Взаимодействие габброидной и гранитоидной магм при формировании Преображенского интрузива, Восточный Казахстан

GEODYNAMICS & TECTONOPHYSICS

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

ISSN 2078-502X

2017 VOLUME 8 ISSUE 2 PAGES 311-330

https://doi.org/10.5800/GT-2017-8-2-0243

Interactions between gabbroid and granitoid magmas during

FORMATION OF THE PREOBRAZHENSKY INTRUSION, EAST KAZAKHSTAN

S. V. Khromykh1, 2, G. N. Burmakina3, A. A. Tsygankov3, 4, P. D. Kotler1, A. G. Vladimirov1, 2 5

1 V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS, Novosibirsk, Russia

2 Novosibirsk State University, Novosibirsk, Russia

3 Geological Institute, Siberian Branch of RAS, Ulan-Ude, Russia

4 Buryat State University, Ulan-Ude, Russia

5 Tomsk State University, Tomsk, Russia

Abstract: The paper reports on studies of the Preobrazhensky gabbro-granitoid intrusion, East Kazakhstan, composed of the rocks that belong to four phases of intrusion, from quartz monzonites and gabbroids to granite-leucogranites. Specific relationships between basite and granitoid rocks are usually classified as the result of interactions and mixing of liquid magmas, i.e. magma mingling and mixing. Basite rocks are represented by a series from biotite gabbros to monzodiorites. Granitoids rocks are biotite-amphibole granites. Porphyric granosyenites, combining the features of both granites and monzodiorites, are also involved in mingling. It is established that the primary granitoid magmas contained granosyenite/quartz-monzonite and occurred in the lower-medium-crust conditions in equilibrium with the garnet-rich restite enriched with plagioclase. Monzodiorites formed during fractionation of the parent gabbroid magma that originated from the enriched mantle source. We propose a magma interaction model describing penetration of the basite magma into the lower horizons of the granitoid source, which ceased below the viscoplastic horizon of granitoids. The initial interaction assumes the thermal effect of basites on the almost crystallized granitic magma and saturation of the boundary horizons of the basite magma with volatile elements, which can change the composition of the crystallizing melt from gabbroid to monzodiorite. A 'boundary' layer of monzodiorite melt is formed at the boundary of the gabbroid and granitoid magmas, and interacts with granitoids. Due to chemical interactions, hybrid rocks - porphyric granosyenites - are formed. The heterogeneous mixture of monzodiorites and granosyenites is more mobile in comparison with the overlying almost crystallized granites. Due to contraction fracturing in the crystallized granites, the heterogeneous mixture of monzodiorites and granosyenites penetrate into the upper rock levels. Examples of the magma interaction causing the formation of mingling structures at the middle and upper crust levels can be viewed as indicative of 'fast', active processes of the mantle-crust interaction, when the mantle magmas actively drain the lithosphere and melt the substance of the lower-middle crust. An important role is played by the temperature gradient in the sublithospheric mantle. It directly affects the degree of its melting and the volumes of basite magmas. Nonetheless, the permeability of the lithosphere is also important - the above-described

RESEARCH ARTICLE Received: November 23, 2016

Revised: January 10, 2017

Recommended by E.V. Sklyarov Accepted: January 26, 2017

For citation: Khromykh S.V., Burmakina G.N., Tsygankov А.А., Kotler P.D., Vladimirov A.G., 2017. Interactions between gabbroid and granitoid magmas during formation of the Preobrazhensky intrusion, East Kazakhstan. Geodynamics & Tectonophysics 8 (2), 311-330. doi:10.5800/ GT-2017-8-2-0243.

Для цитирования: Хромых С.В., Бурмакина Г.Н., Цыганков А.А., Котлер П.Д., Владимиров А.Г. Взаимодействие габброидной и грани-тоидной магм при формировании Преображенского интрузива, Восточный Казахстан // Геодинамика и тектонофизика. 2017. Т. 8. № 2. С. 311-330. doi:10.5800/GT-2017-8-2-0243.

scenario is possible if the lithosphere is either thin or easily permeable due to the development of strike-slip and extension fractures. In the Late Paleozoic, the territory of East Kazakhstan was part of the Altai collision system of hercinides. The late stages of its evolution (300-280 Ma) were accompanied by large-scale mantle and crustal magma-tism corresponding to the formation of the Late Palaeozoic large igneous province related to the activity of the Tarim mantle plume. The influence of the mantle plume on the lithospheric mantle led to an increase in the temperature gradient, and the lithosphere weakened by shear movements of the collapsing orogenic structure was permeable to mantle magmas, which caused the processes of mantle-crustal interaction.

Key words: gabbro-granitoid intrusions; interaction of magmas; mingling; mixing; Central Asia; accretion-collision systems; Late Paleozoic

Взаимодействие габброидной и гранитоидной магм при формировании Преображенского интрузива, Восточный Казахстан

С. В. Хромых1, 2, Г. Н. Бурмакина3, А. А. Цыганков3, 4, П. Д. Котлер1, А. Г. Владимиров1, 2, 5

1 Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия

2 Новосибирский государственный университет, Новосибирск, Россия

3 Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия

4 Бурятский государственный университет, Улан-Удэ, Россия

5 Томский государственный университет, Томск, Россия

Аннотация: Приведены результаты исследования Преображенского габбро-гранитоидного интрузива в Восточном Казахстане. В его строении участвуют породы четырех интрузивных фаз, от кварцевых монцонитов и габброидов до гранит-лейкогранитов. Между базитовыми и гранитоидными породами наблюдаются специфические взаимоотношения, которые принято классифицировать как результат взаимодействия в жидком состоянии и смешения магм (процессы минглинга и миксинга). Базитовые породы представлены рядом от биотитовых габбро до монцодиоритов, гранитоидные - биотит-амфиболовыми гранитами. В минглинг-взаи-модействии определены также порфировидные граносиениты, сочетающие в себе черты как гранитов, так и монцодиоритов. Установлено, что первичные гранитоидные магмы имели граносиенитовый/кварцево-мон-цонитовый состав и были сформированы в нижне-среднекоровых условиях в равновесии с обогащенным плагиоклазом гранатсодержащим реститом. Формирование монцодиоритов происходило при фракционировании родоначальной габброидной магмы, которая произошла из обогащенного мантийного источника. Предложена модель взаимодействия магм, описывающая внедрение в нижние горизонты гранитоидного очага базитовой магмы, которая остановилась под вязкопластичным горизонтом гранитоидов. Начавшееся взаимодействие предполагало тепловое воздействие базитов на почти закристаллизованную гранитную магму и насыщение пограничных горизонтов базитовой магмы летучими, что могло привести к изменению состава кристаллизующегося расплава от габброидного до монцодиоритового. На границе габброидной и гранитоидной магм возник «пограничный» слой монцодиоритового расплава, который вступил во взаимодействие с гранитоидами. Результатом химического взаимодействия явилось образование гибридных пород - порфировидных граносиенитов. Сформированная гетерогенная смесь монцодиоритов и граносиенитов оказалась более подвижной по сравнению с вышележащими практически закристаллизованными гранитами, а возникновение в последних контракционных трещин обусловило проникновение и подъем гетерогенной смеси граносиенитов и монцодиоритов на более верхние уровни. Примеры взаимодействия магм с формированием минглинг-структур на средне- и верхнекоровых уровнях могут рассматриваться как индикатор «быстрых», активных процессов мантийно-корового взаимодействия, когда мантийные магмы активно дренируют литосферу и плавят вещество нижней-средней коры. Определяющее значение имеет температурный градиент в подлитосферной мантии, который напрямую влияет на степени ее плавления и объемы базито-вых магм, однако немаловажную роль играет и проницаемость литосферы: для реализации рассмотренного сценария литосфера должна быть либо маломощна, либо хорошо проницаема вследствие сдвигово-раздвиго-вых движений. Территория Восточного Казахстана в позднем палеозое являлась частью Алтайской коллизионной системы герцинид, поздние стадии эволюции которой (300-280 млн лет назад) сопровождались проявлением масштабного мантийного и корового магматизма, отвечающего формированию поднепалеозой-ской крупной изверженной провинции, связанной с активностью Таримского мантийного плюма. Воздействие мантийного плюма на литосферную мантию привело к повышению температурного градиента, а ослабленная сдвиговыми движениями литосфера коллапсирующего орогенного сооружения оказалась проницаемой для мантийных магм, что вызвало процессы мантийно-корового взаимодействия.

Ключевые слова: габбро-гранитоидные интрузии; взаимодействие магм; минглинг; миксинг; Центральная Азия; аккреционно-коллизионные системы; поздний палеозой

1. Введение

Процессы мантийно-корового взаимодействия играют существенную роль в преобразовании литосферы, формировании и эволюции континентальной коры, определяют закономерности размещения и специфику месторождений полезных ископаемых. Исследование процессов мантийно-корового взаимодействия особенно актуально в пределах аккреционно-коллизионных складчатых поясов, где разнообразие геодинамических обста-новок и магмообразующих субстратов, наблюдающееся как для мантийных, так и для коровых магм, может приводить к совмещению различных механизмов такого взаимодействия. Одним из прямых индикаторов процессов мантийно-корового взаимодействия являются габбро-гранитоидные интрузивы, имеющие обычно сложное многофазное строение. В последние десятилетия установлено, что их формирование связывается с воздействием базитовых магм мантийной природы на коровые субстраты, а разнообразие пород в значительной степени определяется процессами дифференциации первичных магм, их контаминации и смешения с вновь образованными выплавками из коровых субстратов [Huppert, Sparks, 1988; Litvinovsky et al., 1992; Sklyarov, Fedorovskii, 2006; Konopelko et al., 2011; Li et al., 2012]. Главным индикатором процесса мантийно-корового взаимодействия в таких интрузиях являются случаи прямого сосуществования контрастных по составу базитовых и кремнекислых магм. Одним из примеров описанных процессов является Преображенский габбро-гранито-идный массив (Восточный Казахстан).

2. Геологическое строение Преображенского массива

На современном эрозионном срезе массив представляет собой вытянутый в северо-западном направлении овал размерами 15x8 км (рис. 1). Породы массива прорывают толщи песчаников и алевролитов раннего карбона (буконьская свита Ci) и ороговиковывают их вблизи контакта. Значительная часть коренных пород перекрыта рыхлыми четвертичными отложениями Зайсанской впадины, однако северная и центральная части массива

достаточно обнажены. В строении массива участвуют породы четырех интрузивных фаз. Первой фазой являются средне- и крупнозернистые мон-цониты и кварцевые монцониты, развитые по всей периферии массива. В северо-восточной части массива монцониты прорываются небольшим телом среднемелкозернистых габбро-норитов второй фазы. Наибольшее распространение на современном эрозионном срезе имеют породы третьей фазы -среднезернистые биотит-амфиболовые граниты с фацией лейкогранитов и лейкограносиенитов. Четвертой интрузивной фазой являются монцодиори-ты (габбро-монцодиориты) - темно-серые мелкозернистые породы, прорывающие биотит-амфи-боловые гранитоиды третьей фазы с резкими контактами и присутствием ксенолитов (рис. 2, а).

В центральной, северо-западной и северо-восточной частях массива (см. рис. 1) монцодиориты четвертой фазы повсеместно сопровождаются пор-фировидными граносиенитами. Это мелкозернистые породы, также прорывающие биотит-амфи-боловые граниты главной фазы. Между диоритами и порфировидными граносиенитами наблюдаются специфические взаимоотношения (рис. 2), которые принято классифицировать как результат взаимодействия в жидком состоянии и/или смешения магм (процессы минглинга и миксинга). Как мон-цодиориты, так и порфировидные граносиениты встречаются в форме округлых нодулей в гранитах размерами до десятков сантиметров (рис. 2, б, г); нодули монцодиоритов могут достигать 1-2 м, при этом крупные тела диоритов практически повсеместно окружены ореолом более мелких нодулей, иногда наблюдаются вытянутые рои меланократо-вых включений (рис. 2, в). Форма контакта диоритов с граносиенитами - фестончатая, характерная для пограничных поверхностей двух жидкостей с разной вязкостью (рис. 2, г, д, е, ж). Диоритовые нодули характеризуются среднемелкозернистой структурой, причем на контакте с гранитоидами размерность зерен заметно уменьшается (рис. 2, е, ж), свидетельствуя о быстром остывании магмы в контакте с относительно низкотемпературным гранитным расплавом. В порфировидных граноси-енитах уменьшение зернистости не отмечается даже в контакте с диоритами. Как диориты, так и граносиенит-порфиры сохраняют на всех участках первичные магматические структуры и массивные

Рис. 1. Схема геологического строения Преображенского интрузива. Составлена по [Ermolov et al., 1983] с авторскими уточнениями.

1 - вмещающие породы (роговики по песчаникам и алевролитам Ci, вулканические породы C2-3); 2 - монцониты и кварцевые монцониты 1-й фазы; 3 - габбро 2-й фазы; 4 - граносиениты и граниты 3-й фазы; 5 -диориты 4-й фазы; 6 - послегранитовые дайки долеритов (а), граносиенит-порфиров (б), гранит-порфиров и аплитов (в). Кружками обведены обнаруженные проявления минглинг-взаимоотношений диоритов и порфировидных граносиенитов. На врезке - схема центральной части Алтайской коллизионной системы (модифицировано по [Vladimirov et al., 2008]). 1 - осадочные и метаморфические структурно-вещественные комплексы Алтайской коллизионной системы в террейнах: Ж-С - Жарма-Саурском, Ч - Чарском, К-Н - Калба-Нарым-ском; 2 - фрагменты океанических структурно-вещественных комплексов в Чарском офиолитовом поясе; 3 - массивы гранито-идов Сз-Pi, нерасчлененные; 4 - субщелочные андезит-базальтовые серии посторогенной природы (C3-P1); 5 - массивы субщелочных габброидов и пикритоидов Pi; 6 - габбро-гранитоидные интрузии (П - Преображенский, Т - Тастауский, Д - Дельбеге-тейский массивы); 7 - главные разломы и направления смещений по ним.

Fig. 1. Schematic geological structure of the Preobrazhensky intrusion. After [Ermolov et al., 1983], modified by the authors.

1 - host rock (hornfelse on sandstone and aleurolite Ci, volcanic rock C2-3); 2 - monzonite and quartz monzonite (phase 1); 3 - gabbro (phase 2); 4 - granosyenite and granite (phase 3); 5 - diorite (phase 4); 6 - post-granite dykes of dolerite (a) granosyenite-porphyre (б), granite-porphyre aplite (в). Circles - areas with revealed mingling relationships between diorite and porphyritic granosyenite. Inset -scheme of the central part of the Altai collision system (modified after [Vladimirov et al., 2008]). 1 - sedimentary and metamorphic structural-material complexes of the Altai collision system in terranes: Ж-С - Zharma-Saur, Ч - Chara, K-H - Kalba-Narym; 2 - fragments of oceanic structural-material complexes in the Char ophiolite belt; 3 - granitoid С3-Р1, non-dissected; 4 - post-orogenic subalkali andesite-basalt series (C3-P1); 5 - subalkali gabbroid and picritoide P1; 6 - gabbro-granitoid intrusion (П - Preobrazhensky, T - Tastau, Д -Delbegetey massifs); 7 - main fault and its displacement direction.

Рис. 2. Характер взаимодействия магматических пород в Преображенском интрузиве.

а - ксенолиты граносиенитов 3-й фазы в диоритах 4-й фазы; б - нодули монцодиоритов (темно-серые) и порфировидных граносиенитов (светло-серые) в гранитах 3-й фазы; в - вытянутый «рой» диоритовых нодулей среди гранитов 3-й фазы; г - нодуль монцодиорита в порфировидном граносиените, в диорите присутствуют лейкократовые кварц-полевошпатовые включения, свидетельствующие об активном взаимодействии магм; д - контакт монцодиоритов и порфировидных граносиенитов, обнажение; е, ж - контакт монцодиоритов и порфировидных граносиенитов, скан среза образца.

Fig. 2. Interactions of igneous rocks in the Preobrazhensky intrusion.

а - xenolithe of granosyenite (phase 3) in diorite (phase 4); б - monzodiorite nodule (dark gray) and porphyritic granosyenite (light grey) in granite (phase 3); в - elongated 'swarm' of diorite nodules among granites (phase 3); г - monzodiorite nodule in porphyritic granosyenite; there are leucocratic quartz-feldspar inclusions in diorite, which is indicative of active interactions of magmas. Contact of monzodiorite and porphyritic granosyenite: д - image of the outcrop; е, ж - scanned image of the sample cut.

текстуры. Наблюдаемые взаимоотношения соответствуют признакам внедрения базитовой магмы в магму кислого состава или слабоконсолидиро-ванные гранитоиды, сформулированным для случаев взаимодействия магм в различных геодинамических обстановках [Litvinovsky et al., 1992; Sklyarov, Fedorovskii, 2006; Burmakina, Tsygankov, 2013]. Для понимания причин и построения модели взаимодействия базитовой и кислой магм при формировании Преображенского интрузива нами были проведены петрографические, минералогические, петрогеохимические исследования пород, участвующих в специфических взаимодействиях: а) мон-цодиоритов (как тел со сложной морфологией, так и нодулей), б) порфировидных граносиенитов, сопровождающих монцодиориты и участвующих в минглинг-структурах; в) вмещающих гранитов главной фазы массива.

3. Методика исследований

Петрографическое описание шлифов проводилось при помощи оптического поляризационного микроскопа Carl Zeiss Axio Scope.Al с фотокамерой Canon EOS 650D. Основным методом определения химического состава минералов был рентгено-спектральный микроанализ в варианте энергодисперсионной спектрометрии (ЭДС) на сканирующих электронных микроскопах (СЭМ) LEO-1430VP (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск; ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ). Анализ методом ЭДС проводился при силе тока зонда 1 нА, диаметр зонда 10 нм, анализ проводился сканированием площадки 5x5 мкм. Стабильность параметров съемки контролировалась периодическим измерением кобальта. Пределы обнаружения по главным и петрогенным элементам составляли 0.1 мас. %. Определение содержаний петрогенных элементов в породах выполнено методом рентгенофлуоресцентного анализа с использованием установки СРМ-25; определение концентраций редких и редкоземельных элементов (Y, Zr, Nb, Ta, Hf, TR, Th, U) выполнено методом ICP-MS на масс-спектрометре «ELEMENT» фирмы Finnigan по стандартной методике (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск).

4. Петрография и минералогия минералов

Петрографические особенности пород приведены на рисунке 3, составы минералов приведены на рисунке 4. Граниты главной фазы массива - средне-зернистые равномерно-зернистые породы с алло-триоморфно-зернистой структурой (рис. 3, а). Главными минералами являются плагиоклаз и калие-

вый полевой шпат, находящиеся приблизительно в равных соотношениях (суммарное их количество варьируется в пределах 40-60 об. %). Полевые шпаты образуют в целом более крупные идиоморфные зерна (особенно калиевый полевой шпат), чем кварц, который представлен ксеноморфными зернами меньшего размера. Количество кварца варьируется от 20 до 40 об. %, что определяет разнообразие гранитоидных пород - от граносиенитов до монцогранитов и монцолейкогранитов. Темноцветные минералы занимают от 5 до 15 об. % и представлены буро-зеленым амфиболом (обычно преобладает) и биотитом. Плагиоклаз соответствует олигоклазу, калиевый полевой шпат содержит от 5 до 30 % альбитового минала. Амфибол представлен ферроэденитом с #Mg=22-34, биотит характеризуется высокой железистостью (/=68-74). Акцессорные минералы представлены магнетитом, апатитом, сфеном, цирконом.

Монцодиориты четвертой фазы, прорывающие граниты, - мелкозернистые темно-серые породы, обладающие массивной текстурой и первично-магматической структурой (рис. 3, б). Главными минералами являются плагиоклаз (от 40 до 60 %), образующий субидиоморфные лейсты, идиоморфный буро-зеленый амфибол (от 20 до 30 %), биотит (от 10 до 15 %); также повсеместно присутствует калиевый полевой шпат (от 10 до 15 %), кварц (до 5 %), встречается клинопироксен (до 10 %). Соотношения минералов могут варьироваться, наиболее меланократовые образцы содержат большие количества плагиоклаза, амфибола и клинопиро-ксена и могут быть отнесены к диоритам. Кроме того, в северо-западной части массива обнаружен небольшой выход меланократовых биотитовых габбро (среднезернистые породы с офитовой структурой, содержащие 60 % плагиоклаза, 30 % клинопироксена, 10 % биотита, рис. 3, в) являющихся, по-видимому, наиболее основной породой в этой группе. Характерная петрографическая особенность этой группы пород - почти повсеместное зональное строение плагиоклаза, ядра представлены лабрадор-битовнитом (#Ап=60-74), средние части зерен - андезином (#Ап=37-49), а краевые части и поздние мелкие зерна - олигоклазом (#Ап=16-31). Амфибол по составу отвечает эдениту с #Mg=56-77, биотит имеет пониженную желези-стость (/=40-48 в диоритах и /=23-49 в биотитовых габбро). Клинопироксен с железистостью /=26-32 соответствует в диоритах салиту, а в габбро - высококальциевому авгиту. Акцессорные минералы этих пород представлены апатитом, ильменитом, сфеном. Необходимо отметить, что вблизи контакта диоритов с граносиенитами в диоритах наблюдается повышение количества кварца и калиевого полевого шпата.

Рис. 3. Петрография пород Преображенского интрузива. Микрофотографии шлифов.

а - среднезернистый гранит 3-й фазы, обр. Х-274; б - мелкозернистый диорит 4-й фазы, обр. Х-263; в - мелкозернистое габбро 4-й фазы, обр Х-1313; г - мелкозернистый порфировидный граносиенит 4-й фазы, обр. Х-251. Обозначения минералов: Px - пироксен, Pl - плагиоклаз, Amp - амфибол, Bt - биотит, Kfs - калиевый полевой шпат, Qtz - кварц.

Fig. 3. Petrography of the rocks sampled from the Preobrazhensky intrusion. Photomicrographs of polished sections.

а - medium-grained granite (phase 3), sample X-274; б - fine-grained diorite (phase 4), sample X-263; в - fine-grained gabbro (phase 4), sample X-1313; г - fine-grained porphyritic granosyenite (phase 4), sample X-251. Minerals: Px - pyroxene, Pl - plagioclase, Amp - amphibole, Bt - biotite, Kfs - potassium feldspar, Qtz - quartz.

I

317

8.0

Амфиболы

XCa

эденит

Fe-эдвнит

50

Диопсид

паргасит

fCanum

40 7/  & /

S$o / Авгит 30V ^

Fe-паргасит

низко-Са авгит

Mg пижонит

En / бронзит / гиРерШпен

Si, ф.ед.

XMg

ХС&

Геденбергит

Fe-салит >-л

Пироксены

низко-Са Fe-авгит

Fe-пижонит

Fe-zunepmceH эвлит

20

50

80

7.5

7.0

6.5

6.0

5.5

, олигоклаз/андезин

" Мл д

30

ру*

$ олигоклаз $ /

Плагиоклазы

Лабрадор \ бит

битовнит

Fs

XFe

70

90

1

♦

2

3

Д

4

Рис. 4. Состав минералов пород Преображенского интрузива. Классификация минералов проведена в соответствии с [Morimito et al., 1989; Leake at al., 1997; Rieder et al., 1998].

1 - минералы гранитов 3-й фазы: амфиболы, плагиоклазы, слюды; 2 - минералы диоритов 4-й фазы: амфиболы, пироксены, плагиоклазы, слюды; 3 - минералы габбро 4-й фазы: пироксены, плагиоклазы, слюды; 4 - минералы порфировидных граносие-нитов 4-й фазы: амфиболы, плагиоклазы, слюды.

Fig. 4. Compositions of minerals in the rocks from the Preobrazhensky intrusion. The minerals are classified according to [Morimito et al., 1989; Leake et al., 1997; Rieder et al., 1998].

1 - minerals of granite (phase 3): amphibole, plagioclase, mica; 2 - minerals of diorite (phase 4): amphibole, pyroxene, plagioclase, mica; 3 - minerals of gabbro (phase 4): pyroxene, plagioclase, mica; 4 - minerals of porphyritic granosyenite (phase 4): amphibole, plagioclase, mica.

Граносиениты, сопровождающие монцодиориты, имеют выраженную порфировидную структуру, которая обусловлена более крупными зернами плагиоклаза и калиевого полевого шпата на фоне мелкозернистого матрикса (рис. 3, г). Эти зерна могут иметь размеры от 2-3 до 7-8 мм, их количество может достигать 20-25 %. Остальной объем породы сложен плагиоклазом и калиевым полевым шпатом поздней генерации (в равных пропорциях, всего около 50 %), субидиоморфным мелким амфиболом (до 10 %), мелкими лейстами биотита (до 10 %), ксеноморфным кварцем (до 20 %). Акцессорные минералы - апатит и сфен. Плагиоклаз пер-

вой генерации имеет выраженное зональное строение, центральные части зерен соответствуют оли-гоклазу (#Ап=23-29), иногда - андезину (#Ап=37-39), а краевые, так же как и зерна поздней генерации, близки к альбиту (#Ап=11-20). Калиевый полевой шпат первой генерации - пертитовый, содержит большое количество альбитовых ламелей. Амфибол соответствует эдениту с #Mg=54-72, биотит имеет среднюю железистость (/=42-46) и низкие содержания титана (2.1-3.4 мас. % ТЮ2). Состав темноцветных минералов в граносиенитах практически идентичен составу амфибола и биотита в монцодиоритах. Акцессорные минералы - апатит и

сфен. Вблизи контакта граносиенитов с диоритами в них уменьшается количество кварца, увеличивается содержание темноцветных минералов (амфибола и, в меньшей степени, биотита).

Сравнение составов минералов изученных пород приведено на рисунке 4. Пироксены присутствуют только в биотитовых габбро и диоритах и представлены салитом в диоритах и более магнезиальным авгитом в габбро, также встречены единичные мелкие зерна гиперстена. Амфиболы в диоритах, габбро и порфировидных граносиенитах представлены эденитом, вариации их состава обнаруживают корреляцию между магнезиальностью и содержанием Si в формуле. Амфиболы в гранитах отличаются по составу и представлены ферроэде-нитом. Отчетливой корреляции между содержанием Si и магнезиальностью не наблюдается. Биотиты гранитов так же существенно отличаются от биотитов других изученных пород повышенной железистостью: /=68-74 против /=23-49. Плагиоклаз в гранитах 3-й фазы имеет сравнительно стабильный состав и отвечает олигоклазу с вариацией анортитового компонента от Лпд до Лпгд. Содержание калия достигает 1.2 мас. % K2O. В порфировид-ных граносиенитах состав плагиоклаза, напротив, варьируется достаточно широко. Практически чистый альбит (от Лиг) проявлен в виде пертитовых вростков в калиевом полевом шпате или мелких зерен в основной массе. Центральные части крупных зерен-вкрапленников сложены олигоклазом (до Лп29), в трех случаях - андезином (Лп39). Большинство этих зерен зональные, их краевые части соответствуют кислому олигоклазу (ЛП10-15). Содержание калия невелико (не более 0.7 мас. % K2O). Наибольшие вариации состава характерны для плагиоклазов из диоритов. Именно в этих породах наибольшее количество зональных зерен, их центральные части отвечают лабрадор-битовниту (от Либо до ЛП74), средние части зерен представлены андезином (от ЛП37 до Лп4д), а краевые, так же как и мелкие зерна поздней генерации, олигоклазом (от Лп1б до Лп31). Пертитовые вростки в калиевом полевом шпате - альбит с Лп2-Лпб. Плагиоклазы в биотитовых габбро практически идентичны по особенностям внутреннего строения и состава плагиоклазам из диоритов (рис. 4).

Проведенное сравнение свидетельствует, что биотитовые габбро и диориты являются почти идентичными породами, отличаясь только количеством водосодержащих минералов (прежде всего амфибола). Учитывая повышенную магнезиаль-ность темноцветных минералов, можно предположить, что биотитовые габбро - результат кристаллизации наиболее примитивных расплавов. Грано-сиениты также обнаруживают значительную близость к габбро-диоритовой серии, что подчеркива-

ется прежде всего составом темноцветных минералов, сходным зональным строением плагиоклаза и присутствием пертитового калиевого полевого шпата. Все эти породы могут быть отнесены к четвертой интрузивной фазе и произошли из одной родоначальной магмы. Предшествующие граниты третьей фазы отличаются по составу слагающих минералов (амфиболы, биотиты, плагиоклаз) и, очевидно, являются результатом дифференциации другой родоначальной кислой магмы.

5. Вещественный состав

Проведено определение концентраций главных компонентов по 30 пробам, представительные анализы пород (16 проб) приведены в таблице. Содержание кремнезема варьируется в гранитоидах 3-й фазы от 67 до 74 мас. %, в габбро и монцодиоритах - от 51 до 61 мас. %, в порфировидных граносиенитах - от 67 до 69 мас. %. Все изученные породы содержат повышенные количества щелочей и относятся к субщелочному петрохимическому ряду. Содержания калия высокие, что позволяет отнести диориты (монцодиориты) к высоко-К известково-щелочной серии, а граниты 3-й фазы - к шошони-товой серии (рис. 5). По классификации гранито-идных пород, предложенной в работе [Frost et al., 2001], составы гранитов третьей фазы отнесены к железистым породам щелочно-известковой и щелочной серий, в то время как составы диоритов занимают промежуточное положение между железистыми и магнезиальными породами и между из-вестково-щелочной и щелочно-известковой сериями (рис. 5). Различия в составах гранитоидов 3-й фазы и диоритов подчеркиваются разными трендами дифференциации петрогенных компонентов, наибольшие различия демонстрирует поведение CaO, MgO, AI2O3 (рис. 6). Граниты 3-й фазы характеризуются низкими содержаниями CaO, MgO и заметной вариацией содержаний AI2O3, что обусловлено фракционированием плагиоклаза. Первичные гранитоидные магмы, очевидно, имели граносие-нитовый/кварцево-монцонитовый состав. Монцо-диориты 4-й фазы слабо дифференцированы по содержанию глинозема, однако демонстрируют заметные вариации в содержаниях MgO и CaO, что свидетельствует об интенсивном фракционировании клинопироксена. Вместе с тем некоторые анализы диоритов (рис. 6) демонстрируют с увеличением кремнекислотности не только снижение концентраций MgO и CaO, но также и AI2O3, что обусловлено не фракционированием клинопироксена, а контаминацией диоритовых магм при взаимодействии с гранитоидами. Это подтверждено минералогическими наблюдениями - на контакте с

Представительные анализы пород Преображенского массива Representative analysis of the rocks from the Preobrazhensky massif

10

11

12

13

X-1079 X-1090 X-1083 X-274

X-1070 X-261

X-1104 X-1094 X-1076 X-1095 X-936

X-1082 X-943

14

X-263

15_

X-938

16

X-1100

SiOz

TiOz

АЬОз

FeO*

MnO

MgO

CaO

NazO

K2O

P2O5

П.п.п.

Сумма

NK/A

A/CNK

Rb

Sr

Y

Zr

Nb

Cs

Ba

68.81 0.37 15.45 3.86 0.07 0.49 1.66 4.24 4.82 0.10 0.42 100.01 0.79 1.01 108 202 33 292 11.8 4.6 505

69.53 0.31 14.29 5.56 0.05 0.29 0.94 4.18 5.12 0.07 0.31 100.21 0.87 1.01 98 91 46 461 15.4 3.0 340

70.54 0.31 14.41 3.95 0.05 0.37 1.24 4.18 4.85 0.07 0.45 100.13 0.84 1.00 90 142 43 339 14.7 3.7 398

70.59 0.26 14.58 3.15 0.05 0.38 1.23 3.99 5.22 0.07 0.50 99.81 0.84 1.01

98

99 49 342 17.6 5.1 351

71.79 0.24

13.84 2.96 0.04 0.31 1.09 4.02 5.08 0.04 0.66

99.85 0.88 0.98 94 89 50 358 15.7 2.6 277

71.85 0.25 14.22 2.79 0.05 0.34 1.08 4.21 4.92 0.06 0.30 99.88 0.86 1.00 110 110 42 342 14.9 4.7 384

72.27 0.14 14.62 2.58 0.03 0.18 1.09 4.12 5.03 0.04 0.24 100.17 0.84 1.03 123 158 16.6 103

9.5

2.6 402

73.78 0.13 14.05 2.18 0.04 0.18 1.08 3.53 4.90 0.04 0.54 100.32 0.79 1.07 149 128 15.5 94 10.3 9.0 282

74.04 0.16 13.21 2.78 0.02 0.05 0.20 4.18 5.45 0.03 0.29 100.19 0.97 1.00 105

11.5 50 371 15.8 1.89 81

52.57

I.99 15.98

II.48 0.14 3.95 6.00 3.88 3.46 1.22 0.61 100.28 0.63 0.76 99 632 49 296 22

4.2 514

52.68 2.08 15.70 11.54 0.16 5.02 6.83 3.67 1.73 0.86 1.27 100.38 0.50 0.77 27 613 41 214 15.0 0.78 362

53.28

I.79 15.86

II.17 0.16 4.51 6.47 3.79

2.03 0.59 1.68 100.35 0.53 0.78 49 573 35 244 9.2

2.4 381

53.53 2.02 15.91 11.00 0.16 4.31 6.55 4.12 2.21 0.80 0.79 100.32 0.58 0.75 47 589 46 331 16.8 1.08 412

54.37

1.92 15.81 11.05 0.15 4.09 6.26

3.93 2.02 0.77 1.21 100.64 0.55 0.79 31 583 44 258 15.4 1.56 475

54.46 1.91 16.01 10.57 0.15 4.30 6.49 3.86 2.06 0.74 1.04 100.54 0.54 0.78 36 543 43 286 15.9 1.41 405

68.65 0.47 14.91 4.72 0.07 0.53 1.70 3.98 4.85 0.12 0.51 100.16 0.79 1.00 87 227 39 341 13.2 1.50 624

Окончание таблицы

End of Table

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16

X-1079 X-1090 X-1083 X-274 X-1070 X-261 X-1104 X-1094 X-1076 X-1095 X-936 X-1082 X-943 X-263 X-938 X-1100

La 31 40 41 53 38 41 21 19.6 53 47 26 21 31 30 29 36

Ce 65 93 87 119 85 91 40 40 118 107 64 51 73 74 67 78

Pr 8.4 12.1 11.5 14.0 11.0 11.0 5.3 5.3 15.6 15.5 8.9 7.8 9.9 9.8 9.4 10.3

Nd 30 45 41 51 42 40 19.2 18.5 53 60 37 32 43 42 38 37

Sm 5.9 8.8 8.0 9.8 8.5 7.8 3.8 3.9 10.2 11.6 8.3 6.9 8.6 8.6 8.8 7.0

Eu 1.10 0.61 0.73 0.65 0.54 0.66 0.60 0.43 0.22 2.7 2.1 2.1 2.1 2.6 1.90 1.39

Gd 5.5 8.0 7.2 8.1 7.7 6.7 3.2 3.3 9.4 10.1 7.8 6.6 9.4 8.3 8.6 6.5

Tb 0.95 1.30 1.19 1.57 1.47 1.26 0.48 0.49 1.71 1.54 1.27 1.13 1.42 1.47 1.29 1.00

Dy 4.9 7.4 6.6 9.3 7.5 7.8 2.6 2.5 8.7 8.2 7.6 5.8 7.8 8.6 7.4 6.0

Ho 0.96 1.46 1.32 1.71 1.51 1.41 0.48 0.46 1.72 1.59 1.42 1.05 1.61 1.63 1.58 1.20

Er 2.9 4.4 3.8 5.0 4.4 4.3 1.42 1.18 4.8 4.4 4.0 3.2 4.8 4.5 4.6 3.6

Tm 0.46 0.67 0.60 0.87 0.70 0.70 0.21 0.19 0.75 0.68 0.66 0.49 0.67 0.71 0.63 0.58

Yb 2.8 4.3 3.9 6.3 4.5 5.0 1.45 1.26 4.7 4.2 3.8 3.0 4.3 4.7 4.0 3.7

Lu 0.40 0.62 0.56 0.93 0.65 0.75 0.21 0.19 0.65 0.62 0.61 0.43 0.66 0.69 0.60 0.56

Hf 7.6 11.9 9.2 12.1 9.9 11.8 3.7 3.5 11.2 6.9 5.0 5.6 7.9 7.5 7.0 9.2

Та 0.98 0.96 1.14 1.96 0.93 1.39 1.25 1.43 0.93 1.16 0.96 0.63 1.04 1.07 0.98 1.36

Th 13.6 7.7 11.9 16.4 8.8 16.3 14.8 15.6 10.8 3.3 3.3 4.4 3.7 3.9 4.7 17.0

U 1.81 2.1 3.1 2.8 2.4 3.2 1.64 2.0 2.8 1.02 0.73 1.81 1.97 1.26 1.36 3.8

Z РЗЭ 160 228 214 281 214 220 100 98 282 275 174 143 198 198 183 193

сLa/Yb)N 7.3 6.2 7.0 5.7 5.7 5.5 9.5 10.5 7.6 7.5 4.7 4.8 4.8 4.3 4.9 6.5

Eu/Eu* 0.58 0.22 0.29 0.22 0.20 0.27 0.50 0.36 0.07 0.73 0.76 0.93 0.72 0.93 0.66 0.62

Примечание. 1-9 - биотит-амфиболовые граниты 3-й фазы (граносиениты, граниты, лейкограниты]; 10-15 - габбро и монцодиориты 4-й фазы; 16 - порфировидный граносиенит 4-й фазы. NK/A=(Na20+K20]/Ah03, мол. %; А/СМ&АЬОзДСаО+ИагО+КгО], мол. %; Eu/Eu*=EuN/[(SmN+GdN]/2]. Петрогенные компоненты - в мае. %, редкие элементы - в г/т.

Note. 1-9 - biotite-amphibole granite (phase 3] (granosyenite, granite, leucogranite]; 10-15 - gabbro and monzodiorites (phase 4]; 16 - porphyritic granosyenite (phase 4]. NK/A=(Na20+K20]/Al203, mol. %; A/CNK=Al203/(Ca0+Na20+K20], mol. %; Eu/Eu*=EuN/[(SmN+GdN)/2]. Main components - in wt. %, rare elements - in ppm.

15-

10-

Na20 + K20

Рис. 5. Состав пород Преображенского интрузива на классификационных диаграммах «SiO2 vs. сумма щелочей» [Middlemost, 1985]; «SiO2 vs. K2O» [Peccerillo, Taylor, 1976]; «SiO2 vs. FeO*/(FeO*+MgO>, «SiO2 vs. Na2O+K2O-CaO» [Frost et al., 2001]. 1 - составы гранитоидов 3-й фазы; 2 - составы диоритов 4-й фазы; 3 - составы порфировидных граносие-нитов 4-й фазы.

Fig. 5. Composition of the rocks from the Preobrazhensky intrusion in classification diagrams: SiO2 vs. total alkali [Middlemost, 1985]; SiO2 vs. K2O [Peccerillo, Taylor, 1976]; SiO2 vs. FeO*/(FeO*+MgO), SiO2 vs. Na2O+K2O-CaO [Frost et al., 2001]. Compositions: 1 - granitoid (phase 3); 2 - diorite (phase 4); 3 - porphyritic granosyenite (phase 4).

гранитоидами и граносиенитами в диоритах увеличивается количество калиевого полевого шпата, кварца и состав плагиоклаза становится более кислым. Порфировидные граносиениты по содержанию петрогенных компонентов близки к гранитам 3-й фазы, однако их составы явно смещены в сторону составов диоритов (см. рис. 5, 6).

Редкоэлементный состав изученных пород продемонстрирован на спектрах распределения РЗЭ и

РЭ (рис. 7). В гранитах 3-й фазы наблюдается преобладание легких лантаноидов над тяжелыми и ярко выраженные минимумы в концентрациях Ва, Sr, Ей, а также Та, № и Т, что может свидетельствовать о формировании их расплавов в равновесии с обогащенным плагиоклазом гранатсодержа-щим реститом. Углубление минимумов в содержаниях Ва, Sr, Ей от граносиенитов к лейкократовым гранитам связано с фракционированием плагио-

18

16-

14

12

AIA

•

о

Щт

•

SiOj

18

16

О

14

AIA

ô

12

MgO

50

60

70

80

"T"

4

-Г" 6

8

Рис. 6. Состав пород Преображенского интрузива на вариационных диаграммах <^Ю2-Са0», «SЮ2-MgO», <^Ю2-А1203», «MgO-Al2O3». 1 - состав гранитоидов 3-й фазы; 2 - состав диоритов 4-й фазы (обведены контаминирован-ные разности, пояснения в тексте); 3 - состав порфировидных граносиенитов 4-й фазы.

Fig. 6. Compositions of the rocks from the Preobrazhensky intrusion in variation diagrams: SiO2-CaO, SiO2-MgO, SiO2-AI2O3, MgO-Al2O3. 1 - granite (phase 3); 2 - diorite (phase 4) (contamination is marked, see explanations in the text); 3 - porphyritic granosyenite (phase 4).

клаза и, возможно, калиевого полевого шпата при эволюции магм, а углубление минимума в концентрации Т - с фракционированием ильменита и биотита. Характерной особенностью гранитов (исключая дифференцированные лейкократовые разности) является повышенная концентрация высокозарядных элементов ^г, Н£ Т и) и легких лантаноидов ^а, Се), что наряду с повышенной же-лезистостью и высокой щелочностью сближает граниты третьей фазы с гранитоидами А2-типа, формирование которых связывают с плавлением кислого материала континентальной коры под

воздействием мантийных магм [ОгеЪепткоу, 2014]. Диориты характеризуются преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми и отсутствием значительного Еи-минимума. Повышенные для базито-вых пород концентрации крупноионных лито-фильных элементов и калия свидетельствуют о их формировании за счет обогащенного мантийного источника. По концентрациям и особенностям распределения редких и редкоземельных элементов составы диоритов и родоначальных габбро близки к составам базальтов океанических островов (01В).

500

1 -1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1—

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Рис. 7. Спектры распределения редкоземельных и редких элементов в породах Преображенского интрузива. Концентрации РЗЭ нормированы на углистый хондрит Ci [Boynton, 1984], концентрации РЭ - на примитивную мантию [Taylor, McLennan, 1985]. Условные обозначения - см. рис 6.

Fig. 7. Spectra of distributions of the rare-earth and rare elements in the rocks from the Preobrazhenskii intrusion. REE concentrations normalized to chondrite Ci [Boynton, 1984], ER concentrations - to the primitive mantle [Taylor, McLennan, 1985]. See the symbols in Fig. 6.

6. Обсуждение результатов

Результаты проведенных минералогических и петролого-геохимических исследований позволяют перейти к обсуждению вопросов происхождения габброидной и гранитоидной магм и их взаимодействия при формировании Преображенского

интрузива. Минералогические и петрогеохимиче-ские данные свидетельствуют о существовании двух родоначальных магм - габброидной и гранитоидной. Как следует из геохимических данных, родоначальная гранитоидная (граносиенитовая) магма выплавлялась в равновесии с плагиоклазо-вым гранат(?)-содержащим реститом в результате

термального воздействия на нижнесреднекоровые субстраты мантийных магм. Процесс ее эволюции, сопровождавшийся фракционированием плагиоклаза и биотита, привел к формированию гранито-идов (от граносиенитов до лейкократовых грани-тоидов) третьей - главной - интрузивной фазы Преображенского массива. Габброидная магма формировалась за счет обогащенного мантийного источника, имеющего «плюмовые» геохимические характеристики. В процессе ее эволюции определяющую роль играло фракционирование клинопиро-ксена. Монцодиориты являются результатом этого фракционирования, однако определенное влияние на их состав могли иметь процессы контаминации габброидной магмы гранитным материалом. Наиболее сложные по структуре и составу породы -порфировидные граносиениты - несут в себе черты как габброидной, так и гранитоидной магмы: по составам породообразующих минералов (амфибол, биотит, плагиоклаз) они являются результатом дифференциации габброидной магмы, однако по вещественному, в том числе редкоэлементному, составу близки к гранитам третьей фазы. Это позволяет заключить, что граносиениты имеют гибридную природу и являются результатом смешения габброидной и гранитоидной магм.

Судя по низкой степени метаморфизма вмещающих пород, становление массива и процессы взаимодействия магм происходили в гипабиссальных условиях. Вышеописанные граничные условия позволяют предложить следующую модель взаимодействия габброидной и гранитоидной магм в Преображенском массиве (рис. 8). Сформированные в результате плавления нижнесреднекоровых субстратов гранитные магмы достигли гипабис-сальных уровней, где образовался гранитоидный очаг Преображенского интрузива. В нижние горизонты гранитоидного очага произошло внедрение базитовой магмы (биотитовые габброиды). Очевидно, что гранитоиды находились в вязкопла-стичном неостывшем состоянии, поскольку в противном случае (остывший гранитоидный массив) при внедрении базитовой магмы возникли бы хрупкие трещины и образовалась бы серия габбро-идных даек. Таким образом, базитовая магма остановилась под вязкопластичным горизонтом грани-тоидов и началось взаимодействие: со стороны маловязкой базитовой магмы происходило прежде всего тепловое воздействие на почти закристаллизованную гранитную магму. Можно предполагать, что в гранитоидном очаге оставалось некоторое количество остаточного расплава, обогащенного несовместимыми (в том числе летучими) компонентами. Из-за значительного градиента в содержаниях летучих компонентов (габброидная магма более сухая, что подтверждается несущественным

количеством биотита в них) началось насыщение пограничных горизонтов базитовой магмы летучими, что вместе с процессами фракционирования клинопироксена могло привести к изменению состава кристаллизующегося расплава от габброид-ного до монцодиоритового (рис. 8, а). Вероятно, на границе габброидной и гранитоидной магм возник «пограничный» слой монцодиоритового расплава, который и вступил во взаимодействие с гранитои-дами.

Дальнейшее взаимодействие монцодиоритовой магмы с гранитоидным очагом сопровождалось активным переносом компонентов Ca, Al, Mg из диоритов в граниты, а K, Si, Na - из гранитов в диориты. Подтверждением активного химического взаимодействия являются наблюдаемые изменения состава и соотношений минералов вблизи контактов диоритов и гранитоидов. Результатом химического взаимодействия явилось образование гибридных пород - порфировидных граносиенитов (рис. 8, б). Диоритовая магма, содержащая ранние вкрапленники амфибола и биотита, химически взаимодействовала с гранитной, что привело к ее «раскислению». Вследствие этого амфибол в грано-сиенитах зачастую выглядит резорбированным -результат взаимодействия с кислой магмой. Появление порфировых вкрапленников калиевого полевого шпата и плагиоклаза происходило уже из гибридизированной водонасыщенной магмы. Гра-носиенитовая и диоритовая магмы существовали одновременно, но не гомогенизировались в силу разной плотности, обусловленной разным составом и, по-видимому, температурой. Именно между двумя этими магмами и происходили процессы минглинг-взаимодействия (рис. 8, б), обусловившие фестончатые контакты, взаимопроникновения, нодули диоритов в граносиенитах. Таким образом, процесс взаимодействия магм начался на уровне основания гранитного очага.

Сформированная гетерогенная смесь монцодио-ритов и граносиенитов оставалась достаточно горячей и при этом значительно флюидонасыщен-ной, вследствие чего оказалась менее плотной по сравнению с нижележащей базитовой магмой и более подвижной по сравнению с вмещающими вышележащими практически закристаллизованными гранитами. В остывающих сверху гранитах рано или поздно возникали трещины, что и обусловило проникновение и подъем гетерогенной смеси граносиенитов и монцодиоритов на более верхние уровни, произошло внедрение, в виде четвертой интрузивной фазы, гетерогенной смеси из диоритовой и граносиенитовой магм (рис. 8, в). Диоритовая магма в гетерогенной смеси, как более высокотемпературная, кристаллизовалась раньше и сформировала мелкозернистые породы. Граносиенито-

Стадия 1

прогрев и мооилизация летучих компонентов

насыщение пограничного слоя летучими компонентами, ко шпал m нация габброидной магмы

Стадия 2

/ пограничный слои граноещнитовои магмы

пограничный слой монцодиоритовой магмы

более или менее контаминироваипая габброидная магма

Стадия 3

закристаллизованные граниты

Рис. 8. Модель взаимодействия габброидной и гранитоидной магм в Преображенском интрузиве.

Стадия 1 - взамодействие первичной габброидной магмы с гранитоидным очагом. Стадия 2 - активное взаимодействие конта-минированных и гибридизированных магм, формирование минглинг-структур. Стадия 3 - подъем гетерогенной смеси граноси-енитовой и диоритовой магм в более верхние уровни.

Fig. 8. The model showing interactions between gabbroid and granitic magmas in the Preobrazhensky intrusion.

Stage 1 - interaction of the primary gabbroid magma with the granitic chamber. Stage 2 - active interaction between contaminated and hybridized magmas, and formation of mingling structures. Stage 3 - uplifting of the heterogeneous mixture of granosyenite magma and diorite magma to the upper levels.

вая магма в гетерогенной смеси, уже содержащая кристаллы амфибола, биотита, ранних полевых шпатов, застыла с формированием порфировидной структуры. После остывания всей системы стало возможным развитие глубокопроникающих трещин через весь гранитный очаг, что привело к внедрению из нижнего очага родоначальной бази-товой магмы в виде дайки биотитовых габбро.

7. Заключение

Развитие вышеописанных процессов взаимодействия родоначальной базитовой магмы с гра-нитоидным очагом было возможно только в случае незавершенной кристаллизации последнего (степень кристаллизации - не менее 70-80 %), когда гранитная масса находилась в вязкопластичном состоянии и при этом была уже весьма насыщена летучими компонентами. Именно наличие не-остывшего гранитоидного очага и привело к развитию минглинг-структур. Это подчеркивает субсинхронность формирования главного гранитного очага (породы 3-й фазы) и внедрения в его основание базитовой магмы (4-я фаза). Таким образом, минглинг-проявления на примере средне- и верх-некоровых уровней могут рассматриваться как индикатор «быстрых», активных процессов мантий-но-корового взаимодействия, когда мантийные магмы активно дренируют литосферу и плавят вещество нижней коры. Безусловно, определяющую роль играет температурный градиент в подлито-сферной мантии, который напрямую влияет на степени ее плавления и объемы базитовых магм, однако немаловажную роль играет и проницаемость литосферы для реализации рассмотренного сценария. Литосфера должна быть либо маломощна, либо хорошо проницаема вследствие сдвигово-раздвиговых движений.

Территория Восточного Казахстана в позднем палеозое являлась частью Алтайской коллизионной системы герцинид, сформированной при взаимодействии Сибирского и Казахстанского палео-континентов [Shcherba et al., 1998; Vladimirov et al., 2003]. Эволюция коллизионной системы началась с закрытия в раннем карбоне (турне - визе) Обь-Зайсанского океанического бассейна с формированием чешуйчатой системы покровов, а формирование собственно орогенного сооружения произошло в конце раннего карбона (серпухов), что фиксируется появлением континентальных молассовых отложений башкирского яруса с базальными конгломератами в отдельных межгорных впадинах [Shcherba et al., 1998]. Орогенез не затронул всей территории (вариант «мягкой» коллизии), благодаря чему реликты коры океанического бассейна

сохранились в осевой части Чарской палеоокеани-ческой зоны [Vladimirov et al., 2003]. Индикатором утолщения коры в результате орогенеза и коллизионных процессов являются раннекаменноуголь-ные плагиогранитоиды бугазского комплекса, проявленные в виде немногочисленных массивов в Жарма-Саурской зоне. На всех стадиях орогенеза существенную роль играли крупноамплитудные сдвиговые перемещения, обусловленные косым столкновением Сибирского и Казахстанского па-леоконтинентов [$епдог et а1., 1993; БызО et а1., 2003; ЕгтоШ, 2013]. На поздних стадиях эволюции Алтайской коллизионной системы крупноамплитудные левосторонние перемещения происходили вдоль Чарской офиолитовой зоны, Иртышской и Северо-Восточной зон смятий. Именно эти движения, сопровождавшиеся в том числе менее амплитудными перемещениями вдоль оперяющих разломов субширотной ориентировки, сформировали окончательную геологическую структуру этого региона [БызО et а1., 2003].

Поздние стадии эволюции Алтайской коллизионной системы сопровождались наиболее масштабным магматизмом. Как показали проведенные в последние годы петрологические и геохронологические исследования, в интервале 300-280 млн лет назад на территории проявился разнообразный по составу и формам проявления мантийный и коровый магматизм - вулканические бимодальные базальт-андезит-риолитовые серии; дацит-риода-цит-риолитовые вулканоплутонические структуры; гипабиссальные массивы субщелочных габбро и пикритов с Т и Си-№-ЭПГ оруденением; интрузивные гранодиорит-плагиогранитные ассоциации, с которыми связывается Аи оруденение; габб-ро-гранитоидные интрузивные массивы и, наконец, крупнейшие гранодиорит-гранит-лейкогра-нитные батолиты (Калбинский и Жарминский), сопровождаемые дайковыми роями долеритов, лампрофиров, диорит-порфиров, гранит-порфиров и онгонитов и редкометалльным Ве, Та, №з, W, Sn) пегматитовым оруденением [Lopatnikov et а1., 1982; ЕгтоО et а1., 1983; БИсИегЬа et а1., 1998; Vladimirov et а1., 2008; КИготукИ et а1., 2011, 2013, 2014, 2016; О'уасИШ, 2012; Ко^ег et а1., 2015; Боко^а et а1., 2016]. Проявление масштабного магматизма в коротком временном интервале свидетельствует о существенном термическом градиенте в земной коре и литосферной мантии. В этот же возрастной интервал на значительной территории западной части Центрально Азиатского складчатого пояса (от Казахстана до СЗ Китая и Южной Монголии) зафиксирован маштабный мантийный, включая трапповые излияния, и коровый, включая формирование крупных гранитоидных батолитов, магматизм [Бопзепко et а1., 2006; Р^а]по et а1., 2009;

Dobretsov et al, 2010; Li et al., 2014; Xu et al., 2014; Yarmolyuk et al., 2014; и др.], проявления которого объединяются в позднепалеозойскую крупную изверженную провинцию, связанную с активностью Таримского мантийного плюма [Dobretsov et al., 2010; Xu et al, 2014; Yarmolyuk et al, 2014]. Именно воздействие мантийного плюма на литосферную мантию привело к повышению температурного градиента, а ослабленная сдвиговыми движениями литосфера коллапсирующего орогенного сооруже-

ния оказалась проницаемой для мантийных магм, что вызвало процессы мантийно-корового взаимодействия.

8. Благодарности

Работа выполнена при поддержке Министерства образования и науки РФ (проект № 5.1688.2017/ ПЧ), РФФИ (проект 15-35-20815-мол_а_вед).

9. Литература / References

Borisenko A.S., Sotnikov V.I., Izokh A.E., Polyakov G.V., Obolensky A.A., 2006. Permo-Triassic mineralization in Asia and its relation to plume magmatism. Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 47 (1), 170-186.

Boynton W.V., 1984. Cosmochemistryof the rare earth elements: meteorite studies. In: P. Henderson (Ed.). Rare earth element geochemistry. Developments in Geochemistry, vol. 2. Elsevier, Amsterdam, p. 63-114. https://doi.org/ 10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3.

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.

Buslov M.M., Watanabe T., Smirnova L.V., Fujiwara I., lwata K., de Grave I., Semakov N.N., Travin A.V., Kir'yanova A.P., Kokh D.A., 2003. Role of strike-slip faults in Late Paleozoic - Early Mesozoic tectonics and geodynamics of the Altai-Sayan and East Kazakhstan folded zone. Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 44 (1-2), 49-75.

D'yachkov B.A., 2012. Genetic Types of Rare Metal Deposits of the Kalba-Narym Zone. VKTGU, Ust-Kamenogorsk, 130 p. (in Russian) [Дьячков Б.А. Генетические типы редкометалльных месторождений Калба-Нарымского пояса. Усть-Каменогорск: ВКГТУ, 2012. 130 с.].

Dobretsov N.L., Borisenko A.S., Izokh A.E., Zhmodik S.M., 2010. A thermochemical model of Eurasian Permo-Triassic mantle plumes as a basis for prediction and exploration for Cu-Ni-PGE and rare-metal ore deposits. Russian Geology and Geophysics 51 (9), 903-924. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2010.08.002.

Ermolov P.V., 2013. Topical Issues of Isotope Geology and Metallogeny of Kazakhstan. Kazakh-Russian University, Karaganda, 206 p. (in Russian) [Ермолов П.В. Актуальные проблемы изотопной геологии и металлогении Казахстана. Караганда: Издательско-полиграфический центр Казахстанско-Российского университета, 2013. 206 с.].

Ermolov P.V., Vladimirov A.G., Izokh A.E., Polyanskii N.V., Kuzebnyi V.S., Revyakin P.S., Bortsov V.D., 1983. Orogenic Magmatism of Ophiolite Belts (Evidence from Eastern Kazakhstan). Nauka, Novosibirsk, 207 p. (in Russian) [Ермолов П.В., Владимиров А.Г., Изох А.Э., Полянский Н.В., Кузебный В.С., Ревякин П.С., Борцов В.Д. Орогенный магматизм офиолитовых поясов (на примере Восточного Казахстана). Новосибирск: Наука, 1983. 207 с.].

Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., Arculus R.J., Ellis D.J., Frost C.D., 2001. A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42 (11), 2033-2048. https://doi.org/10.1093/petrology/42.11.2033.

Grebennikov A.V., 2014. A-type granites and related rocks: Petrogenesis and classification. Russian Geology and Geophysics 55 (9), 1074-1086. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2014.08.003.

Huppert H.E., Sparks S.J., 1988. The generation of granitic magmas by intrusion of basalt into continental crust. Journal of Petrology 29 (3), 599-624. https://doi.org/10.1093/petrology/29.3.599.

Khromykh S.V., Kuibida M.L., Kruk N.N., 2011. Petrogenesis of high-temperature siliceous melts in volcanic structures of the Altai collisional system of Hercynides (Eastern Kazakhstan). Russian Geology and Geophysics 52 (4), 411-420. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2011.03.004.

Khromykh S.V., Sokolova E.N., Smirnov S.Z., Travin A.V., Annikova I.Y., 2014. Geochemistry and age of rare-metal dyke belts in eastern Kazakhstan. Doklady Earth Sciences 459 (2), 1587-1591. https://doi.org/10.1134/S1028334X 14120174.

Khromykh S.V., Tsygankov A.A., Kotler P.D., Navozov O.V., Kruk N.N., Vladimirov A.G., Travin A.V., Yudin D.S., Burmakina G.N., Khubanov V.B., Buyantuev M.D., Antsiferova T.N., Karavaeva G.S., 2016. Late Paleozoic granitoid magmatism of Eastern Kazakhstan and Western Transbaikalia: Plume model test. Russian Geology and Geophysics 57 (5), 773-789. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2015.09.018.

Khromykh S.V., Vladimirov A.G., Izokh A.E., Travin A.V., Prokop'ev I.R., Lobanov S.S., Azimbaev E., 2013. Petrology and geochemistry of gabbro and picrites from the Altai collisional system of Hercynides: Evidence for the activity of the Tarim plume. Russian Geology and Geophysics 54 (10), 1288-1304. https://doi.org/10.1016Zj.rgg.2013.09.011.

Konopelko D.L., Biske Y.S., Kullerud K., Seltmann R., Divaev F.K., 2011. The Koshrabad granite massif in Uzbekistan: Petrogenesis, metallogeny, and geodynamic setting. Russian Geology and Geophysics 52 (12), 1563-1573. https:// doi.org/10.1016/j.rgg.2011.11.009.

Kotler P.D., Khromykh S.V., Vladimirov A.G., Travin A.V., Kruk N.N., Murzintsev N.G., Navozov O.V., Karavaeva G.S., 2015. New data on the age and geodynamic interpretation of the Kalba-Narym granitic batholith, eastern Kazakhstan. Doklady Earth Sciences 462 (2), 565-569. https://doi.org/10.1134/S1028334X15060136.

Li Y.-Q., Li Z.-L., Yu X., Langmuir C.H., Santosh M., Yang S.-F., Chen H.-L., Tang Z.-L., Song B., Zou S.-Y., 2014. Origin of the Early Permian zircons in Keping basalts and magma evolution of the Tarim Large Igneous Province (northwestern China). Lithos 204, 47-58. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.05.021.

Li Zh., Qiu J.-Sh., Xu X.-Sh., 2012. Geochronological, geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic constraints on petrogenesis of Late Mesozoic gabbro-granite complexes on the southeast coast of Fujian, South China: insights into a depleted mantle source region and crust-mantle interactions. Geological Magazine 149 (3), 459-482. https://doi.org/ 10.1017/S0016756811000793.

Litvinovsky B.A., Zanvilevich A.N., Kalmanovich M.A., Shadaev M.G., 1992. Synplutonic basic intrusions during the early evolution of the Angara-Vitim batholith (Baikal Region). Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 33 (7), 70-81 (in Russian) [Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Калмонович М.А., Шадаев М.Г. Синплутони-ческие базитовые интрузии ранних стадий формирования Ангаро-Витимского батолита (Забайкалье) // Геология и геофизика. 1992. Т. 33. № 7. С. 70-81].

Lopatnikov V.V., Izokh E.P., Ermolov P.V., Ponomareva A.P., Stepanov A.S., 1982. Magmatism and Ore Content of the Kalba-Narym Zone of Eastern Kazakhstan. Nauka, Moscow, 248 p. (in Russian) [Лопатников В.В., Изох Э.П., Ермолов П.В., Пономарева А.П., Степанов А.С. Магматизм и рудоносность Калба-Нарымской зоны Восточного Казахстана. М.: Наука, 1982. 248 с.].

Middlemost E.A.K., 1985. Magmas and Magmatic Rocks: An Introduction to Igneous Petrology. Longman Group, London, 266 p.

Peccerillo A., Taylor S.R., 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58 (1), 63-81. https://doi.org/10.1007/BF00384745.

Pirajno F, Ernst R.E., Borisenko A.S., Fedoseev G.S., Naumov E.A., 2009. Intraplate magmatism in Central Asia and China and associated metallogeny. Ore Geology Reviews 35 (2), 114-136. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2008. 10.003.

Shcherba G.N., Bespayev Kh.A., D'yachkov B.A., Mysnik A.M., Ganzhenko G.D., Sapargaliyev E.M., 1998. Large Altai (Geology and Metallogeny). Gylym, Almaty, 395 p. (in Russian) [Щерба Г.Н., Беспаев Х.А., Дьячков Б.А., Мысник А.М., Ганженко Г.Д., Сапаргалиев Е.М. Большой Алтай (геология и металлогения). Алматы: Гылым, 1998. 395 с.].

Sklyarov E.V., Fedorovskii V.S., 2006. Magma mingling: Tectonic and geodynamic implications. Geotectonics 40 (2), 120-134.

Sokolova E.N., SmirnovS.Z., Khromykh S.V., 2016. Conditions of crystallization, composition, and sources of rare-metal magmas forming ongonites in the Kalba-Narym zone, Eastern Kazakhstan. Petrology 24 (2), 153-177. https:// doi.org/10.1134/S0869591116020065.

§еngor A.M.C., Natal'in B.A., Burtman V.S., 1993. Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth in Eurasia. Nature 364 (6435), 299-307. https://doi.org/10.1038/364299a0.

Taylor S.R., McLennan S.M., 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Blackwell, Oxford, 312 p.

Vladimirov A.G., Kruk N.N., Khromykh S.V., Polyansky O.P., Chervov V.V., Vladimirov V.G., Travin A.V., Babin G.A., Kuibi-da M.L., Khomyakov V.D., 2008. Permian magmatism and lithospheric deformation in the Altai caused by crustal and mantle thermal processes. Russian Geology and Geophysics 49 (7), 468-479. https://doi.org/10.1016/j.rgg. 2008.06.006.

Vladimirov A.G., Kruk N.N., Rudnev S.N., Khromykh S.V., 2003. Geodynamics and granitoid magmatism of collision orogens. Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 44 (12), 1321-1338.

Xu Y.G., Wei X., Luo Z.Y., Liu H.Q., Cao J., 2014. The Early Permian Tarim large igneous province: main characteristics and a plume incubation model. Lithos 204, 20-35. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.02.015.

Yarmolyuk V.V., Kuzmin M.I., Ernst R.E., 2014. Intraplate geodynamics and magmatism in the evolution of the Central Asian orogenic belt. Journal of Asian Earth Sciences 93, 158-179. https://doi.org/10.1016Zj.jseaes.2014.07.004.

Хромых Сергей Владимирович, канд. геол.-мин. наук, с.н.с. Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия Новосибирский государственный университет

630090, Новосибирск, ул. Пирогова, 2, Россия e-mail: serkhrom@mail.ru

Khromykh, Sergei V., Candidate of Geology and Mineralogy, Senior Researcher V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS

3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia Novosibirsk State University

2 Pirogov street, Novosibirsk 630090, Russia e-mail: serkhrom@mail.ru

n

Бурмакина Галина Николаевна, канд. геол.-мин. наук, н.с. Геологический институт СО РАН 670047, Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а, Россия e-mail: gerka_85@mail.ru

Burmakina, Galina N., Candidate of Geology and Mineralogy, Researcher Geological Institute, Siberian Branch of RAS 6a Sakhyanova street, Ulan-Ude 670047, Russia e-mail: gerka_85@mail.ru

Цыганков Андрей Александрович, докт. геол.-мин. наук, директор Геологический институт СО РАН

670047, Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а, Россия Бурятский государственный университет

670000, Улан-Удэ, ул. Смолина, 24а, Россия e-mail: tsygan@gin.bscnet.ru

Tsygankov, Andrei A., Doctor of Geology and Mineralogy, Director Geological Institute, Siberian Branch of RAS

6a Sakhyanova street, Ulan-Ude 670047, Russia Buryat State University

24a Smolin street, Ulan-Ude 670000, Russia e-mail: tsygan@gin.bscnet.ru

Котлер Павел Дмитриевич, м.н.с.

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН 630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия e-mail: pkotler@yandex.ru

Kotler, Pavel D., Junior Researcher

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS 3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia e-mail: pkotler@yandex.ru

Владимиров Александр Геннадьевич, докт. геол.-мин. наук, г.н.с., профессор Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия Новосибирский государственный университет

630090, Новосибирск, ул. Пирогова, 2, Россия Томский государственный университет

634050, Томск, просп. Ленина, 50, Россия e-mail: vladimir@igm.nsc.ru

Vladimirov, Aleksander G., Doctor of Geology and Mineralogy, Chief Researcher, Professor V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS

3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia Novosibirsk State University

2 Pirogov street, Novosibirsk 630090, Russia Tomsk State University

50 Lenin ave, Tomsk 634050, Russia e-mail: vladimir@igm.nsc.ru