К429, К 433, AN 62) • кварцевые сиениты (KT 1008, К 412) 1000 ограниты (KT 1201, К 457) О монцолейкограниты (КТ 1083) га § CL о 10 О-ct т о X ГО § Cl О С 10 3- Q. СЦ т о X го § о. о с 1000 1000 - К 460-1 ♦ КТ 1274 • Ш25-99 * Ш28-99 * 7-192-3 т 7-158-2 • К 182-7 I К 182-3 -*• 11 1 1 1------------,------------1------------1------------I------------1------------! , , !----------- La Се Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 1000 100 ь 0,1 100 0,1 1000 100 0,1 X га S cc 03 X ш - К 460-1 ♦ KT 1274 • Ш25-99 * Ш28-99 ограниты (KT 1201, К 457) О монцолейкограниты (KT 1083) a 7-192-3 T 7-158-2 • К 182-7 ■ К 182-3 1 -1-1-1-*-1-1-1-I-1-1-I-I1=1I-I1=1I1=111=111=111=11-*-1-1-•1= Cs Ba U Nb La Pr Nd Zr Ti Gd Y Er Lu Rb Th К Ta Ce Sr Hf Sm Eu Dy Ho Yb 1000 g-т = d i -■-■-■-i-i-i-i-■-■-■-■-■-■-■-■-■-■-■-■-i-■-i-■- Cs Ba U Nb La Pr Nd Zr Ti Gd Y Er Lu Rb Th К Ta Ce Sr Hf Sm Eu Dy Ho Yb О граниты (KT 1010, К 429, \\/ К 433, AN 62) О • кварцевые сиениты (КТ 1008, К 412) Cs Ba U Nb La Pr Nd Zr Ti Gd Y Er Lu Rb Th К Ta Ce Sr Hf Sm Eu Dy Ho Yb Рис. 5. Спектры распределения РЗЭ (нормированы по хондриту CI [Boynton, 1984]) и спайдер-диаграммы (нормированы по примитивной мантии [Taylor, McLennan, 1985]) а, b - кварцевые сиениты и гранитоиды ухадагского комплекса с содержанием Yb > 1,8 г/т; c, d - гранитоиды ухадагского комплекса с содержанием Yb < 1,8 г/т; e, f - базиты синплутонического минглинга Fig. 5. The REE distribution spectra in the granites of the Ukhadag complex (a, c, e - chondrite-normalized CI [Boynton, 1984]; b, d, f - primitive mantle-normalized [Taylor, McLennan, 1985]) а, b - quartz syenites and granitoids of the Ukhadag complex with Yb content >1.8 ppm; c, d - granitoids of the Ukhadag complex with Yb content

Скачать электронную версию публикации