Мафические включения (собский комплекс, Полярный Урал): U-Pb (Sims) данные

GEODYNAMICS & TECTONOPHYSICS

PUBLISHED BY THE INSTITUTE OF THE EARTH'S CRUST SIBERIAN BRANCH OF RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES

ISSN 2078-502X

2019 VOLUME 10 ISSUE 2 PAGES 265-288

https://doi.org/10.5800/GT-2019-10-2-0414

Mafic inclusions (Sobsky complex, Polar Ural): U-Pb (SIMS) data

O. V. Udoratina1' 2, M. A. Coble3, A. S. Shuyskiy1, V. A. Kapitanova1

1 N.P. Yushkin Institute of Geology of Komi Science Center, Ural Branch of RAS, Syktyvkar, Russia

2 Tomsk State University, Tomsk, Russia

3 Stanford University, Stanford, USA

Abstract: The rocks of the Sobsky complex, composing the bulk of the Sobsky batholith in the Polar Urals, contain mafic inclusions. The geological, petrographic and petro-geochemical data show that the mafic inclusions of the Sobsky rocks belong to igneous formations, which are similar in their characteristics to autoliths. According to all the characteristics, these are the structures non-contrasting to host rocks and having different structural-textural features, a more basic composition of minerals and a more basic composition of rocks. The contact with the rocks of the complex is sharp and clear. The rocks of the complex in contact with autoliths are medium-grained massive diorite rocks, quartz diorites, tonalites, mafic inclusions rocks - fine-grained gabbros, gabbro-diorites, and diorites. Isotopic-geochemical (U-Pb, SIMS) data on zircons from the mafic inclusions suggest that their age is close, within the error limits, to the age of zircons from the enclosing Sobsky complex rocks.

Key words: mafic inclusions; gabbro - gabbro-diorite - diorite; quartz diorite; suprasubduction complex;

Sobsky massif; Polar Urals

RESEARCH ARTICLE

Received: November 22, 2018 Revised: April 25, 2019 Accepted: May 23, 2019

For citation: Udoratina O.V., Coble M.A., Shuyskiy A.S., Kapitanova V.A., 2019. Mafic inclusions (Sobsky complex, Polar Ural): U-Pb (SIMS) data. Geodynamics & Tectonophysics 10 (2), 265-288. doi:10.5800/GT-2019-10-2-0414.

Мафические включения (собский комплекс, Полярный Урал): U-Pb (SIMS) данные

О. В. Удоратина1, 2, М. А. Кобл3, А. С. Шуйский1, В. А. Капитанова1

1 Институт геологии им. Н.П. Юшкина Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, Россия

2 Томский государственный университет, Томск, Россия

3 Стэнфордский университет, Стэнфорд, США

Аннотация: Породы собского комплекса, слагающие основной объем Собского батолита на Полярном Урале, содержат мафические включения. На основе геологических, петрографических и петрогеохимических данных показано, что мафические включения пород собского комплекса являются родственными магматическими образованиями, близкими по своим характеристикам к автолитам. По всем характеристикам это неконтрастные к вмещающим породам образования, отличающиеся структурно-текстурными признаками, более основным составом минералов, более основным составом пород. Контакт с породами комплекса резкий и четкий. Породы комплекса в контакте с автолитами - средне- и крупнозернистые массивные диориты, кварцевые диориты, то-налиты, породы мафических включений - мелкозернистые габбро, габбро-диориты, диориты. Изотопно-геохимические (U-Pb, SIMS) данные по цирконам из мафических включений позволяют утверждать, что возраст их близок в пределах погрешности к возрасту цирконов из пород собского комплекса, вмещающих эти включения.

Ключевые слова: мафические включения; габбро - габбро-диорит - диорит; кварцевый диорит; надсубдукционный комплекс; Собский массив; Полярный Урал

1. Введение

Мафические меланократовые включения первично-магматического происхождения имеют различный генезис и встречаются в породах разного состава, являясь продуктами смешения магм. Большое количество работ посвящено исследованию мафических включений (отвечающих по составу базальтоидам) в гранитоидных массивах [Antonov, 2000; Bindeman, 1995; Burmakina, Tsygan-kov, 2013; Valui, 1997; Plechov et al., 2008; Popov, 1984]. Тем не менее в неконтрастных по составу магмах также отмечаются признаки смешения. Мафические включения, близкие по своему составу к вмещающей их породе в кварцеводиоритовой магме, известны, например, в Сьерра-Невадском батолите, в Нижнесанарском массиве (Средний Урал) и, возможно, во многих других районах, где исследования еще не проводились.

С другой стороны, мафические включения (МВ) типичны для пород среднего состава - диоритов, кварцевых диоритов и их присутствие в этих породах является одним из характерных признаков, поскольку такие магмы очень неоднородны по составу. Мафические включения в породе могут являться признаком такситовой текстуры пород, рассматриваться как ксенолиты, автолиты или микрогранулярные мафические включения (ММЕ), если есть доказательства той или иной природы.

Мафическими меланократовыми включениями неясного генезиса насыщены породы собского комплекса, слагающего, наряду с породами многофазных янаслорского и конгорского комплексов, крупный Собский (Лагортинско-Кокпельский) батолит.

МВ в породах собского комплекса отмечались многими исследователями [Ьырапоуа, Магкт, 1964; Могкоукта, 1958; МоЫауапЬБвУ, 1960; Явт1юу, 2004; Уа2вуа, ВоеИкагву, 1984]. Например, Р.Г. Язевой и В.В. Бочкаревым [Уа2вуа, ВоеИкагву, 1984] они рассматривались как типичные образования, характерные для этих пород. Но специальные детальные работы по ним ранее никем не проводились. МВ в породах собского комплекса распространены равномерно во всем теле батолита, насколько это можно наблюдать на обнаженных участках, в бортах рек, секущих тело батолита вкрест его простирания, и редких обнаженных плато.

В результате наших исследований (2011-2012, 2014 гг.), проведенных на всей площади Собского массива, были выделены два типа включений в породах собского комплекса (рис. 1): 1) мафические включения (автолиты), 2) ксенолиты. От вмещающих пород собского комплекса они отличаются цветом и структурно-текстурными, минералогическими и петрогеохимическими признаками.

Кроме этого, наблюдаются ассимилированные (контаминированные) мафические включения,

Рис. 1. Мафические включения: морфология, размер, примеры границ МВ и пород комплекса: (а)-(г) - мафические включения 1-го типа, (д) - ксенолит, (е)-(ж) - примеры ассимилированных МВ, (з) - гибридизированные МВ.

Fig. 1. Mafic inclusions (MI): morphology, size, examples of MI boundaries and the rocks of the Sobsky complex: (а)-(г) -mafic inclusions of type 1, (д) - xenolith, (е)-(ж) - examples of assimilated MI, (з) - hybridized MI.

первичную природу которых трудно реконструировать, это могут быть МВ как первого, так и второго типа. Также наблюдаются и гибридные образования, сформированные на контакте вмещающих пород с МВ первого типа.

1. Мафические включения (автолиты). Округлые, различного размера с резкой и четкой границей с вмещающей породой, темно-серого, черного цвета, мелкозернистые, массивные породы (рис. 1, а-г). Состав варьируется от габбро до диорита. Порода состоит из зонального Pl, Amp (Hbl), ±Bt, Apt, Zrn, Ttn, Ilm, Ti-Mag, Mag, Py, Ep, Chl. Микроструктуры порфировидные и гипидиоморфно-зернистые. Породы нормально-щелочного ряда (натриевые).

2. Мафические включения (ксенолиты). По своим характеристикам они резко отличаются от пород комплекса и МВ первого типа, которые между собой обладают рядом сближающих черт. Изученные ксенолиты наблюдались в большой массе в центральной части массива. Различного размера обломки, как правило, крупные с угловатыми краями (рис. 1, д), темно-зеленого, черного цвета, тонко- и скрытокристаллические, нередко отмечается директивная текстура. Под микроскопом наблюдаются гранонематобластовая, бластопорфировая, ле-пидонематобластовая микроструктуры, порфиро-бласты плагиоклаза и кварца. Порода сложена Pl (АП25) - 10-30, Qz - 15-35, Amp - 10-30, Bt - 5-10. Акцессорные - Apt, рудные - Mag Ti-Mag вторичные - Chl.

Ассимилированные (контаминированные) мафические включения и гибридные породы. Выделенные типы мафических включений - это преобразованные в процессе пребывания в кристаллизующейся магме мафические включения 1-го либо 2-го типа.

Ассимилированные (контаминированные) мафические включения. В породах собского комплекса присутствуют участки с сохраненными контурами более темного цвета и более мелкозернистые (рис. 1, е-ж). На границе либо внутри виден постепенный размыв очертаний МВ, отмечаются зоны, где происходило последовательное проникновение расплава (флюида), формирование, рост кристаллов амфибола вкрест границы с МВ. Наблюдается рост кристаллов роговой обманки и биотита внутри МВ, аналогичных по составу роговой обманке и биотиту, кристаллизующимся во вмещающих породах. Петрографо-минералогический и химический состав практически выровнен с вмещающими породами комплекса. Нередко реконструировать первичную природу не представляется возможным.

Гибридные породы. Представлены мафическими включениями с каймой (различной ширины) новообразованных гибридных (промежуточных по составу) пород. Четко прослеживаются границы между МВ, гибридной породой и вмещающими поро-

дами собского комплекса (рис. 1, з). Петрографический, минералогический, химический и геохимический состав промежуточной новообразованной гибридной зоны близок и к составу МВ, и к составу вмещающих пород, так как породы МВ и вмещающие - не контрастные. Однако наблюдаемые примеры сформированных гибридных пород указывают на реакционные процессы взаимодействия между включением и собственно породами комплекса и указывают на определенную длительность пребывания включения в кристаллизующемся расплаве. Более детально гибридные породы описаны в работе [Gorbachenko, Udoratina, 2016].

Нами рассматриваются только включения первого типа (для сокращения далее обозначаются как МВ), максимально сохраненные включения (не ассимилированные, не гибридизированные и не ксенолиты), примеры возможных моделей генезиса этих образований и будут приведены ниже.

2. Геологическое положение собского батолита

Собский батолитообразный массив расположен в Восточно-Уральской мегазоне в пределах Собско-Малоуральской зоны Полярного Урала, непосредственно к юго-востоку от Войкаро-Сынинского и Райизского офиолитовых массивов (рис. 2), с которыми он контактирует тектонически. Юго-восточнее Собского массива распространены средне-палеозойские вулканогенно-осадочные образования, а далее на юго-восток распространены ме-зокайнозойские комплексы чехла Западно-Сибирской плиты. Собский батолит является крупнейшим в палеоокеаническом секторе Полярного Урала [Udoratina et al., 2000, 2008; Udoratina, Kuznetsov, 2001, 2007]. Массив протягивается в северо-восточном направлении более чем на 200 км при максимальной ширине 10-15 км, согласно всем структурам уральского плана. Батолит сложен породами нескольких многофазных комплексов: собского (лагортинско-кокпельского), конгорского и яна-слорского (рис. 2).

Породы, слагающие Собский батолит, прорывают позднеордовикско-среднедевонские острово-дужные вулканогенные, терригенно-вулканоген-ные и осадочные образования. Девонские вулканические образования и плутонические породы (породы Собского батолита) генетически связаны, плутониты представляют собой более глубинные части девонской Малоуральской островной дуги.

Собский комплекс сложен интрузивными образованиями первой (ранней) фазы внедрения, представленной порфировидными роговообман-ковыми габбро, и породами второй (главной) фазы внедрения, слагающей основной объем комплекса,

65°00'

65° 15'

10 |у У у 11 |г г 112 |ь \1з\и и и 14 15

Рис. 2. Собский интрузивный массив и его положение в структуре Полярного Урала (по данным [Явт1ЮУ вЬ а!., 2014, 2015; БоЪо1ву вЬ а!., 2018], с изменениями и дополнениями).

(а) - 1 - мезозойско-кайнозойские комплексы чехла Западно-Сибирской плиты; 2 - нерасчлененные позднедокембрийские и палеозойские комплексы Западно-Уральской мегазоны; 3-4 - палеозойские комплексы Восточно-Уральской мегазоны: 3 - ранне- и среднепалеозойские (?) базит-ультрабазиты Войкарско-Райизской зоны, 4 - среднепалеозойские вулканогенно-осадочные комплексы Малоуральской зоны; 5-7 - комплексы Собского массива: собский (5), янаслорский (6), конгорский (7); 8 - плагио-мигматиты СЗ контакта Собского масссива; 9 - то же, осложненные разрывами; 10 - граница Западно- и Восточно-Уральской ме-газон; 11 - крупные разломы.

(б)-(г) - участки опробования. 1 - средне- и верхнеордовикские вулканогенные и вулканогенно-осадочные образования усть-конгорской свиты (O2-3uk); 2-5 - собский комплекс (qSDis): ранняя интрузивная фаза: 2 - габбро; главная интрузивная фаза: 3 -кварцевые диориты, 4 - тоналиты, 5 - трондьемиты; 6 - конгорский комплекс (qSDi-2k): кварцевые монцодиориты; янаслорский комплекс (ySD37'a): 7 - гранодиориты, 8 - граниты биотитовые; 9 - среднепалеозойские вулканогенно-осадочные комплексы Малоуральской зоны; 10 - малоуральская свита, нижняя подсвита (Si-D2mu1): туффиты, туфосилициты; 11 - малоуральская свита, верхняя подсвита (Si-D2mu2): андезиты и андезибазальты; 12 - кэршорский комплекс (v02-3ks): габбро, оливиновые габбро, габбро-амфиболиты; 13 - войкарская свита (Оз-Sivk): метабазальты; 14 - райизско-войкарский комплекс (uaOi-2rv): дуниты, гарцбургиты; 15 - границы: а - тектонические, б - геологические, в - фациальные; 16 - точки отбора образцов.

Fig. 2 The Sobsky intrusive massif and its position in the structure of the Polar Urals (modified after [Remizov et al., 2014, 2015; Sobolev et al., 2018]).

(а) - 1 - Mesozoic-Cenozoic complexes of the cover of the West Siberian plate; 2 - undifferentiated Late Precambrian and Paleozoic complexes of the West Ural megazone; 3-4 - Paleozoic complexes of the East Ural megazone: 3 - Early and Middle Paleozoic (?) basite-ultrabasites of the Voikarsk-Rayiz zone, 4 - Middle Paleozoic volcanogenic-sedimentary complexes of the Low Ural zone; 5-7 - complexes of the Sobsky massif: Sobsky (5), Yanaslor (6), Kongor (7); 8 - plagiomigmatites of the NW contact of the Sobsky massif; 9 - the same, complicated by faults; 10 - boundary of the West and East Ural megazones; 11 - large faults.

(б)-(г) - sampling sites. 1 - middle and upper Ordovician volcanogenic and volcanogenic-sedimentary formations of the Ust Kongor formation (O2-3uk); 2-5 - the Sobsky complex (qSDis): early intrusion phase: 2 - gabbro; main intrusion phase: 3 - quartz diorites, 4 - tonalites, 5 - trondjemites; 6 - Kongor complex (qSDi-2k): quartz monzodiorite; Yanaslor complex (ySD37'a): 7 - granodiorites, 8 - biotite granites; 9 - Middle Paleozoic volcanogenic-sedimentary complexes of the Low Ural zone; 10 - Low Ural suite, lower sub-suite (Si-D2mu2): tuffites, tuffosilicites; 11 - Low Ural suite, upper sub-suite (Si-D2mu2): andesites and andesibasalts; 12 - Kershor complex (v02-3ks): gab-bros, olivine gabbros, gabbro-amphibolites; 13 - Voikar suite (Оз-Sivk): metabasalts; 14 - Rayiz-Voikar complex (uaOi-2rv): dunites, harzburgites; 15 - boundaries: a - tectonic, б - geological, в - facial; 16 - sampling points.

представленной средне- и крупнозернистыми диоритами, их кварцсодержащими и кварцевыми разновидностями, гранодиоритами и тоналитами, в подчиненном количестве присутствуют габбро-диориты и плагиограниты. Интрузивные образования гранитоидов третьей фазы слагают дайковые тела диоритовых и кварцевых диоритовых порфи-ритов.

Отличительной чертой пород главной фазы этого комплекса является насыщенность темными с более мелкозернистой структурой, массивными и более меланократовыми относительно пород ком-

плекса мафическими включениями - габбро - габбро-диорит - диоритового состава, являющимися предметом нашего изучения.

Относительно возраста пород, слагающих батолит, на сегодняшний день накоплено достаточно данных, хорошо согласующихся с геологическими (табл. 1). Геологический возраст пород собского комплекса определяется как ранне- и среднедевон-ский, породы комплекса прорывают позднесилу-рийско-раннедевонские вулканиты и отмечаются в виде обломков в конгломератах нижне- и средне-девонских отложений.

Таблица 1. Геохронологические данные для пород и минералов собского комплекса

Table 1. Rocks and minerals of the Sobsky complex: geochronological data

Материал Метод Возраст, млн лет Источник

вал K-Ar 404-408 [Starkov, 1985]

вал Rb-Sr 400±10 [Peive, Vinogradov, 1983]

Amf, Kfs K-Ar 409-398 [Andreichev, 2004]

вал Rb-Sr 404±5 [Andreichev 2000]

вал Rb-Sr 404±8 [Andreichev, Udoratina, 2000]

вал Rb-Sr 399±24 [Andreichev, 2004]

Amf, Bt Ar-Ar 393±11,400±10, 398±9 [Estrada et al, 2012]

Zrn U-Pb 393±0.1, 396±0.4, 399±3 [Estrada et al., 2012]

ID TIMS

Zrn U-Pb SIMS 412-392 [Remizov et al., 2009]

Zrn U-Pb SIMS 418±2 [Shmelev, Meng, 2013]

Zrn LA-ICP-MS 410±2 [Sobolev et al., 2017]

Zrn U-Pb SIMS 395±5 [Udoratina et al., 2008]

Zrn U-Pb SIMS 386±3 [Udoratina, Kuznetsov, 2007]

Примечание. Ат^ - амфибол, Bt - биотит, ^ - калиевый полевой шпат, Zm - циркон.

Note. Amf - amphibole, Bt - biotite, Kfs - potassium feldspar, Zrn - zircon.

Все имеющиеся определения абсолютного возраста, полученные различными методами, укладываются в интервал 418-390 млн лет [Udoratina et al., 2005; Sobolev et al., 2018, и ссылки в этой работе].

На геодинамические условия формирования пород собского (лагортинско-кокпельского) комплекса имеется несколько точек зрения, они изложены в работах Р.Г. Язевой и В.В. Бочкарева [Yazeva, Bochkarev, 1984], Д.Н. Ремизова [Remizov, 2004], Н.Б. Кузнецова с соавторами [Kuznetsov, Romanyuk, 2014; Kuznetsov et al., 2000], М.А. Шишкина с соавторами [Shishkin et al., 2007] и нами [Udoratina, Kuznetsov, 2007]. При составлении карт нового поколения, а также в работах последних лет установлено, что породы комплекса образовались в средне-позднедевонское время в условиях зрелой островной дуги и являются породами ее основания.

Диориты и кварцевые диориты характеризуются высокими значениями отношения 147Sm/144Nd, свойственными скорее базитам (0.14-0.16), чем ко-ровым гранитам (0.09-0.12), и высоким значением изотопного состава Nd(t) +6.1 и +6.4. Изотопный возраст пород собского комплекса на уровне 400 млн лет. Структурно-текстурные и петрографические особенности указывают на их образование на незначительных глубинах; петролого-гео-химические и изотопные характеристики - на их формирование в островодужной надсубдукцион-ной палеогеодинамической обстановке. Источником низкокалиевой магмы могли быть первично-магматические или метаморфизованные магматические породы мантийного происхождения, попадавшие в область формирования магмы. Изотопно-геохимические характеристики пород собского комплекса (87Sr/86Sr - 0.70413-0.70475) указывают на обедненность их радиогенным стронцием и, следовательно, на относительную «молодость» субстрата, из которого выплавились исходные гра-нитоидные магмы. Высокое sNd и низкое 87Sr/86Sr позволяют заключить, что гранитоиды собского комплекса формировались внутри гетерогенного фундамента позднесилурийско-раннедевонского Малоуральского плутонического пояса [Udoratina et al., 2003; Udoratina, Kuznetsov, 2007] либо Собско-Малоуральского вулканоплутонического пояса (СМВП) [Kuznetsov, Romanyuk, 2014].

3. Методы исследования

Проведен комплекс исследований для установления минералогических, петрографо-петрохими-ческих, геохимических и изотопно-геохронологических характеристик как мафических включений, так и вмещающих их пород комплекса. В основном исследования проведены в ЦКП «Геонаука»

(г. Сыктывкар). Петрографические (микроскоп Olympus BX-51), химические (классический химический анализ), микрозондовые исследования минералов МВ и пород собского комплекса выполнены на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3 LMH c энергодисперсионной приставкой X-MAX Oxford instruments. Выделение цирконов для геохронологических исследований: протолочная проба весом 3-5 кг была: 1) дезинтегрирована вручную в чугунной ступке, 2) расситовывалась (размер сита 0.25 мм), 3) промывалась, 4) высушивалась, 5) разделялась на магнитную и немагнитную фракции, 6) немагнитная фракция разделялась в бромоформе, 7) тяжелая немагнитная фракция дочищалась вручную под микроскопом.

Изотопно-геохронологические исследования выделенных цирконов проведены в центре SUMAC Стэнфордского университета и Геологической службы США. Выделенная монофракция цирконов помещалась вместе со стандартами в эпоксидную шашку Определение U-Pb возраста цирконовых зерен проведено на ионном мультиколлекторном микрозонде SHRIMP-RG, катодолюминесцентные изображения кристаллов для выбора участков, наиболее пригодных для датирования, получены там же на сканирующем электронном микроскопе Jeol 5600. Одновременно с изотопными U-Pb исследованиями проведены определения Ti, Hf и REE.

Расчеты температур кристаллизации пород проведены на основе данных по химическому составу амфиболов и плагиоклазов, использованы различные геотермометры и геобарометры. Определения малых и рассеянных элементов в породах проведены методом ICP MS в ЦЛ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург).

4. Мафические включения и породы

СОБСКОГО КОМПЛЕКСА

Вмещающие включения породы комплекса. Состав пород собского комплекса варьируется от габбро до тоналитов и плагиогранитов, через габбро-диориты, диориты, кварцевый диориты [Udoratina, Kuznetsov, 2007]. Петрографически и минералогически породы очень близки, варьируются содержания породообразующих минералов (Pl, Amp, Bt), петрохимически это породы нормальной и пониженной щелочности непрерывной известково-щелочной серии.

Ниже нами приводятся данные по породам, отобранным вблизи мафических включений. Нами выделены кварцсодержащие диориты, кварцевые диориты и тоналиты.

Породы средне- и крупнозернистые, порфиро-видные, массивные светло-серого, белого цвета

Рис. 3. Текстурные и структурные особенности: (а)-(б) - гипидиоморфно-зернистые микроструктуры пород комплекса; (в)-(г) - примеры контактов пород МВ 1-го типа и пород комплекса, а также микроструктур пород комплекса и МВ. Николи скрещены.

Fig. 3. Textural and structural features: (а)-(б) - hypidiomorphic-granular microstructures of the Sobsky rocks; (в)-(г) -examples of the contacts of the MI rocks of type 1 and the rocks of the complex, as well as the rock microstructures and MI. Crossed nicoli.

(цветной индекс - 30-10). Сложены плагиоклазом, роговой обманкой, (±биотитом), кварцем и калиевым полевым шпатом. Акцессорные минералы -апатит, циркон, титанит, вторичные - эпидот, цои-зит и хлорит. Из рудных минералов отмечается ти-таномагнетит, магнетит, рутил, пирит. Микроструктуры гипидиоморфно-зернистые (рис. 3, а-б). Порфировидные выделения представлены субиди-оморфными табличками плагиоклаза и удлиненно-призматическими кристаллами роговой обманки, идиоморфными чешуями биотита, ксеноморфными зернами кварца и калиевого полевого шпата. Плагиоклаз соссюритизирован, по биотиту развивается хлорит. Эта группа пород отличается объемным содержанием минералов, а также основностью плагиоклаза, магнезиальностью амфибола и биотита.

Плагиоклаз вкрапленников зональный, согласно данным микрозондового анализа в кварцсодержа-щих диоритах (от центра к краю) от лабрадора до андезина, в кварцевых диоритах андезин, в тона-

литах от лабрадора до олигоклаза. Магнезиаль-ность амфибола в породах находится на уровне 0.35-0.45, магнезиальность биотита составляет 0.38-0.57 (табл. 2). Набор акцессорных, рудных и вторичных минералов сохраняется. Особенности химического состава плагиоклаза, амфибола и биотита приведены на рис. 4, а-к. Биотит может как присутствовать, так и отсутствовать в породах, при его наличии формируются крупные ойкокристал-лы. Хлорит представлен рипидолитом и пикнохло-ритом, замещающим амфибол и биотит, группа эпидота - эпидотом и клиноцоизитом, развивающимся в поздних прожилках.

Мафические включения. Основная масса МВ (а это до 90 % опробованных и изученных) - близкие к породам комплекса породы, их состав варьируется в пределах габбро - габбро-диорит - диорит -кварцевый диорит.

Размер мафических включений различный - от 10 до 30 (50) см, наблюдаются как более крупные,

так и более мелкие (см. рис. 1, а-г). Контакты с вмещающими породами чаще всего четкие, резкие, закалочная кайма отсутствует. Наблюдалось два случая выявления похожих на закалочные каймы образований (в отвесных стенах каньона р. Тумбо-лава), позволяющие утверждать, что для этих МВ состав не претерпел каких-либо изменений из-за возможных процессов взаимодействия между МВ и вмещающими породами комплекса, однако по ряду причин мы не смогли опробовать эти включения.

Мафические включения тонко- и мелкозернистые, массивные темно-серого, черного цвета с зеленоватым оттенком (цветной индекс - 50-70). На макроуровне все исследованные МВ четко отличаются цветом и структурно-текстурными признаками от пород собственно собского комплекса. На микроуровне включения при общей схожести отличаются микроструктурами и более основным составом породообразующих минералов, контакты резкие и четкие (табл. 2; см. рис. 3, в-г).

Петрографический состав близок к вмещающим МВ породам комплекса (табл. 2), которые отличаются объемными соотношениями породообразующих минералов. Под микроскопом наблюдается гипидиоморфно-зернистые структуры. Порода сложена также плагиоклазом, роговой обманкой, (±биотит), кварцем и калиевым полевым шпатом. Акцессорные минералы - апатит, циркон, титанит; вторичные - эпидот, цоизит и хлорит. Из рудных минералов отмечается ильменит, титаномагнетит, магнетит. Порфировидные выделения представлены кристаллами плагиоклаза и роговой обманки (ойкокристаллы биотита), ксеноморфными кварцем и калиевым полевым шпатом. Плагиоклаз сос-сюритизирован, биотит частично хлоритизирован.

Как видно на графиках (рис. 4, а-з), точки составов плагиоклазов значительно перекрываются, но в целом для пород МВ характерен более основной (более Са) плагиоклаз. Согласно данным микро-зондового анализа вариации составов плагиоклазов вкрапленников (в центре и в краевой части), а также основной массы отличаются, примеры приведены на рис. 4, а-з.

МВ габбро в тоналите, например (рис. 4, в): габбро - битовнит(Ап79) ^ лабрадор(Апбз), битов-нит(Ап7з) ^ олигоклаз(Ап27); в тоналите - ан-дезин(Ап45).

МВ габбро в кварцсодержащем диорите (рис. 4, г): габбро - лабрадор(Ап58) ^ андезин(Апз4) и в кварцсодержащем диорите - лабрадор(Ап59) ^ ан-дезин(Апз2).

МВ габбро-диорит в тоналите (рис. 4, д): габбро-диорит - андезин(Ап42) ^ андезин(Ап44), в тоналите - лабрадор(Апб1) ^ лабрадор(АпБб) ^ лабра-дор(Ап54), лабрадор(Апб2) ^ андезин (АП47), лабра-дор(АП54) ^ олигоклаз (АП27).

X

Я

«

%

а

ф

ч о

и

X

я

и

а

ф

ч с г

о в

4 о а о с

5 И

8 Н и о X

X

ф

ю о

и о

(и

¡Й

и ф

Т

«

а

и

О

а

Н

Ф

с:

ге а к ч о ге Ь

X &

Е о

и

£

!Л

Д

О

(Л

<и

!Л

Л

и о

!Л

о

!Л

3

ш «

Л

«

вд о

и Ф 0-

<и ге

оз £

л л и и

Л СХ СХ и м м

ад ад

га га ^ ^ ^

I

^ ГО

а а а

NN N

Е- Е- Е-

СХ СХ СХ < < <

^ ^ Н N 1П

™ ^ О НИМ

сз сз

I

и"} сз сз

I I

аз оо

о о

а а С С гС о"

1Л £> I I ^ 1Л

и

ш

н

а

я

н

ас

о н

а

я СХ

о

к

я

и а « В н

V ч СХ о

в га

г £

о а сх щ ч « 3

га 3 о и В Щ

ч с! о и и

о сх сх

сх ср га га

о о в в

с С ЬЙ ЬЙ

Л и

яд д а м и и м

« а.

ой ж

ад ад

га

ад ей .д 2 ад

Е— Е— га

я - ^ з-

00 1Л

а а а а

s-s.-s.-s.-N NN N

Е- Е- Е- Е-

(X (X (X (X < < < <

I I

о о

I I

аз ^

сз

I

сз

ад о

сз о

* сз 1 1

1 1Л 1Л 1Л

сз 1Л т го

1 СП с^ о сз

о т о сз и^" ^

сз сз г^ 00 сз

в 1 т—I 1 1 1

аз о 1 1Л о 1Л о

< ^—( т—I т—I т—I

го т го

а а а < < <

1X3 1X3 1Л 1Л

ш ш 5

а

и <и В"

я

я

н

Л О

Ч О сз Л сх \о \о \о \о га га

Е-ч Е-ч

О 1Л N 1Л

н

сх о

Ч

^ Ж

Ч л О И и а;

и и сх сх га га в в Ш Ш

кальциевые амфиболы, (Na+K)A<0.5

0.66

сидерофилит

0.33

~г

5.5 6 6.5 Si, форм, ед

1 ¡ биотиты 0 к

флогопиты фл( гопит

истонИТ

3

Si/Al*

Породы комплекса: Д кварцсодержащие диориты ф кварцевые диориты с[]з тоналиты

Маф!^!СКИе I I габбро ф габбро-диориты /\ кварцсодержащие диориты m кварцевые диориты OU30b/12 включения.

|Рис. 4. Классификационные диаграммы для составов минералов пород комплекса и мафических включений: (а)-(з) - плагиоклазов, (и) - амфиболов, (к) - слюд.

IFig. 4. Classification diagrams for the composition of minerals of the Sobsky rocks and mafic inclusions: (а)-(з) - plagio-clase, (и) - amphibole, (к) - mica.

МВ габбро-диорит в тоналите (рис. 4, е): габбро-диорит - андезин(Ап47), в тоналите - лабра-дор(Ап55).

МВ кварцсодержащий диорит в кварцевом диорите (рис. 4, ж): кварцсодержащий диорит - лабра-дор(Ап5б) ^ андезин(Ап49), в кварцевом диорите -битовнит(Ап78) ^ лабрадор(Ап5б) ^ андезин(Ап50).

В продатированном образце (рис. 4, з): габбро-диорит - андезин(Ап47) ^ андезин(Ап48).

Плагиоклазы с зональностью такого типа образовывались при падении температуры кристаллизации расплава. Наличие более основных по составу плагиоклазов в породах вмещающих МВ является признаком смешения, например битовнит в кварцевом диорите.

Рассчитанные кристаллохимические формулы показали, что все проанализированные амфиболы относятся к группе кальциевых амфиболов. На сводной классификационной диаграмме точки составов амфиболов находятся в поле магнезиальных роговых обманок (рис. 4, и). Магнезиальность амфибола ниже магнезиальности сосуществующего биотита (табл. 2, рис. 4, к).

Химический состав пород при вариации составов пород комплекса (габбро - габбро-диориты -диориты МВ и кварцсодержащие диориты, кварцевые диориты, тоналиты) образует непрерывную серию (табл. 3, рис. 5, а). Если детально рассматривать парные опробованные МВ и вмещающие их породы комплекса (линии между породами МВ и

Таблица 3. Представительные анализы пород собского комплекса и мафических включений Table 3. Representative analyses of the Sobsky rocks and mafic inclusions

Пара ПК-МВ Название породы Образец SiO 2 ТЮ2 АЬОз РегОз FeO MnO MgO CaO Na20 K20 P2O5 П.П.П. Сумма H20- C02

ПК Тоналит U27/11 66.99 0.23 16.85 1.74 1.78 0.11 2.12 5.76 3.21 0.72 0.07 0.77 100.56 0.66 0.01

{ MB Габбро U26/11 47.84 0.47 21.85 4.54 4.77 0.21 4.94 10.68 2.94 0.22 0.14 1.21 100.33 0.22 н.о.

ПК Кварцевый диорит U43/110 61.87 0.44 13.88 2.85 5.23 0.21 3.52 5.52 2.75 0.71 0.10 1.81 99.47 0.25 0.22

{ MB Кварцсодержащий диорит U43/11B 55.14 0.53 17.26 3.10 4.92 0.23 3.68 6.24 3.75 1.30 0.08 2.22 98.99 0.36 0.24

ПК Тоналит U2a/12 65.03 0.38 15.45 1.96 3.17 0.16 2.15 5.73 3.01 1.94 0.13 0.9 100 0.13 0.09

{ MB Кварцевый диорит U26/12 59.39 0.29 15.81 2.74 5.57 0.32 3.31 6.84 3.11 1.2 0.12 0.4 99.93 0.2 0.05

ПК Кварцевый диорит U3a/12 60.41 0.33 16.81 2.50 3.93 0.21 2.91 6.14 3.22 0.89 0.21 2.45 100 0.33 0.09

* MB Габбро U36/12 48.87 0.57 18.67 4.59 6.39 0.33 5.04 6.18 3.57 1.42 0.19 3.02 99.54 0.67 0.04

ПК Кварцевый диорит U8a-1/12 61.97 0.51 14.61 2.29 5.61 0.2 3.36 6.84 2.68 0.29 0.15 1.5 100 0.19 0.13

{ MB Кварцсодержащий диорит U8a-2/12 55.99 0.36 17.21 2.60 5.9 0.25 3.99 6.63 3.14 0.99 0.067 1.71 99.49 0.26 0.26

ПК Тоналит U12/12 64.36 0.16 18.26 0.89 1.59 0.05 0.84 7.52 3.82 1.56 0.05 0.9 100 0.15 0.04

{ MB Кварцсодержащий диорит U12B/12 55.37 0.45 16.95 3.11 5.76 0.22 3.79 6.61 3.19 1.55 0.12 1.28 99.03 0.28 0.08

ПК Тоналит U14a/12 63.42 0.34 16.09 1.83 3.54 0.17 2.1 6.33 0.99 1.3 0.14 1.75 100 0.31 0.04

{ MB Габбро-диорит U146/12 52.86 0.44 18.08 3.42 6.36 0.35 4.51 6.78 3.37 1.75 0.14 1.65 100.41 0.26 0.02

ПК Тоналит U46a/12 66.19 0.3 15.52 1.84 3 0.15 1.6 5.99 3 1.54 0.14 0.73 100 0.12 0.1

{ MB Габбро-диорит U466/12 52.98 0.47 13.27 3.64 8.1 0.53 6.96 7.86 2.24 1.39 0.17 0.85 99.35 0.14 <0.1

ПК Кварцсодержащий диорит U 50a/14 54.33 0.71 16.89 4.58 5.62 0.19 3.95 8.60 2.58 0.66 0.24 0.62 98.97 0.25 <0.1

{ MB Кварцсодержащий диорит U506/14 55.06 0.74 13.45 4.77 7.16 0.27 5.07 8.52 2.22 0.48 0.18 0.79 98.71 0.27 <0.1

ПК Кварцсодержащий диорит U 70а/14 55.29 0.66 16.25 4.50 5.62 0.18 3.90 9.16 2.61 0.28 0.25 0.62 99.31 0.08 0.04

{ MB Габбро U 706/14 48.25 0.79 17.64 5.68 7.01 0.27 5.18 9.45 2.75 0.37 0.27 0.77 98.43 0.34 0.04

ПК Кварцевый диорит U 86а/14 60.88 0.38 16.95 3.26 3.25 0.10 2.26 6.94 3.19 0.65 0.09 0.36 98.30 <0.1 0.42

{ MB Кварцсодержащий диорит U866/14 55.25 0.55 16.95 4.07 5.44 0.21 3.36 7.33 3.48 1.65 0.10 0.60 98.99 0.17 н.о.

ПК Тоналит U 93а/14 65.29 0.32 15.18 2.68 3.21 0.09 1.67 5.24 2.70 2.45 0.07 0.35 99.24 <0.1 0.29

{ MB Габбро U936/14 49.91 0.70 18.99 4.85 6.11 0.25 3.83 8.53 3.48 1.46 0.13 0.67 98.92 0.13 0.11

* MB Габбро-диорит U306/12 52.88 0.5 17.57 3.34 6.5 0.3 4.32 6.46 3.21 1.71 0.13 1.98 99.61 0.42 0.05

Примечание. ПК - породы комплекса; MB - мафические включения; { - мафическое включение и порода комплекса на контакте с ним; * - продатированная проба. Note. ПК - rocks of the Sobsky complex; MB - mafic inclusions; {- mafic inclusion and the Sobsky rock at the contact; * - dated sample.

МОНЦОНИТ

габбро

U3b/12

U 93b/14

' U30b/12

_и asi

д

..... .....«-..........*

г иск...

U8a-2/,Í2*

!----Jv-3 ÍÍTi7oa/14 Ч/и

i £-*U50b/14

гранит

U 93a/14 " 4pU2a/"Í2  .....VpU46a/12

O

.............T-MIP7/11

гранодиорит

1.0 1.5

AI/

Породы комплекса: Д кварцсодержащие диориты ф кварцевые диориты {] тоналиты

^íü^ou'ülf СИ габбро ф габбро-диориты ^кварцсодержащие диориты Ш кварцевые диориты включения.

OU30b/12 Поля составов пород: собского комплекса конторского комплекса

Рис. 5. Классификационные диаграммы: (а) - диаграмма TAS с указанием опробованных пар МВ и пород комплекса на контакте; (б) - K2O-SÍO2, (в) - Al/(Na+K)-Al/(Ca+Na+K).

Fig. 5. Classification diagrams: (a) - TAS diagram showing the tested pairs of MI and the Sobsky rocks at the contact; (6) -K2O-SW2, (e) - Al/(Na+K)-Al/(Ca+Na+K).

породами комплекса на рис. 5, а), то можно увидеть, что составы сильно отличаются.

Мы наблюдаем, например, породы разной контрастности, резко контрастные МВ габбро в тона-лите, в кварцсодержащем диорите, в кварцевом диорите или МВ габбро-диоритов в тоналитах, менее контрастные составы МВ, например кварцсо-

держащие диориты в кварцевых диоритах, либо кварцсодержащие диориты в тоналитах, либо кварцевые диориты в тоналитах. Пример неконтрастных взаимоотношений - кварцсодержащие диориты в кварцсодержащих диоритах.

По своему химическому составу точки составов МВ и вмещающих их пород собского комплекса за-

нимают одни поля, со смещением в более основную область (табл. 3, рис. 5, а). Породы имеют нормальную и пониженную щелочность и принадлежат из-вестково-щелочной серии. Содержание кремнезема сильно варьируется, что подчеркивает петрографический и минералогический состав пород.

Для всех пород характерна крайне низкая кали-евость, K2O (мас. %): МВ - габбро (0.2-1.5), габбро-диориты (1.4-1.8), кварцсодержащие диориты (0.5-1.7), кварцевые диориты (1.2); породы комплекса на контакте - кварцсодержащие диориты (0.3-0.7), кварцевые диориты (0.3-0.9), тоналиты (0.7-2.7) (табл. 3, рис. 5, б). Также для всех пород характерна низкая титанистость ТЮ2 (мас. %): МВ -габбро (0.5-0.8), габбро-диориты (0.4-0.5), кварц-содержащие диориты (0.4-0.75), кварцевые диориты (0.3); породы комплекса на контакте - кварцсодержащие диориты (0.65-0.7), кварцевые диориты (0.3-0.5), тоналиты (0.2-0.4).

Магнезиальность Mg# (Mg/(Mg+Fe) ат. %) и фемичность Fem (сумма всех фемических и рудных минералов по пересчетам CIPW) пород близки: МВ - габбро Mg#0.5-0.4, Fem34-26, габбро-диориты Mg#0.5-0.4, Fem42-27, кварцсодержащие диориты Mg#0.4-0.3, Fem36-22, кварцевые диориты Mg#0.4, Fem24; породы комплекса на контакте - кварцсодержащие диориты Mg#0.4, Fem28, кварцевые диориты Mg#0.4, Fem23-16, тоналиты Mg#0.5-0.3, Femxs-10.

Для пород МВ габбро характерно высокое содержание глинозема (мас. %): 18-22, для всех остальных пород в пределах 14-18.

Для всех пород характерно низкое содержание РЗЭ (табл. 4). Спектры распределения РЗЭ имеют одинаковую ровную форму при небольшом отрицательном Eu-минимуме (рис. 6, а).

На мультиэлементных спектрах наблюдается обогащение крупноионными литофильными элементами относительно высокозарядных элементов, с проявленными положительными аномалиями по Cs, Ba, K, Pb, Sr, Nd, Sm, Dy и отрицательными - по Rb, Nb, Zr, P, Ti, Ta, что подтверждает их над-субдукционную природу (рис. 6, б). Для всех пород характерно низкое содержание Sr и Zr.

Для того чтобы определить, какой материал был вовлечен в плавление, использована диаграмма Al/(Na+K) - Al/(Ca+Na+K) (см. рис. 5, в), точки составов всех выделенных типов пород лежат в поле метаалюминиевых пород, что указывает на минимальное участие в плавлении осадочного материала.

Для установления возраста пород из крупного (50 см в диаметре) мафического включения с резкими четкими границами без видимых признаков ассимиляции была отобрана минералогическая проба (и30б/12, ср. теч. р. Тумболава). Габбро-диорит мелкозернистый, массивный. Порода со-

стоит из плагиоклаза, амфибола, биотита, кварца. Акцессорные минералы - апатит, циркон; рудные -магнетит; вторичные - соссюрит, хлорит. Порфи-ровидные кристаллы плагиоклаза, роговой обманки и биотита погружены в матрикс такого же состава. Плагиоклаз наиболее ранний, наблюдается в виде пойкилитовых включений в амфиболе и биотите. Химический состав породы и содержания редких и редкоземельных элементов приведены в табл. 3, 4, показаны на рис. 5, 6.

Цирконы, присутствующие в выборке, двух типов: 1 - мелкие прозрачные светло-желтые, с хорошо выраженной головкой, размер до 150 мкм, КУ 1:2, 1:3; 2 - темные, полупрозрачные, коричневые, круглые или обломки, размер менее 100 и до 150 мкм, КУ 1:2, 1:3. В катодолюминесцентных изображениях зерен наблюдается генерация цирконов, для которых характерны светлые тона и четко видимая осцилляционная зональность. В краевых частях кристаллов присутствуют черные зоны (рис. 7, а, светлые) и генерация незональных черных цирконов (рис. 7, а, темные), либо мы наблюдаем одну генерацию цирконов со вскрытой светлой зональной ядерной частью (рис. 7, а, светлые) и невскрытой черной незональной оболочкой (рис. 7, а, темные). Содержания U и Th (г/т) сильно варьируются (табл. 5), как правило, черные като-долюминесцентные участки кристаллов (независимо от распределения, в центре или на краю) значительно более обогащены и U, и Th (2205-4626 и 574-1903 соответственно) относительно светлых частей (117-454 и 22-72).

Возраст цирконов, рассчитанный по величине отношения 206Pb/238U, был определен в десяти точках, диапазон определений от 400±10 млн лет до 365±15 млн лет (табл. 5, рис. 7, б). Средневзвешенный возраст по десяти корректным определениям составляет 392±7 млн лет (1с, n=10, СКВ0=0.94).

В спектрах распределения элементов-примесей цирконов, как правило, с высокими содержаниями U и Th (5.1, 6.1, 7.1, 8.1, 9.1), сильно варьируются легкие РЗЭ, что свидетельствует о том, что в проанализированных частях цирконов выражены изменения пока неясного генезиса, возможно конта-минационного характера (рис. 8, табл. 6), либо постмагматические процессы, отличающиеся отсутствием Ce-аномалии и более высоким содержанием РЗЭ в этих зонах цирконов [Hoskin, Schaltegger, 2003].

Температура формирования, оцененная по содержанию Ti [Watson et. al., 2006] в продатирован-ных точках цирконов, в краевых зонах находится на уровне 631-695 °С, в центральных варьируется в более широком интервале - 619-1037 °С (при asiO2=1, aTiO2=0.7), однако мы не рассматриваем высокие значения температур т.н. 5.1, 7.1, 8.1 из-за

Таблица 4. Содержание редких, рассеянных и редкоземельных элементов (г/т) в породах собского комплекса и мафических включениях Table 4. Concentrations of rare, dissipated and rare-earth elements (g/t) in the rocks of the Sobsky complex and mafic inclusions

Компоненты MB ПК MB ПК MB ПК MB ПК МВ

Габбро Тоналит Кварцсодержащий диорит Тоналит Кварцевый диорит Кварцевый диорит Кварцсодержащий диорит Тоналит Габбро-диорит

U26/11 U27/11 U43/11B U2a/12 U26/12 U8a-1/12 U8a-2/12 U12/12 U306/12

V 248 88.5 177 82.5 145 223 253 52.9 221

Cr 13.1 35.7 16.8 22.2 33.3 49 18.9 26.8 15.6

Co 25.3 8.72 18.6 9.34 16.3 20 21.5 5.48 24.8

Ni 15.1 13.5 21.9 10 12.2 13.6 14.7 10.6 12.7

Rb 2.61 12.1 17.4 26.8 20.4 4.29 13.8 22.7 31.7

Sr 535 433 303 360 350 388 431 549 496

Y 19.1 7.33 16.3 9.6 37.7 20.5 16.1 7.09 31.7

Zr 100 55.9 46.6 48.8 25 82.5 29 57.2 22.7

Nb 2.31 1.64 0.91 1.19 1.72 2.68 1.51 0.94 1.87

Ba 50.6 147 351 288 135 121 358 411 388

La 4.74 8.08 5.8 4.79 4.94 8.76 7.43 7.42 8.08

Ce 13 14.6 13.6 9.68 15.2 23 20.9 14.3 22.9

Pr 2.04 1.26 1.88 1.33 3.05 3.12 2.98 1.53 3.48

Nd 10.3 5.25 8.66 6.09 16.7 14.2 12.6 6.1 17.9

Sm 2.58 1.04 2.19 1.54 5.02 3.33 2.82 1.35 4.46

Eu 1 0.54 0.7 0.55 0.96 0.72 0.94 0.69 1.08

Gd 2.79 1.01 2.31 1.4 4.6 2.87 2.11 0.91 4.03

Tb 0.53 0.21 0.41 0.23 0.85 0.49 0.36 0.16 0.76

Dy 2.95 1.16 2.69 1.55 5.83 3.38 2.47 1.04 4.68

Ho 0.71 0.21 0.57 0.34 1.32 0.76 0.54 0.23 1.03

Er 2.06 0.8 1.8 1.12 4.11 2.21 1.7 0.74 3.13

Tm 0.31 0.12 0.23 0.2 0.66 0.35 0.27 0.13 0.51

Yb 2.37 0.98 1.97 1.11 4.21 2.35 1.94 1.05 3.58

Lu 0.39 0.18 0.31 0.22 0.8 0.45 0.34 0.17 0.63

Hf 4.49 1.63 1.53 1.6 1.28 2.33 1.27 1.83 1.25

Ta 0.22 0.13 <0.1 0.12 0.15 0.17 0.12 <0.1 «0.1

Pb 3.93 3.74 6.79 6.09 5.83 8.79 7.98 9.54 21.9

Th 3.47 0.5 1.33 1.39 1.11 2.28 1.14 2.78 3.12

U 0.61 0.23 0.41 0.55 0.5 0.68 0.34 0.85 0.53

Таблица 4

Table 4

Компоненты ПК MB ПК MB ПК MB ПК ПК по

Тоналит Габбро-диорит Кварцсодержащий диорит Кварцсодержащий диорит Кварцсодержащий диорит Габбро Кварцевый диорит Тоналит

U46a/12 U466/12 U 50а/14 U 506/14 U 70а/14 U706/14 U 86а/14 U93a/14

V 90.3 241 194 202 212 310 121 91 2.5

Cr 23.6 97.9 40.4 157 33.9 44.3 34.7 37.5 1

Co 10.6 26.6 23.1 31.8 23.4 31.9 11.9 9.68 0.5

Ni 9.74 19.9 10.5 17 11.3 12.8 10.6 13.1 1

Rb 25.6 21.8 7.83 4.15 2.75 3.74 6.94 38.1 2

Sr 381 216 487 354 487 485 447 302 1

Y 11.1 35.2 14.9 23.6 14.5 21.7 14.2 9.88 0.1

Zr 47.2 64.7 48.4 39.8 64.5 47.3 92.7 92.1 0.5

Nb 1.37 2.1 1.17 1.42 0.97 1.51 1.68 1.76 0.5

Ba 291 122 183 162 113 103 277 621 3

La 3.94 6.6 7.75 8.22 7.1 10.8 7.44 9.45 0.01

Ce 9.3 24.4 17.1 21.6 15.3 23.5 15.7 18 0.01

Pr 1.22 4.32 2.5 3.42 2.25 3.41 2.22 2.25 0.01

Nd 6.34 23.4 12 16 9.37 13.9 8.33 7.62 0.01

Sm 1.6 5.37 2.62 3.99 2.96 3.91 2.51 1.52 0.005

Eu 0.56 1.29 0.81 1.19 0.76 1.02 0.65 0.42 0.005

Gd 1.46 4.61 2.57 3.86 2.63 3.52 2.23 1.77 0.01

Tb 0.27 0.84 0.43 0.61 0.37 0.51 0.3 0.22 0.005

Dy 1.68 5.18 2.72 3.87 2.44 3.49 2.23 1.5 0.01

Ho 0.39 1.17 0.58 0.91 0.55 0.86 0.52 0.39 0.005

Er 1.17 3.59 1.67 2.38 1.5 2.23 1.47 1.06 0.01

Tm 0.19 0.58 0.25 0.33 0.25 0.34 0.23 0.18 0.005

Yb 1.37 4.14 1.93 2.98 1.67 2.61 1.82 1.24 0.01

Lu 0.24 0.74 0.22 0.41 0.24 0.35 0.28 0.18 0.005

Hf 1.4 1.87 1.55 1.64 1.63 1.67 2.53 2.64 0.01

Та 0.13 0.13 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 0.13 0.1

Pb 10.5 8.6 7.63 6.94 9.45 <1 <1 <1 1

Th 1.26 0.38 1.23 0.51 1.35 <0.1 <0.1 <0.1 0.1

U 0.64 2.89 0.47 0.27 0.6 <0.1 <0.1 <0.1 0.1

Примечание. ПК - породы комплекса, MB - мафические включения, по - предел обнаружения. Note. ПК - rocks of the Sobsky complex; MB - mafic inclusions; no - detection limit.

Рис. 6. Спектры редкоземельных элементов, нормированных по хондриту [Sun, McDonough, 1989], (а) и мультиэлементные спектры, нормированные по примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989] (б), для пород комплекса и МВ. Сиреневая область -породы комплекса, зеленая - мафические включения, желтые кружки обозначают положение спектров продатированной пробы U306/12.

Fig. 6. Spectra of chondrite-normalized rare-earth elements [Sun, McDonough, 1989] (a), and multielement spectra normalized to the primitive mantle [Sun, McDonough, 1989] (б), for the Sobsky rocks and MI. Areas: lilac - the Sobsky rocks, green - mafic inclusions. Yellow circles - positions of the spectra of the dated sample U306/12.

Ф

392±11 396±9

' 06., /СУ

7.1

400±7

378±16

100 M км

377±12 393±9 365±15

9.1

IS à ж -о

kJ 10.1

8.1

397±17 385±11 397±9

Рис. 7. Катодолюминесцентные изображения цирконов из мафического включения (U306/12) со значениями датированных зерен и положением аналитических кратеров (а), конкордия цирконов (U306/12) (б).

Fig. 7. Cathodic-luminescent images of zircons from the mafic inclusion (sample U306/12). The dated grains and the positions of analytical craters (a), and concordia of zircons (sample U306/12) (б) are shown.

л ей

га л

о со

л Е-

о а* см см ^ч см о а* о ж

О* СП см см ^ч см ^ч «

Л +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 ж

0. СП гч о а* см а* о о ж

СМ о см см о СП о ^ч си

СП СП СП СП а

«

X

га %

л

ш

ч о и

-О

о.

л

ш н га л и

о" X

л

о о ю о

гЧ о гЧ о о о о г-Ч о г-Ч

го г^ а^

оп С-^ С-^ С-^ С-^ г-Ч

+1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1

со о о см СП СП СП ^

о о о о о о о о о

о о о о о с^ с^ с^ с^

о о о сз сз сз о сз сз

с^ аз с^

г»^ го С-^ С-^ г-Ч

+1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1

о о о со а*

^ ^

с^ о сз с^ сз сз о сз сз сз

с^ г-^ г^ 1Л г^

о г-Ч г-Ч г-Н С-^ гЧ г-Ч сз г-Ч сз

+1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1

го СО см ГО со СМ о гЧ о

1Л го го го ^

1Л

о с^ с^ с^ с^ о с^ с^ с^ с^

с^ сз сз о сз сз сз сз о сз

о ^

+ + + + I I I + I +

3

со

1Л см о гЧ гЧ

гЧ гЧ гЧ гЧ гЧ а* а* гЧ а*

+1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1 +1

0. СО СМ го о о

с? о ^ со а* а* а* а* а* о

го го го го го го го го го

СМгЧГОгЧгЧгЧСМ^ЬгЧГО

сзооооооооо

ГО ^ гч о

^СМОСМ^^СМСТ*^^ 1ЛСМГ-~Г^гЧСМ^гЧ1ЛгЧ

см ьп ^ ^

г^смсз^г^с^е^гчгчсм

мнм^ннсм^т^"

ГО

Я

О ГО

^ г-4 ^

гЧ 1Л ^ 1Л

Н N Н N

СЗСМО^СЗ^^ЬП^

тшто^гос^^^ о о оооогчсзгчо £ £ ОООООООО X X

гЧгЧгЧгЧгЧгЧгЧгЧ^гЧ

1лгоКа^гч^сма5гччо

я 2

03 с

4 ж а .

о э

И ш о т

к

ч л

го

X) к

э

Си

^ -

о ж

1«

си

СП

к о с

3 ж

СВ

со о а к

Е-И си а а о И и

л

04

к ж

си

а

о ж

Е-

о

X

3 ж с о Е-о

СП

ж «

ж ж ей

4 ей

ч

ей а ж о

«

ж ж и 2

Ж 03 Ер У,

че ^

Ч к о

а

о >->

ч

К

ей

ж ж

и «

ч ей а а о И Еж ей ж и ж

СП

0 И

1

о

л сй

а

ей ж ж со и

:ж 3 ж ж си

Е-

^ А а г?

ж Й

>5 л 3 Си

ж £

си —' т Е-

о ж

X -Л о

б -

л

0ч

л

0ч

си

к о т

ж 1—

X

СВ о

ч

си II 2  Ж £

С Ж

си ад

03

л

Оч

л

Оч

ад

03

-

И

с

03 ТЗ

о!

м си

4-»

а £

си ТЗ

¡5 си

3 XI

СЛ хЗ

оз ТТ

32 5

В о °

"2

м Ж

оз Оч

с тз си С

03

э

л 2

О,

(N1 О

о

тз ™ С <"

оз °

'л Р

О ь

с

о 'р

03

е

ТЗ сл 03 си Ш си

о £

С с

(3 си ад <и

о 5

си С

н

а а

" Еж

си

¡=г -

И

ж

я

ТЗ

£ X 4-» ТЗ с

с .22

03 и

«

ж ж си ч си

ч

си а ж о

03

4 си

ч

си а ж си

к

ж ж

л

Оч

ТЗ _С

С СЙ

л

Оч

аномально высоких содержаний Fe, что не позволяет проводить оценки температуры образования цирконов по этому параметру состава (табл. 6). Таким образом, температуры формирования центральных частей и краевых зон близки, хотя мы видим различия в составе цирконовых зон.

5. Обсуждение результатов

По минералогическому, петрографическому составу и петрогеохимическим характеристикам мафические включения и вмещающие их образования собского комплекса близки, однако они отличаются структурными признаками, большей основностью плагиоклаза и большей магнезиально-стью амфибола, а также большей основностью пород.

Мафические включения имеют магматический генезис, их кристаллизация происходила достаточно быстро, на это указывают структурные признаки - мелкозернистость образцов по отношению к вмещающим их породам комплекса, имеющим средне- и крупнозернистое строение.

Отличия и сходство наблюдаются в составе породообразующих минералов. Плагиоклаз в породах МВ, представленных габбро, варьируется от битов-нита в центральных частях вкрапленников до оли-гоклаза в краевых частях. В остальных породах, как в мафических включениях, так и в породах комплекса составы плагиоклазов близки. Наблюдаются даже случаи более основных составов плагиоклаза тоналитов (лабрадор, и46а/12) по отношению андезинов в МВ (и46б/12), что может указывать на взаимодействие между породами МВ и породами комплекса.

Магнезиальность амфибола незначительно, но выше в породах МВ (#Mgo.6-o.4), чем в породах комплекса (#М§о.5-о.зб). Магнезиальность биотита выше магнезиальности сосуществующего амфибола, это характерно для пород, сформированных на магматической стадии. Наблюдаемое равенство магнези-альностей амфибола и биотита возникает вследствие преобразования их составов (в большей степени амфибола) вблизи водного солидуса расплава, обратные соотношения характерны для стадии постмагматических изменений пород.

Набор акцессорных, рудных и вторичных минералов одинаков для всех выделенных типов пород, отличие лишь в присутствии ильменита в габбро МВ.

Химический состав пород, при наблюдаемых вариациях содержаний кремнезема, соответствует выделенным типам пород, все они характеризуются крайне низкой калиевостью и титанистостью. Вариации магнезиальности и фемичности пород

Ce

1-5.1 A U30b-3.1 ♦ U30b-7.1 -U30b-9.1 ..............U30b-1.1

1-4.1 —•— U30b-2.1 U30b-8.1----U30b-10.1 —♦— U30b-6.1

Рис. 8. Распределение РЗЭ в цирконах из мафического включения.

Fig. 8. REE distribution in zircons from the mafic inclusion.

находятся в соответствии с типами пород, при этом существенно отличается габбро МВ.

Таким образом, в целом наблюдается определенное сходство пород МВ и пород комплекса. При всех выявленных отличиях, скорее всего это родственные к породам комплекса образования. Однако наблюдаемая мелкозернистость пород и их в целом более основной (петрографический, минералогический, химический) состав не оставляет сомнений в том, что кристаллизация этих пород происходила в иных условиях.

Рассчитанные температуры и давления приведены в табл. 7 и показаны на рис. 9. Наиболее реальные средние температуры (выделено в таблице жирным шрифтом) получены при помощи геотермометра [Ridolfi et al., 2010].

Глубины формирования соответственно тоже близки, варьируются для мафических включений от 4.6 до 6.3 км, а для пород комплекса - от 4.3 до 6.2 км. Считается, что на западе массива мы видим более глубинные части магматической камеры.

Содержание воды в расплаве, равновесном с роговой обманкой, оценивается в породах комплекса в 6-7 мас. %, а в МВ - 7-8 мас. %, что согласуется с данными по водонасыщенным расплавам с амфиболом.

Температуры кристаллизации циркона из МВ, полученные расчетным путем по содержанию Ti, близки к полученным по Pl-Amp геотермометрам, давление при формировании МВ равно или выше.

Следы взаимодействия видны, например, в случаях более основного состава плагиоклаза в породах комплекса, вмещающих включения, а также фиксируются в спектрах распределениях РЗЭ про-датированных цирконов.

Согласно полученным новым данным U-Pb (SHRIMP RG), возраст цирконов из мафического включения составляет 392±7 млн лет. Время формирования пород собского комплекса, вмещающих МВ, определенное различными методами, укладывается в интервал 418-390 млн лет. Для более точных сравнений отсутствуют данные по содержа-

Таблица 6. Содержание иттрия, редкоземельных элементов, железа и титана (г/т). Температуры кристаллизации (°Ц в исследованных цирконах

Table 6. Concentrations of yttrium, rare-earth elements, iron and titanium (g/t). Crystallization temperatures (°C) for analyzed zircons

Зерно Y La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb Hf Fe 48Ti 49Ti t°

5.1ц 2183 249.10 417.8 126.72 35.8 11.76 89 180 400 1185 9314 161.1 54.8 54.1 1037

3.1к 315 0.012 2.5 0.11 0.4 0.15 4 22 63 191 8473 0.3 2.1 2.0 672

7.1ц 1913 14.08 61.0 10.27 3.7 1.36 25 132 376 1091 10202 19.5 2.1 2.0 671

9.1к 695 1.070 9.2 1.55 1.4 0.48 8 45 142 451 9797 10.2 1.8 1.9 658

1.1к 378 0.010 2.3 0.08 0.4 0.19 4 26 75 227 8860 0.2 2.4 2.4 682

4.1к 512 0.011 3.3 0.16 0.6 0.31 7 35 101 293 8694 0.2 2.8 2.8 695

2.1к 633 0.014 3.7 0.43 1.3 0.51 10 51 125 329 9739 0.3 2.2 2.1 676

8.1ц 2897 95.40 278.7 68.63 21.8 8.36 79 235 543 1454 12248 115.3 29.1 32.8 946

10.1к 500 0.012 5.2 0.25 0.8 0.32 7 35 100 292 9787 0.3 1.2 1.2 631

6.1ц 2663 0.021 53.4 0.74 2.3 1.08 29 183 553 1609 12558 2.2 1.1 1.0 619

Таблица 7. Расчет давления и температуры пород собского комплекса и мафических включений на основе данных микрозондового анализа по плагиоклазу и амфиболу

Table 7. Pressure rates and temperatures of the rocks of the Sobsky complex and mafic inclusions, as calculated from the microprobe data on plagioclase and amphibole

Название породы Образец P[1] P[2] Pcp P[3] T[4] T[5] Т[6] T[7] Tcp T[8]

ПК тоналит U2a/12 5.7 6.0 5.8 - 810 690 750 586 709 -

МВ кварцевый диорит U26/12 2.8 3.2 3.0 1.3 794 746 797 634 743 775

ПК кварцевый диорит U7a/l2 3.8 4.2 4.0 1.7 817 692 705 570 696 812

МВ диорит U76/12 3.1 3.5 3.3 1.4 768 719 730 591 702 787

ПК кварцевый диорит U43a/12 4.4 4.7 4.5 - 806 620 637 520 646 823

МВ габбро-диорит U436/12 4.6 4.9 4.8 - 746 643 679 550 654 821

ПК тоналит U12a/l2 2.5 2.9 2.7 1.2 740 763 887 687 769 758

МВ кварцсодержащий диорит U126/12 5.3 5.6 5.4 - 753 639 631 518 635 844

ПК кварцсодержащий диорит U70a/14 2.6 3.0 2.8 1.2 780 746 794 633 738 795

МВ габбро U706/14 3.1 3.5 3.3 1.4 738 641 621 518 630 807

ПК тоналит U27a/12 2.6 2.9 2.7 1.2 741 694 678 549 665 777

ПК кварцсодержащий диорит U47a/11 2.7 3.1 2.9 1.3 759 746 705 580 698 817

ПК кварцсодержащий диорит U506/14 2.8 3.2 3.0 1.3 806 758 765 614 736 802

МВ кварцевый диорит U56/14 2.7 3.1 2.9 - 751 675 671 552 662 -

МВ кварцевый диорит U56/14 4.4 4.7 4.6 - 792 668 662 537 665 -

МВ кварцсодержащий диорит U39/12 3.1 3.4 3.2 1.4 753 692 662 546 663 807

МВ кварцсодержащий диорит U39/12 3.0 3.3 3.1 1.4 729 654 670 553 651 793

МВ кварцсодержащий диорит U40/12 2.8 3.1 3.0 1.3 689 553 564 483 572 778

МВ кварцсодержащий диорит U51/14 3.0 3.3 3.2 1.4 795 745 796 633 743 784

МВ кварцсодержащий диорит U86/14 2.8 3.2 3.0 1.3 734 668 695 569 666 781

МВ габбро-диорит U306/12 4.3 4.6 4.5 - 734 658 698 565 664 811

МВ габбро-диорит U306/12 3.9 4.2 4.1 1.8 777 730 750 599 714 808

МВ габбро U26/11 4.3 4.6 4.4 1.9 776 787 982 732 819 841

МВ габбро U38/12 2.4 2.8 2.6 1.2 762 736 813 645 739 783

Примечание. Точность P[1-2]±0.5 Kbar, точность Т[3]±75 °С, Т[8]±22 °С; ПК - породы комплекса, МВ - мафические включения; РМ - [Hammarstrom, Zen, 1986]; РИ - [Schmidt, 1991]; PH - [Ridolfi et al., 2010]; TM - [Blundy, Holland, 1990]; ТИ - [Holland, Blundy, 1994]; T[6] - [Jaques et al., 1982]; T[7] - [Spear, 1981]; T[8] - [Ridolfi et al, 2010]. Рср рассчитаны из P[1-2], Тср рассчитаны из Т[4-6], Т[4-6] рассчитаны с учетом Рср.

Note. Accuracy Р[1-2]±0.5 Kbar; accuracy Т[3]±75°С, Т[8]±22°С; ПК - rocks of the Sobsky complex; МВ - mafic inclusions; P[1] - [Hammarstrom, Zen, 1986]; РИ - [Schmidt, 1991]; P[3 - [Ridolfi et al., 2010]; TM - [Blundy, Holland, 1990]; TH - [Holland, Blundy, 1994]; TM -[Jaques et al., 1982]; Tm - [Spear, 1981]; TP] - [Ridolfi et al., 2010]. Рср calculated from P[1-2]; T^ calculated from T[4-6 and T[4-6], taking Рср. into account.

нию Ti, РЗЭ в продатированных ранее цирконах. Таким образом, возраст цирконов из МВ близок в пределах погрешности верхнему пределу возраста цирконов вмещающих МВ пород собского комплекса.

Природа исследованных мафических включений. В классических работах термины «ассимиляция», «контаминация», «гибридные породы» рассматривались относительно процессов взаимодействия магматических пород с породами вмещающей рамы. Впоследствии было показано, что не меньшую роль в этих процессах играют явления минглинга и миксинга (для магм, как родственных по составу, так и контрастных) [Yoder, 1980; Didier, Barbarin, 1991; и др.]. Отсутствие закалочных кайм не позволяет рассматривать генезис МВ как пород, сформированных при процессах введения жидкого основного расплава в более кислую (и более холодную), также жидкую магму. Формирующиеся породы физико-химически и термически соответствуют про-

цессам введения в кристаллизующуюся магму малого по объему количества вещества, которое могло кристаллизоваться из подобного расплава ранее при более высокой температуре. Температура плавления этого вещества выше температуры плавления расплава, и оно не может расплавиться в магме. Если магма недонасыщена таким высокотемпературным материалом, то состав МВ не устойчив. Таким образом, на контактах начинают проявляться процессы взаимодействия, при определенной длительности которых в целом состав МВ и кристаллизующейся магмы выравнивается, т.е. в конечном счете возможна полная ассимиляция и контаминация мафических включений магмой. Первичная природа этого поступающего в магму вещества МВ проблематична. Это может быть: 1) материал первых, более основных по составу порций расплава, 2) материал, имеющий кумулятивную природу, 3) материал более поздних поступивших в расплав основных пород.

Рис. 9. Диаграмма Amp-Pl. Использованы данные по расчету давления [Fershtater, 1990]. Условные обозначения см. на рис. 4.

Fig. 9. Amp-Pl diagram. The calculated pressure values [Fershtater, 1990] are used. See Fig. 4 for the legend.

Какие породы могли попасть в кристаллизующуюся магму? Это должны быть магматические образования мелкозернистые, с характеристиками, сходными с породами собского комплекса. Этими породами могли быть габбро собского комплекса (габбро I фазы, описанные в северной части массива), но, согласно исследованиям предшественников, габбро - среднезернистые породы, а все наблюдаемые нами образования имеют мелкозернистую структуру. Описанные же в работе В.Р. Шмелева и Ф.Ц. Мона [Shmelev, Meng, 2013] мелкозернистые габбро, относимые к I фазе собского комплекса, имеют возраст 418 млн лет.

Мы рассматриваем механизм почти одновременного (более раннего или более позднего) поступления в магматическую камеру порции более высокотемпературного и основного расплава, возможно из промежуточного очага. Учитывая, насколько равномерно распространены включения в теле батолито-образного массива, можно предположить распределение по принципу везикуляции [Bindeman, 1995]. Возникающий слой прогретого расплава в силу другой плотности, по сравнению с относительно холодным кислым расплавом, оказывается неустойчивым, что приводит к образованию конвективных струй в верхние части магматической камеры. Относительно быстрый подъем расплава препятствует полному смешению разогретого и относительно холодного расплава, что позволяет сохраняться в породе минеральным ассоциациям, отвечающим различным стадиям процесса автоминглинга.

Наблюдаемое разнообразие состава, возможно, приобретено уже при процессах дальнейших взаимоотношений с кристаллизующимся расплавом.

Несомненно, что МВ находились в различное время в кристаллизующемся расплаве.

6. Заключение

Исследованные породы неизмененных мафических включений сложены габбро, габбро-диоритами, кварцсодержащими диоритами и кварцевыми диоритами, вмещающие их породы комплекса -кварцсодержащими диоритами, кварцевыми диоритами и тоналитами.

Породы МВ и вмещающие их породы комплекса (опробованные на контакте) характеризуются пор-фировидными структурами, присутствием зонального плагиоклаза, указывающими на гипабиссаль-ные условия формирования пород, при этом структуры МВ более мелкозернистые. Присутствие в составе пород комплекса и МВ роговой обманки (±биотит) указывает на кристаллизацию пород из водонасыщеных магм, выплавлявшихся над зоной субдукции. При общей близости магнезиальность амфиболов и основность плагиоклаза МВ выше, чем в породах комплекса.

Породы, слагающие комплекс, и породы МВ -породы нормальной и пониженной щелочности (натровые) известково-щелочной серии. Характеризуются общим низким содержанием оксида калия и оксида титана, стронция и циркония. Геохимические данные подчеркивают надсубдукцион-ную природу пород (наличие аномалий - отрицательной по Nb и положительной по Pb).

Установленный возраст (U-Pb, SIMS) МВ в пределах погрешности близок к возрасту пород ком-

плекса. Распределение РЗЭ в каймах продатиро-ванных цирконов указывает на то, что они формировались при наложенных процессах, что также подтверждает, что происходили процессы взаимодействия МВ и пород комплекса. Температуры измеренные и расчетные МВ и пород комплекса близки.

Вещество МВ могло попадать как в жидком, так и в полутвердом состоянии в кристаллизующуюся магму. Округлые и разноразмерные МВ равномерно распределены в породах собского комплекса.

Учитывая все полученные в ходе исследований данные, можно сделать вывод, что породы МВ родственны породам комплекса и являются автолита-ми. Порция более основной магмы поступала из промежуточного очага в кристаллизующуюся магму среднего состава, механизмом формирования включений был автоминглинг.

Таким образом, в результате проведенных комплексных исследований одного из типов мафических включений в породах собского комплекса установлены петрографические, минералогические и петролого-геохимические особенности мафических включений и вмещающих их пород собского комплекса, позволяющие утверждать, что МВ являются продуктом процессов смешения, проявленных при формировании собского комплекса.

7. Благодарности

Полевые и камеральные исследования начаты в рамках интеграционных межведомственных проектов 09-С-5-1017 и 12-С-5-1024 и продолжаются в рамках государственного задания ИГ Коми НЦ УрО РАН, №ГР АААА-А17-117121270035-0.

8. Литература / References

Andreichev V.L., 2000. Geochronology of metamorphic and magmatic processes in the crustal evolution of the Polar Urals. In: Intas-Europrobe Timpebar-Uralides workshop. Abstracts volume. Geotryckeriet, Saint Petersburg, p. 1.

Andreichev V.L. 2004. Isotopic Geochronometry of Ultramafic-Mafic and Granitic Associations of Eastern Slope of the Urals. Geoprint, Syktyvkar, 44 p. (in Russian) [Андреичев В.Л. Изотопная геохронометрия ультрамафит - ма-фитовых и гранитоидных ассоциаций восточного склона Урала. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 44 с.].

Andreichev V.L., Udoratina O.V., 2000. New data on age of ganitic rocks of the Kongor complex. In: Isotope dating of geological processes: new methods and results. GEOS, Moscow, p. 28-30 (in Russian) [Андреичев В.Л., Удора-тина О.В. Новые данные о возрасте гранитоидов конгорского комплекса // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. М.: ГЕОС, 2000. С. 28-30].

Antonov A.Yu., 2000. Genesis of mafic schlieren inclusions of Late Mesozoic granitic rocks of the Stanovoi Ridge. Tikhookeanskaya Geologiya (Russian Journal of Pacific Geology) 19 (4), 29-51 (in Russian) [Антонов А.Ю. К вопросу о генезисе мафических шлировидных включений в позднемезозойских гранитоидах Станового хребта // Тихоокеанская геология. 2000. Т. 19. № 4. С. 29-51].

Bindeman I.N. 1995. Retrograde vesiculation of basaltic magma in shallow sources: model of origin of melanocratic inclusions in felsic and intermediate rocks. Petrologiya (Petrology) 3 (6), 632-644 (in Russian) [Биндеман И.Н. Ретроградная везикуляция базальтовой магмы в малоглубинных очагах: модель происхождения мелано-кратовых включений в кислых и средних породах // Петрология. 1995. Т. 3. № 6. С. 632-644].

Blundy J.D., Holland T.J., 1990. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104 (2), 208-224. https://doi.org/10.1007/BF00306444.

Burmakina G.N., Tsygankov A.A., 2013. Mafic microgranular enclaves in Late Paleozoic granitoids in the Burgasy quartz syenite massif, western Transbaikalia: Composition and petrogenesis. Petrology 21 (3), 280-303. https://doi.org/ 10.1134/S086959111303003X.

Didier J., Barbarin B., 1991. Enclaves and Granite Petrology. Developments in Petrology, vol. 13. Elsevier, Amsterdam, 625 p.

Estrada S., Henjes-Kunst F., Burgath K.P., Roland N.W., Schäfer F., Khain E.V., Remizov D.N., 2012. Insights into the magmatic and geotectonic history of the Voikar massif, Polar Urals. Zeitschrift der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften 163 (1), 9-41. https://doi.org/10.1127/1860-1804/2012/0163-0009.

Fershtater G.B., 1990. Empirical plagioclase-hornblende barometer. Geokhimiya (Geochemistry International) (3), 328-342 (in Russian) [Ферштатер Г.Б. Эмпирический плагиоклаз-роговообманковый барометр // Геохимия. 1990. № 3. С. 328-342].

Gorbachenko K.N., Udoratina O.V., 2016. Hybrid rocks of the Sob complex (Sob batolith, Polar Urals). In: Petrology of magmatic and metamorphic complexes. Materials of the VIII All-Russian petrographic conference with international participation. Tomsk, p. 77-86 (in Russian) [Горбаченко К.Н., Удоратина О.В. Гибридные породы собского комплекса (Собский батолит, Полярный Урал) // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Материалы VIII Всероссийской петрографической конференции с международным участием. Томск, 2016. С. 77-86].

Hammarstrom J.M., Zen E.A., 1986. Aluminum in hornblende: an empirical igneous geobarometer. American Mineralogist 71 (11-12), 1297-1313.

Holland T., Blundy J., 1994. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116 (4), 433-447. https://doi.org/10.1007/BF00310 910.

Hoskin P.W., Schaltegger U., 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53 (1), 27-62. https://doi.org/10.2113/0530027.

Jaques A.L., Blake D.H., Donchak P.J.T., 1982. Regional metamorphism in the Selwyn Range area north-west Queensland. BMR Journal of Australian Geology and Geophysics 7 (3), 181-196.

Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., 2014. The Paleozoic evolution of the Polar Urals: the Voykarsky basin with the oceanic type crust existed for at least 65 million years. Bulletin of Moscow Society of Naturalists, Geological section 89 (5), 56-70 (in Russian) [Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В. Палеозойская эволюция Полярного Урала: Войкарский бассейн с корой океанического типа существовал не менее 65 млн лет // Бюллетень Московского общества испытателей природы. Отдел геологический. 2014. Т. 89. № 5. С. 56-70].

Kuznetsov N.B., Udoratina O.V., Andreichev V.L., 2000. Paleozoic isotope rejuvenation of douralide complexes and the problem of the evolution of the eastern margin of the East European continent in the Paleozoic. Bulletin of Voronezh State University, Geological Series 9, 15-19 (in Russian) [Кузнецов Н.Б., Удоратина О.В., Андреичев В.Л. Палеозойское изотопное омоложение комплексов доуралид и проблема эволюции восточной окраины Восточно-Европейского континента в палеозое // Вестник Воронежского государственного университета. Серия геологическая. 2000. Вып. 9. С. 15-19].

Lupanova N.P., Markin V.V., 1964. Greenschist Sequences of the Sob-Voikar Synclinorium (Eastern Slope of the Polar Urals). USSR Academy of Sciences Publishing House, Moscow-Leningrad, 175 p. (in Russian) [Лупанова Н.П., Маркин В.В. Зеленокаменные толщи Собско-Войкарского синклинория (восточный склон Полярного Урала). М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1964. 175 с.].

Moldavantsev Yu.E., 1960. Peculiarities of intrusive magmatism of the Polar Urals. In: P.Ya. Antropov (Ed.), Magmatism and related mineral deposits. Gosgeoltekhizdat, Moscow, p. 412-415 (in Russian) [Молдаванцев Ю.Е. Особенности проявления интрузивного магматизма на Полярном Урале // Магматизм и связь с ним полезных ископаемых / Ред. П.Я. Антропов. М.: Госгеолтехиздат, 1960. С. 412-415].

Morkovkina V.F., 1958. Granodiorite intrusion of gabbro-peridotite complex and related rare metal mineralization (Polar Urals). In: Proceedings of IGEM AS USSR, vol. 21, p. 70-111 (in Russian) [Морковкина В.Ф. Гранодиорито-вая интрузия габбро-перидотитовой формации и связанное с ней редкометалльное оруденение (Полярный Урал) // Труды ИГЕМ АН СССР. Вып. 21. 1958. С. 70-111].

Peive A.V., Vinogradov V.I. (Eds.), 1983. Geochemistry of Isotopes in Ophiolites of the Polar Urals. Nauka, Moscow, 183 p. (in Russian) [Геохимия изотопов в офиолитах Полярного Урала / Ред. А.В. Пейве, В.И. Виноградов. М.: Наука, 1983. 183 с.].

Plechov P.Yu., Fomin I.S., Mel'nik O.E., Gorokhova N.V., 2008. Evolution of melt composition during intrusion of basalts into a silicic magma chamber. Moscow University Geology Bulletin 63 (4), 247-257. https://doi.org/10.3103/ S0145875208040054.

Popov V.S., 1984. Mixing of magmas: important petrogenetic process. Proceedings of the Russian Mineralogical Society 113 (2), 229-240 (in Russian) [Попов В.С. Смешение магм - важный петрогенетический процесс // Записки Всесоюзного минералогического общества. 1984. Т. 113. № 2. С. 229-240].

Remizov D.N., 2004. Island Arc System of the Polar Urasl (Petrology and Evolution of Deep Zones). Yekaterinburg, 221 p. (in Russian) [Ремизов Д.Н. Островодужная система Полярного Урала (петрология и эволюция глубинных зон). Екатеринбург, 2004. 221 с.].

Remizov D.N., Grigor'ev S.I., Petrov S.Yu. et al., 2009. Magmatism of the Maly Urals island arc (Polar Urals). In: N.P. Yushkin (Ed.), Geology and mineral resources of the European Northeast of Russia. Materials of the XV Congress of Republic of Komi. Vol. 2. Geoprint, Syktyvkar, p. 322-324 (in Russian) [Ремизов Д.Н., Григорьев С.И., Петров С.Ю. и др. Магматизм Малоуральской островной дуги (Полярный Урал) // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XV геологического съезда Республики Коми / Ред. Н.П. Юшкин. Сыктывкар: Геопринт, 2009. Т. 2. С. 322-324].

Remizov D.N., Shishkin M.A., Grigoriev S.I. et al., 2015. State Geological Map of the Russian Federation. Scale 1:200000. Second edition. Polar Ural Series. Sheets Q-41-XXI, XXII (Evirgort). Explanatory Note. Ministry of Natural Resources and Ecology of the Russian Federation, Rosnedra, FSUE VSEGEI, JSC PUGGP, Saint Petersburg (in Russian) [Ремизов Д.Н., Шишкин М.А., Григорьев С.И. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200000. Издание второе. Серия Полярно-Уральская. Листы Q-41- XXI, XXII (Евыргорт). Объяснительная записка. СПб.: Министерство природных ресурсов и экологии Российской Федерации, Рос-недра, ВСЕГЕИ, ПУГГП, 2015].

Remizov D.N., Shishkin M.A., Grigoriev S.I., Stepunin A.V. et al., 2014. State Geological Map of the Russian Federation. Scale 1:200000 (second edition, digital). Polar Ural Series. Sheet Q-41-XVI (city of Khordyus). Explanatory Note. The VSEGEI Cartographic Factory, Saint Petersburg, 256 p. (in Russian) [Ремизов Д.Н., Шишкин М.А., Григорьев С.И., Степунин А.В. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб

1:200000 (второе издание, цифровое). Серия Полярно-Уральская. Лист Q-41-XVI (г. Хордъюс). Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2014. 256 с.].

Ridolfi F, Renzulli A., Puerini M., 2010. Stability and chemical equilibrium of amphibole in calc-alkaline magmas: an overview, new thermobarometric formulations and application to subduction-related volcanoes. Contributions to Mineralogy and Petrology 160 (1), 45-66. https://doi.org/10.1007/s00410-009-0465-7.

Schmidt M.W., 1991. Experimental calibration of the Al-in-hornblende geobarometer at 650 C. 3.5-13.0 kbar. Terra Abstracts 3 (1), 30.

Shishkin M.A., Astapov A.P., Kabatov N.V. et al, 2007. State Geological Map of the Russian Federation. Scale 1:1000000 (third generation). Ural series. Sheet Q-41 (Vorkuta). Explanatory Note. VSEGEI Cartographic Factory, Saint Petersburg, 541 p. (in Russian) [Шишкин М.А., Астапов А.П., Кабатов Н.В. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (третье поколение). Серия Уральская. Лист Q-41 (Воркута). Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2007. 541 с.].

Shmelev V.R., Meng F.C., 2013. The nature and age of basic rocks of the Rai-Iz Ophiolite massif (Polar Urals). Doklady Earth Sciences 451 (1), 758-761. https://doi.org/10.1134/S1028334X13070167.

Sobolev I.D., Latyshev A.V., Vikent'ev I.V., Kozyreva D.A., Khubanov B.D., Buyantuev M.D., 2017. Results of U-Pb (LA-ICP-MS) dating of zircons and first paleomagnetic data from intrusive rocks of the Petropavlovskoe and Novogodnee-Monto deposits, Polar Urals. In: V.V. Maslennikov, I.Yu. Melekestseva (Eds.), Metallogeny of ancient and modern oceans - 2017. Differentiations and reasons of diversity of ore deposits. IMin UB RAS, Miass, p. 210-213 (in Russian) [Соболев И.Д., Латышев А.В., Викентьев И.В., Козырева Д.А., Хубанов В.Б, Буянтуев М.Д. Результаты U-Pb (LA-ICP-MS) датирования цирконов и первые палеомагнитные данные из интрузивных пород месторождений Петропавловское и Новогоднее-Монто, Полярный Урал // Металлогения древних и современных океанов - 2017. Дифференциация и причины разнообразия рудных месторождений / Ред. В.В. Масленников, И.Ю. Мелекесцева. Миасс: ИМин УрО РАН, 2017. С. 210-213].

Sobolev I.D., Soboleva A.A., Udoratina O.V., Varlamov D.A., Hourigan J.K., Khubanov V.B., Buyantuev M.D., Soboleva D.A., 2018. Devonian island-arc magmatism of the Voikar zone in the Polar Urals. Geotectonics 52 (5), 531-563. https:// doi.org/10.1134/S0016852118050060.

Spear F.S., 1981. Amphibole-plagioclase equilibria: an empirical model for the relation albite + tremolite = edenite + 4 quartz. Contributions to Mineralogy and Petrology 77 (4), 355-364. https://doi.org/10.1007/BF00371564.

Starkov V.D., 1985. Intrusive Magmatism of Eugeosyncline Zones of the Polar Urals. USC AS USSR, Sverdlovsk, 384 p. (in Russian) [Старков В.Д. Интрузивный магматизм эвгеосинклинальных зон Полярного Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. 384 с.].

Sun S.-S., McDonough W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: A.D. Saunders, M.J. Norry (Eds.), Magmatism in the ocean basins. Geological Society, London, Special Publications, vol. 42, p. 313-345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19.

Udoratina O.V., Kuznetsov N.B., 2001. Late granitic dikes of the Sob complex (Polar Urals). In: Geology of European north of Russia. Issue 5. Syktyvkar, p. 64-72 (in Russian) [Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б. Поздние гранитоид-ные дайки Собского комплекса (Полярный Урал) // Геология европейского севера России. Вып. 5. Сыктывкар, 2001. С. 64-72].

Udoratina O.V., Kuznetsov N.B., 2007. Sob plagiogranite complex of the Polar Urals. Bulletin of Moscow Society of Naturalists, Geological section 82 (3), 49-59 (in Russian) [Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б. Собский плагиогра-нитный комплекс Полярного Урала // Бюллетень Московского общества испытателей природы. Отдел геологический. 2007. Т. 82. № 3. С. 49-59].

Udoratina O.V., Kuznetsov N.B., Larionov A.N., Shishkin M.A., 2008. U-Pb age of plagiogranitic rocks of th Sob pluton (Polar Urals). In: Petrology and mineralogy of the North Urals and Timan. Issue 5. Syktyvkar, p. 52-62 (in Russian) [Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б., Ларионов А.Н., Шишкин М.А. U-Pb возраст плагиогранитоидов Собского массива (Полярный Урал) // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана. № 5. Сыктывкар, 2008. С. 52-62].

Udoratina O.V., Kuznetsov N.B., Matukov D.I., 2005. Age of granitic rocks of the Yanaslor pluton (Polar Urals): U-Pb data. In: Petrology of igneous and metamorphic complexes. Issue 5, Vol. 1. CNTI, Tomsk, p. 135-142 (in Russian) [Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б., Матуков Д.И. Возраст гранитоидов Янаслорского массива (Полярный Урал): U-Pb данные // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 5. Томск: ЦНТИ, 2005. Т. 1. С. 135-142].

Udoratina O.V., Kuznetsov N.B., Pavlenko T.I., 2000. Granitic rocks of the Sob complex (Polar Urals). In: Petrology of igneous and metamorphic rocks. CNTI, Tomsk, p. 82-86 (in Russian) [Удоратина О.В., Кузнецов Н.Б., Павленко Т.И. Гранитоиды собского комплекса (Полярный Урал) // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Томск: ЦНТИ, 2000. С. 82-86].

Udoratina O.V., Shatagin K.N., KuznetsovN.B., 2003. Sobsky plagiogranitoid complex of the Polar Urals: the first Sm-Nd isotopic data. In: Structure of the lithosphere and geodynamics. Proceedings of the XX All-Russian youth conference. IEC SB RAS, Irkutsk, p. 189-191 (in Russian) [Удоратина О.В., Шатагин К.Н., Кузнецов Н.Б. Собский пла-гиогранитоидный комплекс Полярного Урала: первые Sm-Nd изотопные данные // Строение литосферы и геодинамика: Материалы XX Всероссийской молодежной конференции. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. С. 189-191].

Valui G.A., 1997. Formation of autoliths in granitic rocks as fluid-magmatic layering of melts. Tikhookeanskaya Geologiya (Russian Journal of Pacific Geology) 16 (1), 11-20 (in Russian) [Валуй Г.А. Образование автолитов в гранитоидах как флюидно-магматическое расслоение расплавов // Тихоокеанская геология. 1997. Т. 16. № 1. С. 11-20].

Watson E.B., Wark D.A., Thomas J.B., 2006. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology 151 (4), 413-433. https://doi.org/10.1007/s00410-006-0068-5.

Yazeva R.G., Bochkarev V.V., 1984. Voikar Volcano-Plutonic Belt (Polar Urals). USC AS USSR, Sverdlovsk, 160 p. (in Russian) [Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Войкарский вулкано-плутонический пояс (Полярный Урал). Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. 160 с.].

Yoder H. (Ed.), 1980. The Evolution of the Igneous Rocks. Princeton University Press, Princeton, 588 p. [Русский перевод: Эволюция изверженных пород / Ред. Х. Йодер. М.: Мир, 1983. 528 с.].

СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ | INFORMATION ABOUT AUTHORS

Оксана Владимировна Удоратина

канд. геол.-мин. наук

Институт геологии им. Н.П. Юшкина Коми НЦ УрО РАН 167982, Сыктывкар, ул. Первомайская, 54, Россия

Томский государственный университет 634050, Томск, пр. Ленина, 50, Россия

И e-mail: udoratina@geo.komisc.ru

(!) https://orcid.org/0000-0001-9956-6271

Oksana V. Udoratina

Candidate of Geology and Mineralogy

N.P. Yushkin Institute of Geology of Komi Science Center, Ural Branch of RAS 54 Pervomayskaya street, Syktyvkar 167982, Russia

Tomsk State University

50 Lenin ave., Tomsk 634050, Russia

Мэтью А. Кобл

PhD, Research and Development Scientist and Engineer

Stanford University, Department of Geological Sciences Stanford, California 94305, USA

e-mail: coblem@stanford.edu © https://orcid.org/0000-0002-7536-0559

Matthew A. Coble

PhD, Research and Development Scientist and Engineer

Stanford University, Department of Geological Sciences Stanford, California 94305, USA

Александр Сергеевич Шуйский

Институт геологии им. Н.П. Юшкина Коми НЦ УрО РАН 167982, Сыктывкар, ул. Первомайская, 54, Россия

e-mail: self88@yandex.ru © https://orcid.org/0000-0002-6928-9354

Aleksander S. Shuyskiy

N.P. Yushkin Institute of Geology of Komi Science Center, Ural Branch of RAS 54 Pervomayskaya street, Syktyvkar 167982, Russia

Валентина Алексеевна Капитанова

Институт геологии им. Н.П. Юшкина Коми НЦ УрО РАН 167982, Сыктывкар, ул. Первомайская, 54, Россия

e-mail: kapitanova@geo.komisc.ru © https://orcid.org/0000-0001-9220-1261

Valentina A. Капнтанова

N.P. Yushkin Institute of Geology of Komi Science Center, Ural Branch of RAS 54 Pervomayskaya street, Syktyvkar 167982, Russia