Petrogenesis of granitoids from silicic large igneous provinces (Central and North-East Asia)

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Гранитоиды, в широком значении этого термина, формируются в разных геодинамических обстановках, в том числе в зонах океанического рифтогенеза (плагиограниты офиолитовых комплексов) и на океанских островах, однако наиболее масштабные проявления салического магматизма характерны для конвергентных границ литосферных плит в связи с субдукционными (батолиты береговых хребтов Северной и Южной Америки) или коллизионными (лейкограниты Высоких Гималаев) процессами. В последние десятилетия стало ясно, что внутриплитная эндогенная активность на континентах, обусловленная воздействием мантийных плюмов, кроме излияний гигантского объема базальтовых и родственных им магм трапповых провинций (Large Igneous Provinces, LIPs), может продуцировать и сопоставимые по объему салические магмы, образующие салические крупные изверженные провинции (SLIPs), в которых доля салических пород превышает 80%. Изначально (Bryan et al., 1997, 2002; Bryan, Ernst, 2008; Ernst, 2014) SLIPs рассматривались исключительно как вулканогенные образования, такие как Кеннеди-Коннорс-Обурн на северо-востоке Австралии (Bryan et al., 2007), Чон Айке в Патагонии (Pankhurst et al., 1998, 2000), Уитсанди в Восточной Австралии (Bryan et al., 1997; Bryan, 2005), Западная Сьерра-Мадре в Мексике (Ferrari et al., 2002; Aguirre-Diaz, Labarthe-Hernandez, 2003), сложенные в основном дацитовыми и риолитовыми игнимбритами с резко подчиненным количеством пород плутонической фации (Bryan et al., 2002, 2007, 2010; Sheth, 2007). Вместе с тем U-Pb изотопное датирование циркона из пород гранитоидных батолитов, нередко считавшихся полихронными (например, Ангаро-Витимский), показало, что они формировались относительно быстро – в течение нескольких десятков миллионов лет, что вместе с объемно-площадными параметрами позволяет рассматривать их в качестве салических крупных изверженных провинций плутонического типа (Р-SLIPs).

Важно подчеркнуть, что критериям принадлежности к SLIPs соответствуют весьма разнородные гранитоидные провинции (батолиты), что само по себе, вероятно, указывает на различия в условиях их образования. Цель настоящей статьи заключается в том, чтобы на основе сравнительного анализа геологического строения и состава нескольких ареалов гранитоидного магматизма масштабов SLIPs попытаться установить наиболее существенные факторы, определяющие различия гранитоидных провинций, образованных, как полагают многие исследователи, за счет воздействия мантийных плюмов или мафических магм субдукционного генезиса (Donskaya et al., 2013; Torsvik et al., 2021; Wang et al., 2022) на континентальную кору разновозрастных орогенов.

В качестве объектов для такого сравнительного анализа выбраны два типа гранитоидных провинций, которые можно условно обозначить как ареальный, представленный Ангаро-Витимским батолитом Западного Забайкалья и Хангайским батолитом Северной и Центральной Монголии, и линейный тип, который мы рассмотрим на примере батолитов Восточного Казахстана (Калба-Нарымский батолит) и Главного (Колымского) батолитового пояса северо-востока Азиатского континента (рис. 1). Выбор этих гранитоидных провинций обусловлен рядом факторов: они хорошо изучены, а также геохронологически и контрастно отличаются по геологическому строению. Они также отличаются по вещественному составу пород, включая изотопный, и, по-видимому, по источникам магм, профильной металлогении. Немаловажно и то, что авторы статьи с разной степенью детальности имели возможность ознакомиться с геологическим строением всех этих гранитоидных провинций.

 

Рис. 1. Схема расположения крупнейших гранитоидных батолитов Центральной и Северо-Восточной Азии. I – Ангаро-Витимский, II – Хангайский, III – Калбо-Нарымский, IV – Главный (Колымский) батолитовый пояс.

 

Следует подчеркнуть, что при всех очевидных различиях, общим является то, что главенствующая роль в формировании этих провинций, за исключением Колымского батолитового пояса, отводится воздействию мантийных плюмов (Ярмолюк и др., 1997, 2013а, 2013б, 2016а, 2016б, 2019; Yarmolyuk et al., 2014; Kuzmin et al., 2010; Litvinovsky et al., 2015; Хромых и др., 2013, 2016, 2018; Khromykh et al., 2019, 2022; Kotler at al., 2021; Цыганков, 2014; Цыганков и др., 2016, 2017; Хубанов и др., 2021), хотя это и не единственная точка зрения (см. раздел Обсуждение). Напротив, Колымские гранитоиды являются примером широкомасштабного салического магматизма, вероятно, неплюмовой природы, однако полной ясности в этом вопросе пока нет.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГРАНИТОИДНЫХ ПРОВИНЦИЙ

Ангаро-Витимская гранитоидная провинция (325–280 млн лет), традиционно называемая батолитом (АВБ, Западное Забайкалье), принадлежит к ареальному типу магматических провинций, образуя изометричный ареал площадью около 200 тыс. км² (рис. 2). Батолит состоит из сотен отдельных плутонов, которые сливаясь на глубине, образуют гранитный слой средней мощностью 7–10 км (Литвиновский и др., 1993). В некоторых местах мощность этого слоя достигает 30 км (Турутанов, 2011). Объем гранитоидов, по данным геофизического моделирования (Турутанов, 2007, 2011) и с учетом эродированной части (несколько километров), оценивается от 0.7 до 1.5 млн км³. Исходя из предполагаемого объема и установленной длительности формирования АВБ (~45 млн лет) продуктивность магматизма оценивается от 15 тыс. до 35 тыс. км³ за миллион лет.

 

Рис. 2. Схема расположения позднепалеозойских гранитоидов Западного Забайкалья (Ангаро-Витимский батолит), заимствована из (Цыганков и др., 2010) с изменениями.

1 – щелочно-полевошпатовые и щелочные граниты и сиениты Монголо-Забайкальского вулканоплутонического пояса – раннекуналейский (280–273 млн лет) и позднекуналейский (230–210 млн лет) комплексы без разделения; 2 – высококалиевая монцонит-сиенит-кварцевосиенитовая с синплутоническими базитами интрузивная серия – нижнеселенгинский комплекс (285–278 млн лет); 3 – переходные от высококалиевых известково-щелочных до субщелочных (alkaline) граниты, и кварцевые сиениты с синплутоническими базитами – зазинский комплекс (305–285 млн лет); 4 – высококалиевые известково-щелочные кварцевые монцониты, кварцевые сиениты и габброиды – чивыркуйский комплекс (305–285 млн лет); 5 – известково-щелочные граниты авто- и аллохтонной фаций – баргузинский комплекс (325–280 млн лет); 6 – предполагаемые контуры позднепалеозойских рифтовых структур: I – Сыннырская, II – Сайженская, III – Уда-Витимская (Yarmolyuk et al., 2014).

На врезке: карта гравитационных аномалий (изолинии через 10 мГал) и интерпретационный разрез, показывающий распространение гранитоидов Ангаро-Витимского батолита (Турутанов, 2011).

 

Позднепалеозойский гранитоидный ареал сформировался на гетерогенном байкальско-каледонском фундаменте, состоящем из многочисленных разновеликих и разновозрастных (от неопротерозоя до раннего карбона включительно) кратонных, островодужных, офиолитовых, метаморфических, флишевых террейнов (Булгатов, Гордиенко, 1999; Skuzovatov et al., 2019 и ссылки в этих работах), реконструируемых по провесам кровли среди обширных полей гранитоидов.

Отдельные картируемые тела, по данным съемок масштаба 1:200 000 и 1:50 000, так же как и весь ареал, имеют в основном изометричную форму, что указывает на отсутствие какого-либо структурного контроля в их расположении.

В зависимости от преобладания тех или иных петрографических разновидностей пород, их петро-геохимических характеристик и изотопного возраста в составе батолита выделяется несколько породных ассоциаций – комплексов, формировавшихся одновременно или с большим перекрытием во времени от 325 до ~280 млн лет назад.

Наиболее ранними в составе АВБ являются высококалиевые известково-щелочные Bt-граниты, Bt- и Amph-Bt гранодиориты баргузинского комплекса (325–290 млн лет), составляющие не менее 2/3 от общей площади батолита. Баргузинские граниты подразделяются на авто- и аллохтонные фациальные разновидности, включающие, соответственно, гнейсовидные и массивные или порфировидные (Kfs, реже Qtz) разности. На долю автохтонных гнейсогранитов приходится порядка 20% объема комплекса (Литвиновский и др., 1993). В краевых частях некоторых плутонов (Рейф, 1976; Цыганков и др., 2007, 2010) развиты строматитовые и венитовые мигматиты, а сами граниты содержат богатые биотитом останцы вмещающих кристаллосланцев.

Аллохтонные массивы, как правило, имеют крутопадающие секущие контакты, сопровождаются апофизами и содержат ксенолиты вмещающих пород в краевых частях плутонов, оказывая на них незначительное термальное воздействие.

В целом для баргузинских гранитов характерен выдержанный на больших площадях состав при наличии нескольких доминирующих петрографических разновидностей; характерны ксенолиты исключительно метатерригенных метаморфических пород (рис. 3а, 3в) либо фрагменты гранитизированного, т.е. испытавшего частичное плавление и пластические деформации, метаморфического субстрата (рис. 3б, 3г). Широкое развитие деформационных текстур в автохтонной фации баргузинских гранитов (рис. 3д) и ассоциирующих с ними мигматитах (рис. 3е) указывает на их синкинематическое происхождение (Цыганков и др., 2007).

 

Рис. 3. Ксенолиты метаморфических пород в гранитах баргузинского комплекса: (а) – дезинтегрированные ксенолиты биотитовых кристаллосланцев; (б, г) – текстуры вязкопластического течения в частично расплавленных кристаллосланцах; (в) – дезинтегрированные и пластически деформированные ксенолиты кристаллосланцев, пересеченные поздней лейкогранитной жилой; (д) – деформационная текстура гнейсогранитов автохтонной фации, в правом верхнем углу деформированный фрагмент реститового материала, восточное побережье оз. Байкал; (е) – строматитовые мигматиты в краевой части Зеленогривского плутона; (а –д) – восточное побережье оз. Байкал, (е) – центральная часть хребта Улан-Бургасы).

 

Несколько позже баргузинских гранитов (305–285 млн лет) одновременно происходило формирование высококалиевых известково-щелочных низкокремниевых гранитоидов чивыркуйского и субщелочных гранитов и кварцевых сиенитов зазинского комплексов. Типоморфными породами чивыркуйского комплекса являются порфировидные (Kfs) Amph-Bt кварцевые сиениты. В некоторых массивах преобладают Amph-Bt кварцевые монцониты и гранодиориты. Характерно двух- или даже трехфазное строение плутонов (Литвиновский и др., 1993; Litvinovsky et al., 2011). В таких сложных интрузивах инициальные фазы представлены габброидами и габбро-монцонитами, завершающие – лейкократовыми гранит-порфирами, а основной объем (~90%) составляют Amph-Bt кварцевые сиениты (Бурмакина, Цыганков, 2013).

Наиболее характерными особенностями чивыркуйского комплекса являются: 1) повышенная основность пород (граниты редки) при широких вариациях состава (непрерывный ряд от габбро до гранитов); 2) наличие мафических микрогранулярных включений (mafic microgranular enclaves – MME) (рис. 4a, 4б) (Бурмакина, Цыганков, 2013); 3) пространственно-временная ассоциация с автономными габбро-монцонитовыми интрузиями, сложенными амфиболизированными и амфиболовыми габбро, монцо-габбро и Amph-Bt монцонитам и сиенитами (Бадмацыренова и др., 2011; Цыганков и др., 2016).

 

Рис. 4. Мафические микрогранулярные включения (Mafic microgranular enclaves, MME) в гранитоидах Ангаро-Витимского батолита: (а) – ММЕ в порфировидных кварцевых сиенитах Бургасского плутона (Бурмакина, Цыганков, 2013) чивыркуйского комплекса, центральная часть хребта Улан-Бургасы; (б) – ММЕ в кварцевых сиенитах чивыркуйского комплекса, восточное побережье оз. Байкал; (в, г) – включения в кварцевых сиенитах зазинского комплекса. Хорошо видна субпараллельная ориентировка удлиненных включений, Улекчинский плутон, Юго-Западное Забайкалье; (д) – включения в гранитоидах чивыркуйского комплекса, северо-восточное побережье оз. Байкал; (д, е) – минглинг-дайки в гранитоидах зазинского комплекса (Бурмакина и др., 2018).

 

Зазинский интрузивный комплекс включает промежуточные от высококалиевых известково-щелочных до субщелочных граниты и кварцевые сиениты с синплутоническими базитовыми интрузиями (Литвиновский и др., 1995б; Litvinovsky et al., 2012; Цыганков и др., 2016), мафическими включениями (рис. 4в, 4г) и минглинг-дайками (рис. 4д, 4е) (Литвиновский и др., 1995б; Litvinovsky et al., 2012; Цыганков и др., 2016; Титов и др., 1998; Бурмакина и др., 2018).

Типоморфными породами зазинского комплекса являются однородные крупно- и среднезернистые кварцевые сиениты и Bt-лейкограниты. В разных массивах может преобладать та или иная разновидность, причем имеют место как постепенные переходы, так и фазовые взаимоотношения, где кварцевые сиениты слагают раннюю, а лейкограниты позднюю интрузивную фазы. К зазинскому комплексу мы относим и мелкозернистые Bt-лейкограниты, содержащие большое количество диспергированного ксеногенного материала (Цыганков и др., 2010), а также многочисленные жильные и дайковые тела мощностью до первых десятков метров, прорывающие гранитоиды баргузинского и чивыркуйского комплексов. Типоморфными признаками зазинских гранитоидов являются их лейкократовый облик, высококремниевый и высококалиевый состав при относительно небольших вариациях этих параметров, а также отсутствие переходных разностей между базитами зон минглинга и, собственно, гранитоидами.

Шошонитовая монцонит-сиенит-кварцево-сиенитовая с синплутоническими базитами интрузивная серия (нижнеселенгинский комплекс) формировалась 285–278 млн лет назад. Петрографически породы комплекса представлены монцонитами, сиенитами и их кварцевыми разновидностями. Наиболее лейкократовые и богатые кварцем разновидности по составу отвечают субщелочным гранитам. Меланократовые монцониты, кроме обычных Bt и Amph, содержат моноклинный пироксен. Широко развиты ММЕ и минглинг-дайки (Литвиновский и др., 1995a; Титов и др., 2000; Litvinovsky et al., 2017; Бурмакина и др., 2018). От петрографически близких пород чивыркуйского комплекса рассматриваемые образования отличаются более высокой калиевой щелочностью как базитов зон минглинга, так и салических пород плутонической фации.

Позднепалеозойский этап гранитоидного магматизма в Забайкалье завершился растянутым во времени (280–160 млн лет) щелочно-гранитоидным магматизмом, плутонические и ассоциирующие вулканогенные производные которого образуют протяженный (>2000 км) Монголо-Забайкальский пояс северо-восточного простирания, пересекающий центральную часть АВБ (рис. 2).

Формированию раннепермских щелочных гранитов предшествовало внедрение трахибазальт-трахит-трахириолитовых даек, образующих протяженный (~200 км) пояс северо-восточного простирания средней шириной ~40 км (Хубанов, 2009). Дайковый пояс прослеживается от устья р. Хилок до верховьев р. Она. Плотность даек варьирует от 10–20 до 70% от общего объема пород в полосе их развития. Кроме простых даек, сложенных одним типом пород, встречаются минглинг-дайки 1-го и 2-го типа (Weibe, Ulrich, 1997), детально описанные в (Хубанов, 2009; Врублевская и др., 213). U-Pb изотопный возраст даек составляет 290–280 млн лет (Буянтуев и др., 2017).

Кроме того, в контурах позднепалеозойского гранитоидного ареала расположено около полутора десятков массивов щелочно-основных пород, цепочки которых маркируют предполагаемые глубоко эродированные рифтовые зоны (рис. 2) (Yarmolyuk et al., 2014). Щелочно-базитовый магматизм этих зон развивался в три этапа (Дорошкевич и др., 2012а, 2012б), один из которых совпадает со временем становления АВБ.

Забайкалье является одной из крупнейших в Азии металлогенических провинций, где сосредоточены десятки крупнейших и сотни средних и мелких месторождений полезных ископаемых. Однако в данном случае речь идет о месторождениях генетически/парагенетически связанных с гранитоидами Ангаро-Витимского батолита. Одним из ключевых критериев такой связи является возраст оруденения. С учетом этого критерия, металлогения АВБ оказывается на удивление бедна. Известны лишь небольшие рудопроявления Au в бассейне р. Курбы, месторождение Мукодек в Северном Забайкалье, где установлен позднепалеозойский возраст золотоносных метасоматитов, коррелирующий с возрастом Ангаро-Витимского батолита (Ванин и др., 2018). С позднепалеозойскими гранитоидами связан ряд рудопроявлений Мо, таких как Брянское, Колобковское, Надеинское, Харитоновское, месторождения Новопавловское и Жарчихинское (Хубанов и др., 2017; Гордиенко и др., 2019). Арсентьевский габбро-сиенитовый массив с изотопным возрастом 279 млн лет (Бадмацыренова и др., 2011) вмещает одноименное апатит-титаномагнетитовое месторождение. Стоит отметить, что молибденовая минерализация связана почти исключительно со щелочными гранитоидами, в том числе раннепермскими, а не с породами собственно АВБ. Таким образом, позднепалеозойские гранитоиды Ангаро-Витимского батолита являются практически безрудными.

Хангайская зональная магматическая область (Ярмолюк и др., 2013а, 2016а, 2016б, 2019) располагается к юго-востоку от АВБ на территории Северной и Центральной Монголии. Площадь, занимаемая магматической областью, составляет 250 тыс. км², куда входят, собственно, Хангайский батолит и обрамляющие его с юга и севера Гоби-Алтайская и Северо-Монгольская рифтовые зоны (рис. 5). Так же как и АВБ, Хангайский батолит включает множество отдельных интрузивных тел, сосредоточенных в пределах территории 300 × 450 км и сливающихся на глубине в единое тело мощностью от 5 до 15 км, объем которого порядка 1.0 млн км³ (Турутанов, 2007). Батолит сформировался на гетерогенном фундаменте, сложенном блоками раннедокембрийской континентальной коры, а также вулканогенно-кремнистыми комплексами девона и терригенными отложениями раннего и среднего карбона.

 

Рис. 5. Схема строения Хангайской зональной магматической области (Ярмолюк и др., 2016а). 1 – MZ–KZ впадины; 2 – гранитоидные массивы Хангайского батолита; 3 – рифтовые зоны (ГАРЗ – Гоби-Алтайская, СМРЗ – Северо-Монгольская) и выходы бимодальных вулканических ассоциаций и щелочных гранитов; 4 – позднетриасовые вулканические поля и массивы гранитоидов; 5 – разломы; 6 – границы континентальных блоков Хангайской группы террейнов (С – Сонгинский, Д – Дзабханский, Т – Тарбагатайский, Х – Хангайский).

 

В составе Хангайского батолита выделяется несколько породных ассоциаций, среди которых доминируют породы хангайского комплекса, включающего Amph-Bt и Bt-гранодиориты и граниты (Федорова, 1977; Геологические …, 1995; Ярмолюк и др., 2016а, 2016б). Подчиненное значение имеют тоналиты, кварцевые диориты и габбро-диориты. Характерно двухфазное строение плутонов, в которых кварцевые диориты, тоналиты и гранодиориты образуют раннюю, а собственно граниты позднюю интрузивные фазы.

Массивы шараусгольского комплекса сосредоточены в западной части батолита и, как правило, имеют двухфазное строение. В их составе преобладают порфировидные граниты первой фазы, а мелкозернистые лейкократовые биотитовые граниты образуют вторую фазу внедрения (Ярмолюк и др., 2016а). С гранитоидами ассоциируют синплутонические дайки, штоки, небольшие тела основного-среднего состава. Данные об изотопном возрасте базитовых интрузий немногочисленны. Установлен U-Pb изотопный возраст монцогаббро Дзараулинского массива – 269 млн лет (Изох и др., 2011), а также возраст ультрамафит-мафитовых масивов Ортсог и Номгон, расположенных в краевой северо-восточной и юго-западной частях Хангайского батолита, – 272–278 и 255–262 млн лет соответственно (Shapovalova et al., 2020). Очень характерны мафические включения (рис. 6), указывающие на синхронность внедрения мафических и салических магм.

 

Рис. 6. Мафические включения в гранитоидах Хангайского батолита: (а) – отдельные сложной морфологии базальтовые включения в кварцевых сиенитах; (б) – рой базитовых включений с темными зонами закалки в кварцевых сиенитах; (в) – разрозненные базитовые включения с зоной закалки в меланократовых гранодиоритах; (г) – зона гибридизации, насыщенная гибридизированными мафическими включениями и диспергированным мафическим материалом; (д) – базитовое включение «импрегнированное» калиевым полевым шпатом; (е) – неправильная «ксеноморфная» морфология базитовых включений в гранодиоритах; (е’) – увеличенный фрагмент: крупный кристалл Kfs (в центре рисунка) прорастает внутри мафического включения, что указывает на полукристаллическое состояние ММЕ (Barbarin, 2005).

 

Хангайский магматический ареал сформировался 270–240 млн лет назад (Ярмолюк и др., 2016а), причем петрографически разные породы батолита имеют одинаковый изотопный возраст, в чем явно прослеживается аналогия с Ангаро-Витимским батолитом. Интенсивность магматизма при формировании батолита оценивается в 33 тыс. км³ за миллион лет, что также сопоставимо с АВБ.

Обрамляющие батолит Гоби-Алтайская и Северо-Монгольская рифтовые зоны, в которых преобладают щелочные граниты и бимодальные вулканиты повышенной и высокой щелочности, образовались одновременно с батолитом 270–240 млн лет назад. На этом основании они объединяются в единую концентрически зональную магматическую область (Ярмолюк и др., 2016а; Kozlovsky et al., 2023 и ссылки в этих работах), формирование которой определялось одними и теми же магматическими и геодинамическими процессами.

Хангайский гранитоидный батолит и обрамляющие его рифтовые зоны почти полностью располагаются в пределах Северо-Монгольской металлогенической провинции (Mineral …, 2021), характеризующейся большим разнообразием металлических полезных ископаемых. Вместе с тем значимые месторождения, имеющие пространственно-временную и генетическую/парагенетическую связь с хангайскими гранитоидами, практически отсутствуют, тогда как со щелочными породами рифтовых зон связана редкометалльная минерализация. Примером такой минерализации является редкометалльное месторождение Улан-Тологой, расположенное в западной части Северо-Монгольской рифтовой зоны северного обрамления Хангайского батолита. Месторождение приурочено к штоку агпаитовых сиенитов и гранитов (250 млн лет), содержащих промышленные концентрации Zr, Nb, Ta, Li, Y и Th. Повышенные содержания этих элементов в целом характерны для щелочно-салических пород других участков рифтовой зоны.

С развитием Северо-Монгольской рифтовой зоны возможно связано образование крупнейшего Cu-Mo порфирового месторождения Эрденет (Mineral …, 2021). U-Pb изотопный возраст рудоносных порфировых гранитов этого месторождения составляет 246–235 млн лет (Munkhtsengel, 2007). Изотопный возраст, близкий возрасту гранитоидов Хангайского батолита, имеют также Номгонский и ряд других массивов дифференцированных базитов (278–255 млн лет) с Cu-Ni-ЭПГ минерализацией (Sapovalova et al., 2020). Следует отметить также Cu-Au месторождения Баянхонгорской зоны Центральной Монголии (283–240 млн лет), ассоциирующие с палеозойскими гранитоидами (Mineral …, 2021).

Калба-Нарымский батолит (Лопатников и др, 1982; Котлер и др., 2015а, 2015б; Хромых и др., 2016; Kuibida et al., 2019; Kotler et al., 2021) расположен в пределах Калба-Нарымской зоны Обь-Зайсанской складчатой области, которая сформировалась в результате взаимодействия Сибирского и Казахстанского континентов в позднем палеозое (Зоненшайн и др., 1990; Владимиров и др., 2003, 2008). Калба-Нарымская зона представляет собой турбидитовый бассейн, заложенный на океаническом основании и выполненный осадками девон-каменноугольного возраста, формирование которых происходило за счет размыва преимущественно вулканических и вулканогенно-осадочных комплексов Рудно-Алтайской активной окраины (Ротараш и др., 1982; Котлер и др., 2015а; Hu et al., 2022). На юго-западе комплексы Калба-Нарымской зоны граничат с Чарской палеоокеанической зоной, а на северо-востоке отделяются метаморфитами Иртышской зоны смятия от Рудно-Алтайской активной окраины Сибирского континента (рис. 7).

 

Рис. 7. Схема размещения магматических комплексов в Калба-Нарымской и Чарской зонах Восточного Казахстана (Хромых, 2022).

1 – серпентинитовый меланж Чарского офиолитового пояса (Є–O); 2 – осадочно-вулканогенные отложения (D₂–C_1t) в Рудно-Алтайской зоне; 3 – структурно-вещественные комплексы Иртышской сдвиговой зоны: тектонический меланж из метаморфизованных осадочно-вулканогенных комплексов; 4 – терригенные алевропесчано-черносланцевые отложения (D₃–C_1t) в Калба-Нарымской зоне; 5 – терригенные алевропесчанистые отложения (C_1s) в Калба-Нарымской и Чарской зонах; 6 – интрузии габброидов прииртышского комплекса (C₂); 7 – дацит-риолитовые вулканические и экструзивные формации в мульдах (C₂); 8 – интрузии и дайковые пояса гранитов калгутинского и кунушского комплексов в Калба-Нарымской зоне; 9 – гранодиорит-гранитная ассоциация Калбинского батолита, калбинский комплекс; 10 – гранит-лейкогранитная ассоциация Калбинского батолита, монастырский комплекс; 11 – многофазные габбро-гранитоидные интрузии в Чарской зоне: Тс – массив Тастау, Пр – массив Преображенский; 12 – пояса долеритовых, лампрофировых и диоритовых даек; 13 – разломы.

На врезке: схематическое строение территории Обь-Зайсанской складчатой системы и прилегающих геоструктур с обозначением главных структурно-формационных зон и массивов позднепалеозойских гранитоидов.

 

Гранитоиды батолита формируют цепочку интрузивов северо-западного простирания, общей протяженностью около 500 км при ширине около 50 км. Породы батолита прорывают терригенные отложения среднего девона – раннего карбона и демонстрируют резкие контакты, сопровождающиеся ороговикованием вмещающих пород и ксенолитами слабометаморфизованных глинистых сланцев в краевых частях интрузий (рис. 8а–8г). Состав пород батолита варьирует от гранодиоритов до лейкогранитов. В зависимости от преобладающего типа пород выделяется несколько интрузивных комплексов: кунушский тоналит-плагиогранитный, калгутинский граносиенит-гранитный, калбинский гранодиорит-гранитный и монастырский лейкогранитный. Локализация гранитоидных интрузий согласна общей структуре Калба-Нарымской зоны и, вероятнее всего, контролировалась дизъюнктивной тектоникой в пределах Иртышской зоны смятия и оперяющих ее разломов.

 

Рис. 8. Ксенолиты глинистых сланцев и мафические включения в гранитоидах Калбо-Нарымского батолита: (а) – раздробленные ксенолиты ороговикованных глинистых сланцев в граносиенитах массива Тастау; (б–г) – дезинтегрированные кленолиты глинистых сланцев в гранитах калбинского комплекса; (в) – удлиненный ксенолит глинистых сланцев в калбинских гранитах, секущихся пегматитовой жилой; (д) – включения базальтов в граносиенитах массива Тастау; (е) – гибридные меланократовые кварцевые диориты с мафическими включениями разного состава в Преображенском массиве.

 

На основании геологических взаимоотношений кунушский и каиндинский комплексы рассматривались как добатолитовые, однако U-Pb изотопное датирование показало значительное перекрытие по времени формирования этих комплексов и главного объема Калба-Нарымского батолита (Kuibida et al., 2019). Породы кунушского комплекса (307–292 млн лет) образуют небольшие интрузивные тела (до 5 км в поперечнике) и протяженные дайковые пояса северо-западного простирания. Типоморфными породами для данного комплекса являются Bt-плагиограниты и тоналиты с небольшим (первые проценты) содержанием калиевого полевого шпата. Породы калгутинского комплекса (308–291 млн лет) слагают несколько крупных массивов (до 10 км в поперечнике), главным образом, локализованных в южной части батолита, а также дайковые пояса северо-западного простирания, конформные общей структуре зоны. Характерными особенностями пород калгутинского комплекса является присутствие пироксена, амфибола и граната пироп-альмандинового типа.

Гранитоиды калбинского комплекса слагают главный объем батолита и распространены на всем протяжении Калба-Нарымской зоны. Массивы этого комплекса слагают пластообразные тела диаметром более 10 км, которые могут располагаться как отдельно, так и быть сопряженными между собой, образуя непрерывную полосу около 200 км. Формирование гранитоидов калбинского комплекса происходило 297–285 млн лет назад с выделением двух этапов: первая фаза, представленная типоморфными Bt-гранитами и гранодиоритами, имеет возраст 297–290 млн лет, а вторая, представленная Bt- и Bt-Mu гранитами, – 290–285 млн лет (Хромых и др., 2016; Kotler et al., 2021). Вторыми по объему в Калба-Нарымском батолите являются массивы монастырского комплекса, которые локализованы в центральной и северной частях батолита и представляют собой крупные изометричные тела диаметром более 15 км. Они сложены Bt-, реже Bt-Mu, лейкогранитами, время их формирования 288–276 млн лет (Kotler et al., 2021). Завершающий этап позднепалеозойского магматизма проявлен в виде нескольких поясов постбатолитовых даек миролюбовского комплекса, секущих все гранитоидные комплексы. Примечательно, что дайки ориентированы почти ортогонально к простиранию Калба-Нарымского батолита. Большая часть даек (60%) сложена диоритами; примерно треть (30%) гранит-порфирами; 10% приходится на долериты и лампрофиры. U-Pb изотопный возраст формирования даек составляет 279–267 млн лет (Khromykh et al., 2022).

Породы основного состава играют подчиненную роль в Калба-Нарымской зоне. Они представлены рядом небольших догранитных габброидных интрузивов прииртышского комплекса, расположенных по периферии батолита (317–313 млн лет) (Khromykh et al., 2019), а также в составе миролюбовского дайкового комплекса, упомянутого выше. В сопряженной Чарской зоне раннепермский базитовый магматизм выражен более масштабно и проявлен в виде габбро-сиенитовых массивов аргимбайского комплекса (293 млн лет) и габбро-пикритоидов максутского комплекса (280 млн лет) (Хромых и др., 2013). Также базитовый магматизм проявлен в пределах многофазных габбро-монцонит-гранитоидных интрузий Чарской зоны – массивов Тастау (Докукина и др., 2010) и Преображенский (Хромых и др., 2018) с возрастом 290 млн лет (Хромых, 2020). Мафические породы в этих массивах имеют характерные минглинг-структуры на контактах с гранитоидами (рис. 8д–8е), что говорит об активном участии процессов мантийно-корового взаимодействия при их формировании.

Совокупная площадь выходов гранитоидов Калба-Нарымского батолита, согласно результатам ГДП-200 (ТОО «ГРК ТОПАЗ», г. Усть-Каменогорск), составляет около 10000 км². Согласно геофизическим данным (Лопатников и др., 1982), гранитоидные массивы представляют собой полого залегающие плоские тела мощностью от 2 до 12 км (средняя 7–8 км). Это позволяет ориентировочно оценить объем гранитоидов Калба-Нарымского батолита в 70–80 тыс. км³. Исходя из этих данных и результатов U-Pb изотопного датирования, согласно которым длительность формирования батолита можно оценить в 25–30 млн лет, интенсивность гранитоидного магматизма составляла около 2–3 тыс. км³ за миллион лет. При этом следует учитывать, что раннепермский магматизм на территории Обь-Зайсанской складчатой области также затрагивал сопряженные с Калба-Нарымской зоной Чарскую, Жарма-Саурскую и, вероятно, Рудно-Алтайскую зоны; соответственно, оценки совокупного объема раннепермского магматизма могут быть значительно выше.

Калба-Нарымский батолит характеризуется ярко выраженной редкометалльной металлогенической специализацией. В центральной части батолита расположены крупнейшие пегматитовые месторождения Li, Ta, Nb, Be и Cs, группирующиеся в несколько рудных полей. Месторождения, сформированные в возрастном интервале 291–286 млн лет, пространственно и генетически связаны с гранитами первой фазы калбинского комплекса и приурочены к краевым частям или апофизам интрузий, которые контролируются системой широтных разломов и оперяющих трещин (Дьячков, 2012; Khromykh et al., 2020; Zimanovskaya et al., 2022). Также в пределах Калба-Нарымской зоны присутствует несколько грейзеновых месторождений с касситеритом, локализованных в экзоконтактовых зонах ряда гранитоидных массивов в центральной и южной частях батолита (Дьячков, 2012).

Главный Колымский пояс Amph-Bt гранитоидных батолитов (рис. 9) приурочен к центральной части Верхояно-Колымского складчато-надвигового пояса. Конформно складчато-надвиговым структурам он протягивается в северо-западном направлении на 1100 км при средней ширине до 300 км, что составляет более 300 тыс. км². Совокупная площадь, занимаемая гранитоидами, рассчитанная на основе картографических данных, составляет ~73 тыс. км². Гранитоидные штоки и батолиты, площадью от первых км² до нескольких сотен км², образуют изометричные или вытянутые согласно простиранию складчатых структур тела, прорывающие триасово-юрские терригенные отложения верхоянского комплекса, испытавшие в позднеюрское–раннемеловое время складчато-надвиговые дислокации. Некоторые плутоны восточной части пояса прорывают вулканогенно-осадочные толщи Уяндино-Ясачненского вулканического пояса (островной дуги). Формирование Колымского пояса гранитоидов охватывает период от 158 до 141 млн лет (Русакова и др., 2003; Акинин и др., 2009; Котляр и др., 2016; Кузнецов и др., 2008; Шпикерман и др., 2016; Akinin et al., 2020; Герцева и др., 2021; Цыганков и др., 2022), т.е. общая продолжительность становления гранитоидов составляет около 17 млн лет. Вместе с тем В.В. Акининым с соавторами (2009, 2020) на основе статистики распределения возрастов показано, что главный импульс гранитоидного магматизма имел место 150 ± 3 млн лет. Кроме того, выделяются ранний (160–155 млн лет) и поздний (146–143 млн лет) импульсы магматической активности (Акинин и др., 2009). Согласно более поздним данным (Герцева и др., 2021), имело место два основных этапа магматизма – 155–147 и 146–133 млн лет.

 

Рис. 9. Схема размещения гранитоидных плутонов Главного Колымского батолитового пояса (а) и географическое расположение батолитового пояса (б), по (Русакова, Котляр, 2003) с изменениями; (в) – гистограмма U-Pb возрастов гранитоидов Главного Колымского батолитового пояса (составлена на основе публикаций (Акинин и др., 2009; Герцева и др., 2021) и неопубликованные данные авторов).

На рис. (а): 1 – гранитоидные плутоны южной части Главного Колымского батолитового пояса (без разделения); 2 – границы тектонических структур: ЯКСС – Яно-Колымская складчатая система, АЮ – Аян-Юряхский антиклинорий; О – Омулевское, П – Приколымское, Б – Балыгычанское поднятия; ТД – Тарыно-Детринский, ИД – Иньяли-Дебинский, С – Сугойский синклинории; 3 – точечной линией показана предполагаемая граница области с палеопротерозойским фундаментом, по (Акинин и др., 2009); 4 – изученные плутоны: 1 – Нельканский, 2 – Делянкирский, 3 – Чьорго, 4 – Трубный, 5 – Мяунжинский, 6 – Мазуровский, 7 – Северный Большой Аначаг, 8 – Одинокий, 9 – Столовый, 10 – Большие Пороги, 11 – Южно-Мякитский шток.

 

К сожалению, мы не располагаем геофизическими данными о мощности гранитных плутонов. Исходя из общих соображений, примем, что она составляла в среднем 5 км, что дает 365 тыс. км³ гранитоидов в Колымском батолитовом поясе. Исходя из этих объемно-площадных характеристик и длительности формирования гранитоидов (~17 млн лет), средняя интенсивность магматизма составляла примерно 21 тыс. км³ за миллион лет.

Нами изучены плутоны южной части Главного батолитового пояса: Нельканский, Мяунжинский, Мазуровский, Делянкирский шток, Чьорго, Трубный, Большие пороги, Северный Большой Аначаг, массивы гор Столовой и Одинокой, Южно-Мякитский шток, принадлежащие гранодиорит-гранитной и гранит-лейкогранитной формациям (Парфенов, 1984, 2003; Тектоника …, 2001). Согласно существующим представлениям, гранитоиды батолитового пояса подразделяются на I- и S-типы. К I-типу отнесены равномернозернистые амфибол-биотитовые граниты и гранодиориты (Иванов и др., 2017; Трунилина и др., 1999), к S-типу – порфировидные (Kfs) биотитовые граниты, преобладающие в южной части пояса (Геодинамика …, 2006; Трунилина, 2001). Кроме отсутствия амфибола, в них отмечаются индикаторные минералы, такие как гранат и кордиерит, однако их количество невелико и обнаружены они не во всех массивах, что согласуется с относительно невысокой глиноземистостью гранитов этого типа. К минералогическим особенностям гранитоидов как I-типа, так и S-типа можно отнести отсутствие в их составе сфена, предельно малое содержание минералов, содержащих оксиды железа, а также ассоциацию циркона и апатита почти исключительно с биотитом, в котором они образуют минеральные включения. В строении крупных плутонов выделяются две-три петрографические разновидности пород, из которых одна, как правило, является доминирующей. В некоторых массивах, например в позднемеловом плутоне Северный Большой Аначаг (U-Pb, 83.4 млн лет, неопубликованные данные авторов), встречаются довольно экзотические образования, представляющие собой мелкозернистые лейкограниты с овоидами меланократовых гранитов диаметром 10–15 см, в которых темноцветный минерал представлен исключительно щелочным амфиболом. Изотопный U-Pb возраст этих гранитов составляет 143.5 млн лет (неопубликованные данные авторов), т.е. они представляют собой останец среди более поздних гранитов, не связанных с формированием Главного батолитового пояса.

Характерной особенностью гранитов S-типа является обилие в них ксеногенного материала. В разной степени переработанные ксенолиты встречаются во всех массивах, в том числе и в гранитах I-типа, но в некоторых массивах гранитов S-типа (Трубный, Большие пороги) их количество велико и, что особенно важно, состав достаточно разнообразен (рис. 10), что указывает на их разное происхождение. Не вызывает сомнений происхождение многочисленных ксенолитов роговиков (рис. 10а), особенно в краевых частях массивов, которые идентичны роговикам, развитым в экзоконтактовых зонах гранитоидных плутонов. В некоторых случаях (Большие пороги) более широко распространены ксенолиты серых мелкозернистых пород с вкрапленниками (?) или порфиробластами (?) плагиоклаза (рис. 10б, 10в), иногда афировых с Qtz-Pl-Kfs-Bt основной массой гранитного или гранодиоритового состава, судя по всему, магматического происхождения. По существу от вмещающих крупнозернистых порфировидных (Kfs) биотитовых гранитов они отличаются лишь мелкозернистой структурой, за счет чего выглядят в обнажениях более темными. На магматическое происхождение этих ксенолитов указывает и наличие в них других ксенолитов (т.е. ксенолит в ксенолите) (рис. 10г–10е), в том числе явно метаморфических тонкополосчатых Amph-Bt гнейсов и скарноидов (рис. 10д, 10е).

 

Рис. 10. Ксенолиты в порфировидных биотитовых гранитах массива Большие Пороги, южная часть Главного Колымского батолитового пояса: (а) – ксенолит ороговикованных алевролитов вмещающей толщи; (б, в) – порфировидные (Kfs) мелкозернистые гранодиориты (автолиты); (г) – ксенолиты скарноидов в порфировидном мелкозернистом гранодиорите (ксенолит в ксенолите); (д) – ксенолит тонкополосчатого Amph-Bt гнейса; (е) – ксенолиты скарноидов разного состава.

 

Одновременно с гранитоидами Главного батолитового пояса в позднеюрское время (151–145 млн лет, Fridovsky et al., 2020) происходило внедрение даек основного, среднего и кислого состава, образующих несколько дайковых роев (Акинин и др., 2009; Fridovsky et al., 2020). Порядка 70% даек сложено андезитами и трахиандезитами. Дайки кислого (дациты, гранодиориты) и основного (трахибазальты) состава распространены примерно одинаково, т.е. составляют не более 15% каждого типа. Отмечается геохимическое сходство даек кислого состава с гранитоидами малых интрузий, объединяемых в нера-бохапчинский комплекс малых интрузий, изотопный возраст которых составляет 144–143 млн лет (Фридовский и др., 2022).

Большая часть даек ориентирована ортогонально к простиранию складчатых структур, вмещающих гранитоидные батолиты, что отражено на геологических картах нового поколения и согласуется с нашими наблюдениями. Дайки встречаются исключительно в терригенных толщах и отсутствуют в гранитоидах. Для них характерна очень высокая степень вторичных изменений (Fridovsky et al., 2020), тогда как граниты в соседних массивах практически не затронуты ими. Все это указывает на догранитное образование даек, несмотря на полное перекрытие изотопных возрастов.

Кроме базитовых даек, отмеченных выше, к производным мантийного магматизма относится Сохатиный дифференцированный перидотит-троктолит-габбронорит-монцодиоритовый плутон (южная часть батолитового пояса) с U-Pb изотопным возрастом 148 млн лет (Изох и др., 2012). Верхняя краевая фация этого массива прорвана колымскими гранитами, что также указывает на догранитное формирование массива.

Крупнейшая на Северо-Востоке Азии Яно-Колымская золотоносная провинция протягивается от верхних течений рек Колымы, Индигирки и Яны в северо-восточном направлении на расстояние более 1100 км при ширине от 100 до 200 км. Золоторудные месторождения образуют полосу, пространственно совпадающую с гранитоидными плутонами Главного Колымского батолитового пояса (Горячев, 1998). Месторождения относятся к золото-кварцевому типу, характерна пространственно-временная ассоциация с дайковыми поясами и малыми плутонами I-типа (Гамянин, Горячев, 1991; Fridovsky et al., 2020; Фридовский и др., 2022). Золото-редкометальные жилы обычно связаны с гранитоидами S- и I-типов, принадлежащими гранит-лейкогранитной ассоциации (Горячев, 1998), однако большая часть золото-кварцевых жил располагается в терригенных толщах.

Опубликованные к настоящему времени изотопно-геохронологические данные (Прокопьев и др., 2018) указывают на более молодой, по сравнению с батолитовыми гранитами, возраст месторождений золота и других металлов. Возраст, соответствующий периоду батолитообразования, установлен для ранней стадии формирования Au-кварцевого Малотарынского и Sn-Ag сульфидного Купольного месторождений, распложенных на флангах Тас-Кыстабытского плутонического пояса. Предполагается генетическая связь некоторых Au-кварцевых месторождений Делакаг-Нерской металлогенической зоны с дайковым магматизмом (Fridovsky et al., 2020). Таким образом, роль широкомасштабного гранитообразования в формировании уникальной золотоносной провинции пока не ясна.

ПЕТРО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГРАНИТОИДОВ И АССОЦИИРУЮЩИХ МАФИЧЕСКИХ ПОРОД

Петро-геохимическая характеристика гранитоидов рассматриваемых провинций приведена во многих публикациях, что позволяет ограничиться самой общей информацией и ссылками на наиболее значимые публикации.

Ангаро-Витимская гранитоидная провинция. Доминирующие по объему гранитоиды баргузинского комплекса содержат 68–76 мас. % SiO₂, 3–6 мас. % К₂О и принадлежат к высококалиевой известково-щелочной серии (Цыганков и др., 2010, 2017; Litvinovsky et al., 2011). Агпаитовый индекс NK/A составляет 0.7–0.83, A/CNK ≈ 1 (0.97–1.08). В редкоземельном спектре LREE преобладают над HREE, значения (La/Yb)_n варьируют в интервале 18–40. Отрицательная Eu-аномалия наблюдается в большинстве изученных проб (Eu/Eu* = 0.45). Относительно среднего состава континентальной коры (Rudnik, Gao, 2003) гранитоиды баргузинского комплекса обеднены Ba, Ta, P, Eu и Ti, обогащены Th, K и Pb.

Известково-щелочные низкокремниевые гранитоиды чивыркуйского комплекса и переходные от известково-щелочных к субщелочным граниты и кварцевые сиениты зазинского комплекса в основном принадлежат к высококалиевой известково-щелочной серии. Их состав варьирует от монцонитов и кварцевых сиенитов до гранитов и лейкогранитов, охватывая диапазон кремнекислотности 55–70 мас. % SiO₂ в чивыркуйских и 65–77 мас. % SiO₂ в зазинских гранитоидах, при К₂О 2.5–5.5 и 4–6.5 мас. % соответственно. Агпаитовый индекс NK/A составляет 0.6–0.82 и 0.72–0.93 соответственно; A/CNK ≈ 0.75–1.06 и 0.91–1.9. Редкоземельные спектры пород обоих комплексов характеризуются резким преобладанием LREE над HREE: (La/Yb)_n = 9–34 и 14–34. Зазинские граниты характеризуются более выраженной отрицательной Eu-аномалией: Eu/Eu* = 0.35–0.57 против 0.62–0.75 в большинстве пород чивыркуйского комплекса. Относительно среднего состава континентальной коры (Rudnik, Gao, 2003) чивыркуйские гранитоиды обогащены Ba и Pb и деплетированы Nb и Ta. Зазинские гранитоиды содержат больше Rb, Th и обеднены Sr, P, Eu, Ti, Та.

Раннепермские высококалиевые монцонитоиды и сиениты нижнеселенгинского комплекса и РА-граниты (peralkaline (PA) granites) и AFS-сиениты (alkali feldspar (AFS) syenites) раннекуналейского комплекса характеризуются максимально высокой общей (раннекуналейский) и калиевой (нижнеселенгинский) щелочностью, что соответствует шошонитовой серии (нижнеселенгинский комплекс), однако агпаитовый индекс обычно не превышает 0.85, определяя их известково-щелочной характер (Цыганков и др., 2010, 2017; Цыганков, 2014; Litvinovsky et al., 2011). РА-граниты и AFS-сиениты раннекуналейского комплекса являются типичными представителями пород металюминиевой (A/CNK < 1) субщелочной и щелочной серий, с предельно низкими содержаниями Sr, Ba и максимально высокими Rb, Zr, Nb. Нижнеселенгинские сиениты и монцониты отличаются на порядок более высоким концентрациями Sr (Ba) и, соответственно, более низкими Nb и Zr. Спектры распределения REE в породах нижнеселенгинского и раннекуналейского (Litvinovsky et al., 2002) комплексов во многом сходны, что отражается как в суммарном содержании REE, так и на значениях (La/Yb)_n (10–27 и 9–24 соответственно). Главное отличие заключается в Eu-аномалии: Eu/Eu* = = 0.59–1.00 в породах нижнеселенгинского комплекса, против 0.23–0.60 в породах раннекуналейского комплекса.

Мафические породы в составе АВБ при всем разнообразии форм проявления имеют выдержанный химический состав, вариации которого связаны с фракционированием в промежуточных камерах или процессами контаминации салическим расплавом, либо с вмещающими силикатными породами. Они характеризуются низкой магнезиальностью (Mg# 52–40 мол. %), умеренным содержанием TiO₂ (0.8–1.5 мас. %, редко до 2.4 мас. %), повышенной глиноземистостью (15–20 мас. % Al₂O₃), высокой калиевой щелочностью (Litvinovsky et al., 2011; Цыганков и др., 2016). В целом для них характерно умеренное обогащение LREE относительно HREE ((La/Yb)_n = 8–23), слабовыраженная Euаномалия (Eu/Eu* = 0.67—1.11), деплетированность Nb (в меньшей мере Ti, Zr, Hf), обогащенность LILE, положительные Pb- и Sr-аномалии.

Хангайская зональная магматическая область. Известково-щелочные гранитоиды Хангайского батолита варьируют по составу от гранодиоритов и граносиенитов до лейкогранитов и умеренно-щелочных лейкогранитов (Ярмолюк и др., 2016а), охватывая диапазон кремнекислотности 63–77 мас. % SiO₂ при сумме щелочей 6–12 мас. %. Согласно (Ярмолюк и др., 2016а), гранитоиды батолита подразделяются на три геохимических группы. Тоналиты и гранодиориты первой группы содержат 65–70 мас. % SiO₂ и имеют агпаитовый индекс NK/A < 0.87. Для них характерны вариации содержания Ва, высокие концентрации Th, U, К, Sr, глубокий Ta-Nb минимум, пониженные содержания P и Ti, фракционированное распределение легких REE. Иногда отмечается слабая отрицательная Eu-аномалия. По геохимическим характеристикам эта группа пород близка к среднему составу континентальной коры (Rudnik, Gao, 2003).

Граниты и лейкограниты второй группы (SiO₂ > 70 мас. %, NK/A < 0.87) отличаются более широкими вариациями содержаний элементов-примесей. От гранитоидов первой группы они отличаются большей деплетированностью Nb, Ta, Sr, P и Ti, появляется слабая отрицательная аномалия Ва и Eu (Ярмолюк и др., 2016а).

Третья группа пород объединяет гранитоиды повышенной щелочности – граносиениты, умеренно-щелочные граниты и лейкограниты (SiO₂ 64–77 мас. %, NK/A > 0.87). От пород второй группы они отличаются немного большим содержанием Ta и Nb, при сохранении их отрицательной аномалии, а также большей величиной отрицательных аномалий Ва, Sr, P, Ti и Eu, что, вероятно, отражает их более фракционированный характер (Ярмолюк и др., 2016а).

Салические породы рифтовых зон (Ярмолюк и др., 2016а; Ganbat et al., 2021; Kozlovsky et al., 2023) отличаются от гранитоидов Хангайского батолита более высокой щелочностью при примерно одинаковом диапазоне вариаций SiO₂. На ТАS диаграмме (Ярмолюк и др., 2016а) они занимают поля щелочных гранитов, щелочных и умеренно-щелочных лейкогранитов. В большинстве случаев NK/A > 0.85. Они характеризуются заметно более высокими, по сравнению с гранитоидами батолита, концентрациями REE, LILE и HFSE, при этом индикаторные характеристики, такие как отрицательные аномалии Ва, Ta, Nb, Sr, P, Ti и Eu, не только сохраняются, но и усиливаются.

Мафические породы зонального ареала тяготеют к рифтовым зонам, тогда как в центральной части Хангайского батолита они представлены небольшими телами ранних фаз внедрения, синплутоническими дайками и мафическими включениями (Ярмолюк и др., 2016а). Для них характерно повышенное содержание TiO₂ и в основном повышенная щелочность. На ТАS диаграмме породы основного состава занимают поля габбро, габбродиоритов, монцогаббро и монцодиоритов. Повышенное содержание SiO₂, по-видимому, связано с контаминацией мафических магм салическим коровым материалом или расплавом. Для мафических пород из центральной части батолита характерны повышенные содержания REE, Zr, Hf, P и Sr, что сближает их с внутриплитными базальтами OIB-типа. В отличие от последних базитовые породы Хангайского ареала имеют ярко выраженный Ta-Nb минимум.

В целом В.В. Ярмолюк с соавторами (2016а) подчеркивают, что гранитоиды Хангайского батолита обладают геохимическим сходством со средним составом континентальной коры (Rudnik, Gao, 2003), тогда как гранитоиды рифтовых зон и некоторые массивы в центральной части батолита отличаются большей щелочностью и большими концентрациями LILE и HFSE, за исключением Ва, Ta, Nb, Sr, P, Ti и Eu, что характерно для гранитов А-типа. В этом прослеживается аналогия с Западным Забайкальем, где пространственно совмещены известково-щелочные граниты Ангаро-Витимского батолита и гранитоиды А-типа, составляющие плутоническую часть Монголо-Забайкальского вулканоплутонического пояса.

Калба-Нарымский батолит. Предбатолитовые плагиограниты кунушского комплекса представляют собой высоко-Na известковистые гранитоиды, содержащие 67–72 мас. %, SiO₂ и 2.2–4.1 CaO; K₂O/Na₂O = 0.12–0.66, индекс глиноземистости A/CNK варьирует от 0.99 до 1.13 (Хромых и др., 2016, Kuibida et al., 2019). Плагиограниты характеризуются низкими содержаниями REE (17–78 г/т), умеренно дифференцированным спектром распределения ((La/Yb)_n = 8–26), отсутствием Eu-аномалии и повышенными содержаниями Sr и U.

В породах калгутинского комплекса содержание SiO₂ составляет 62–67 мас. %; эти породы отличаются высоким содержанием K₂O, достигающим 6 мас. %, что позволяет относить их к высококалиевой известково-щелочной серии (Хромых и др., 2016). Индекс глиноземистости A/CNK соответствует умеренно-высокоглиноземистым породам (0.97–1.19). Содержание REE варьирует в интервале 150–225 г/т, спектры характеризуются небольшим Eu-минимумом (Eu/Eu* = 0.4–0.6), а также минимумами Ba, Ta, Nb и Sr на спайдердиаграммах. Исходя из данных по составам пород, плагиограниты кунушского комплекса следует рассматривать как гранитоиды M-типа, связанного с плавлением или дифференциацией толеитовых базитов. Умеренно-глиноземистый, магнезиальный состав пород калгутинского комплекса позволяет классифицировать их как гранитоиды I-типа или переходного S-I-типов.

Типоморфные гранодиориты и граниты калбинского комплекса содержат 63–72 мас. % SiO₂, 2.9–6.2 мас. % K₂O и принадлежат к высококалиевой известково-щелочной серии (Котлер и др., 2015б; Хромых и др., 2016; Kotler et al., 2021). Агпаитовый индекс NK/A составляет 0.56–0.83, индекс глиноземистости A/CNK = 1.0–1.3. В редкоземельном спектре пород LREE преобладают над HREE, в большинстве проб наблюдается отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0.3–0.7). Относительно среднего состава континентальной коры (Rudnik, Gao, 2003) гранитоиды калбинского комплекса обеднены Ba, Sr, Eu, Ti, обогащены Th. Приведенные данные по составу пород калбинского комплекса позволяют классифицировать их как гранитоиды промежуточного S-I-типов.

Высококалиевые известково-щелочные лейкограниты монастырского комплекса содержат 72–78 мас. % SiO₂ и 3.2–6.7 мас.%. K₂O. Агпаитовый индекс NK/A заметно выше, по сравнению с калбинскими гранитами, и составляет 0.7–1.0, что определяет переход от известково-щелочных к субщелочным разностям. Характерна высокая железистость. Индекс глиноземистости A/CNK соответствует породам калбинского комплекса (1.0–1.3). Лейкограниты монастырского комплекса отличает повышенное содержание HFS элементов (Zr, Hf, Y, Nb) и REE. От калбинских гранитов их отличает более высокое содержание HREE, при меньшей степени фракционирования, и большая величина отрицательной аномалии Eu (Eu/Eu* = 0.4–0.03). Монастырские граниты обеднены Ba, Sr, P, Eu и Ti относительно среднего состава континентальной коры (Rudnik, Gao, 2003). Исходя из железистого состава лейкогранитов, повышенных содержаний HFSE, REE, Li, F и крайне низких CaO и P₂O₅, породы монастырского комплекса классифицируются как гранитоиды А₂-типа (Kotler et al., 2021).

Постбатолитовые дайки миролюбовского комплекса широко варьируют по составу. Содержания в них SiO₂ 46–58 мас. % и MgO 2.5–8 мас. %, что соответствует габбро, габбродиоритам, монцогаббро, монцодиоритам и монцонитам (Khromykh et al., 2022). Эти породы принадлежат к высококалиевой известково-щелочной серии, характеризуются низкой магнезиальностью (Mg# 38–40 мол. %) и высокими содержаниями TiO₂, К₂О, Р₂О₅ и REE. Они обогащены LREE относительно HREE ((La/Yb)_n = 3.05–9.34) и имеют отрицательную Eu-аномалию, слабо проявленную в базитах (Eu/Eu* = 0.82–0.96) и более выраженную в породах среднего состава (0.60–0.87). Мультиэлементные спектры породы миролюбовского комплекса, нормированные по примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989), имеют отрицательные аномалии Ta, Nb, Ti (кроме долеритов) и положительную Zr (Khromykh et al., 2022).

Главный (Колымский) батолитовый пояс. Характеристика химического состава колымских гранитов основана на результатах изучения десяти плутонов южной части батолитового пояса. Вопрос возможности экстраполяции этих данных на весь пояс не рассматривался, однако отсутствие каких-либо данных о латеральной вещественной зональности дает основание полагать, что представленные ниже данные характеризуют Главный батолитовый пояс в целом. Петрографический состав рассматриваемых гранитоидов, включая I- и S-типы, варьирует от Amph-Bt гранодиоритов до Bt-гранитов, содержание SiO₂ в которых составляет 67–73 мас. %, суммарное содержание щелочей (Na₂O + K₂O = 6.5–8 мас. %) соответствует породам нормальной щелочности с редкими отклонениями в сторону умеренно-щелочных граносиенитов и субщелочных лейкогранитов. Относительно самостоятельную петрохимическую группу составляют овоидные лейкограниты Северного Большого Аначага и мусковитовые граниты Южно-Мякитского штока, в которых содержание кремнезема достигает предельных для магматических пород значений. Гранитоиды всех изученных массивов принадлежат к высококалиевой известково-щелочной серии. Индекс насыщения глиноземом (A/CNK) варьирует от 1.0 до 1.2. Обращает внимание повышенная глиноземистость мусковитовых гранитов Южно-Мякитского штока (A/CNK = 1.3 сред.) и биотитовых гранитов Трубного массива (A/CNK = 1.25 сред). На большинстве вариационных диаграмм соотношения петрогенных оксидов с SiO₂ поля гранитоидов всех массивов практически полностью перекрываются, кроме наиболее кремнекислых разностей, отмеченных выше. На классификационной диаграмме A/NK–A/CNK (Maniar, Piccoli, 1989) подавляющая часть фигуративных точек всех массивов лежит в поле гранитов S-типа, включая Мазуровский плутон и Делянкирский шток, рассматривающихся в качестве типичных представителей гранитоидов I-типа.

Распределение REE в гранитоидах разных массивов южной части Главного батолитового пояса имеет много общего: LREE преобладают над HREE ((La/Yb)_n = 4–8), характерна хорошо выраженная Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0.36–0.75), La/Sm = 1.54–3.09; Gd/Yb = 1.18–1.84 при сумме REE от 105 до 250 ppm. Отличие между Amph-Bt и Bt-гранитами заключается лишь в немного большем среднем содержании REE в Bt-гранитах – 180–200 ppm, против 120–140 ppm в амфибол-биотитовых разновидностях.

На графиках распределения литофильных элементов, нормированных по среднему составу континентальной коры (Rudnik, Gao, 2003), отчетливо проявлены минимумы по Ba, Sr, Eu и Ti, вероятно, отражающих устойчивость плагиоклаза и Ti-содержащих фаз в области плавления. Тем не менее при общем сходстве почти каждый массив хоть и незначительно, но все же отличается от других плутонов, что, вероятно, связано со степенью плавления и, возможно, составом исходного субстрата.

Лейкократовые овоидные граниты Северного Большого Аначага и мусковитовые граниты Южно- Мякитского штока составляют ничтожную долю от общего объема гранитоидов южной части Главного батолитового пояса. Вместе с тем их петро-геохимические характеристики весьма необычны. Они характеризуются крайне низкими содержаниями Ba (<100 ppm) и Sr (<50 ppm), значением LREE/HREE, близким к единице, с очень глубокой Eu-аномалией – это диагностический признак гранитоидов А-типа. Однако, в отличие от последних, они содержат <100 ppm Zr, что для А-гранитов не характерно.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ Nd ГРАНИТОИДОВ И АССОЦИИРУЮЩИХ МАФИЧЕСКИХ ПОРОД

Изотопная изученность рассматриваемых гранитоидных провинций сильно различается. Наиболее полные данные имеются по Ангаро-Витимской и Хангайской провинциям. Гранитоиды Главного батолитового пояса и Калба-Нарымского батолита изучены не столь детально. Тем не менее опубликованные и оригинальные данные авторов позволяют охарактеризовать изотопный состав пород рассматриваемых гранитоидных провинций. Для этого нами использовано 157 определений изотопного состава Nd в гранитоидах Ангаро-Витимского батолита, включая ассоциирующие мафические породы и щелочные гранитоиды Монголо-Забайкальского пояса. Часть этих данных опубликована ранее (Litvinovsky et al., 2011; Цыганков, 2014; Tsygankov et al., 2021). Для характеристики Хангайского батолита использованы изотопные данные (63 определения), приведенные в (Ярмолюк и др., 2016а). Изотопный состав калбинских гранитов охарактеризован семью пробами (Kuibida et al., 2018; Kotler et al, 2021); по гранитам Главного колымского батолитового пояса имеется 33 определения изотопного состав Nd, из которых 15 заимствованы из (Лучицкая и др., 2022; Фридовский и др., 2022). Перечисленные выше данные приведены на рис. 11.

 

Рис. 11. Изотопный состав Nd в гранитоидах и ассоциирующих мафических породах. Ангаро-Витимский батолит: гранитоиды (1), мафические породы (2); 3 – щелочные гранитоиды Монголо-Забайкальского вулканоплутонического пояса; Хангайский батолит: гранитоиды (4), мафические породы (5); 6 – гранитоиды Калбо-Нарымского батолита; 7 – гранитоиды Главного Колымского батолитового пояса. РЗ – диапазон вариаций изотопного состава гранитоидов рифтовых зон обрамления Хангайского батолита. Римскими цифрами обозначены кластеры изотопного состава гранитоидов и мафических пород АВБ, в скобках – среднее значение T_Nd(DM-2st). Данные по Хангайской зональной магматической области заимствованы из (Ярмолюк и др., 2016а), для удобства мафические породы показаны со сдвигом по возрасту. Данные по Калбо-Нарымскому батолиту заимствованы из (Хромых и др., 2016).

 

Nd-изотопные данные указывают на гетерогенный изотопный состав гранитоидов всех рассматриваемых провинций, но особенно ярко эта гетерогенность проявлена в Ангаро-Витимском батолите. Значения ε_Nd(Т) и соответствующий им двустадийный модельный возраст гранитоидов АВБ и ассоциирующих мафических пород образуют пять не перекрывающихся кластеров (рис. 11). Кластер I (n = 5): ε_Nd(Т) = −22.5 ÷ −17.2, T_Nd(DM-2st) = 2930–2490 млн лет. Этот кластер включает исключительно граниты баргузинского комплекса, причем большая часть проб (4 из 5) отобрана в северной части позднепалеозойского гранитоидного ареала, в бассейне р. Витим. Кластер II (n = 13): ε_Nd(Т) = −14.5 ÷ −10.8, T_Nd(DM-2st) = 2200–1970 млн лет. Объединяет гранитоиды баргузинского, чивыркуйского и отдельные пробы зазинского комплексов, отобранные в северной и центральной частях гранитоидной провинции (хр. Улан-Бургасы, северо-восточное побережье оз. Байкал). Кластер III (n = 19): ε_Nd(Т) = −9.3 ÷ −3.9, T_Nd(DM-2st) = 1790–1425 млн лет, также включает гранитоиды баргузинского, чивыркуйского и зазинского комплексов, отобранные в центральной части хребта Улан-Бургасы и две пробы из северной части магматического ареала. Кластер IV (n = 42): ε_Nd(Т) = −7.7 ÷ −2.5 T_Nd(DM-2st) = 1706–1265 млн лет, включает пробы всех рассматриваемых комплексов Ангаро-Витимского батолита, а также щелочные гранитоиды раннекуналейского комплекса. Подавляющая часть проб отобрана в центральной части АВБ, включая Брянский и Хоринский щелочно-гранитоидные плутоны. Кластер V (n = 12): ε_Nd(Т) = −0.5 ÷ 1.95, T_Nd(DM-2st) = 1118–910 млн лет, включает гранитоиды зазинского комплекса из Юго-Западного Забайкалья, одну пробу гнейсогранитов с побережья оз. Байкал и щелочные граниты раннекуналейского комплекса.

Экстремально высокие значения ε_Nd(Т) = 8.2 ÷ 9.3, зафиксированные в гнейсовидных гранитах бассейна р. Голондокон и в щелочных гранитах Юго-Западного Забайкалья (Шабартайский массив), требуют дополнительной проверки. Кроме того, следует подчеркнуть относительно небольшой диапазон вариаций изотопного состава неодима в мафических породах АВБ, ε_Nd(Т) в которых составляет −5.4 ÷ − 3.2 и лишь в отдельных пробах достигает 1.2.

Щелочные гранитоиды Монголо-Забайкальского вулканоплутонического пояса, пространственно ассоциирующие с АВБ, формировались длительное время, с 298 млн лет (Reznitsky et al., 2005) до 160 млн лет (неопубликованные данные авторов). Их изотопный состав варьирует в диапазоне: ε_Nd(Т) = −4.7 ÷ 6.7, однако большая часть имеющихся значений ε_Nd(Т) лежит в интервале −3.0 ÷ 4.0. Двустадийный модельный возраст варьирует от 1360 до 670 млн лет, а в пробах с экстремально высоким ε_Nd(Т) = 5.7 ÷ 6.7 составляет 540–460 млн лет. В целом параметры изотопного состава щелочных гранитоидов близки V изотопному кластеру (рис. 11), который составляют в основном граниты зазинского комплекса, развитые в Юго-Западном Забайкалье, тогда как такие же граниты других районов характеризуются совершенно иными изотопными параметрами.

Гранитоиды Хангайского зонального магматического ареала отличаются от АВБ более высокими значениями ε_Nd(Т), варьирующими, за исключением отдельных проб, от −8 до 1.5, причем большая часть значений лежит в узком интервале от −3 до −0.5. Мафические породы синплутонических даек и малых интрузий по изотопному составу Nd делятся на две группы: −10 ÷ −4.6 и −1.1 ÷ 4. Изотопный состав Nd пород рифтовых зон практически полностью перекрывается с этими параметрами и составляет −2.5 ÷ 5.

Таким образом, несмотря на очевидное сходство в геологическом строении и составе Ангаро-Витимского и Хангайского гранитоидных ареалов, изотопный состав Nd слагающих их пород существенно отличается.

Для гранитоидов Калба-Нарымского батолита характерны исключительно положительные значения ε_Nd(Т), варьирующие в широком интервале от 0.8 до 8.9. Наиболее высокие значения ε_Nd(Т) характерны для плагиогранитов кунушского комплекса (6.7 ÷ 8.9), что так же, как и их состав, позволяет предполагать их связь с деплетированным источником – толеитовыми базальтоидами. Для гранодиоритов калгутинского комплекса характерны более низкие значения ε_Nd(Т) = 2.1 ÷ 3.4 и двустадийный модельный возраст T_Nd(DM-2st) = 0.85–1.1 млрд лет. Для пород калбинского комплекса, слагающих основной объем батолита, по 11 определениям получен интервал ε_Nd(Т) от 0.8 до 2.5 при T_Nd(DM‐2st) = 0.8–0.9 млрд лет. Наиболее молодые лейкограниты монастырского комплекса по шести определениям имеют более высокие значения ε_Nd(Т) от 3.5 до 5.2, а T_Nd(DM-2st) = 0.6–0.7 млрд лет.

В гранитоидах Главного колымского батолитового пояса ε_Nd(Т) в основном лежит в диапазоне −7.5 ÷ −2, в некоторых пробах до −11.6. Двустадийный модельный возраст T_Nd(DM-2st) = 2.68–1.12 млрд лет. Различий в изотопном составе гранитов I- и S-типов не выявлено. Изотопный состав малых интрузий также не отличается от изотопного состава гранитных батолитов.

ОБСУЖДЕНИЕ

Приведенные выше данные в кратком виде суммированы в табл. 1, являющейся основой для дальнейшего обсуждения условий формирования рассматриваемых гранитоидных провинций.

 

Таблица 1. Характеристика гранитоидных батолитов плутонических салических крупных изверженных провинций (Р-SLIPs) ареального и линейного типов

Р-SLIPs Основные параметры	Ангаро-Витимская гранитоидная провинция, Забайкалье	Хангайский зональный магматический ареал, Северная–Центральная Монголия	Калбинский батолит, Северо-Восточный Казахстан	Главный Колымский батолитовый пояс, Северо-Восточная Азия
Морфологический тип	Ареальный	Ареальный	Линейный	Линейный
Площадь, км2	200 000	250 000	15 000	73 000
Объем, млн км3	0.7–1.5	1.0	0.1	0.36
Возраст главного этапа гранитообразования и его длительность, млн лет	325–280 45	270–240 30	300–275 25	155–143 17
Общая продолжительность магматизма, млн лет	330–260	302–240	310–275	158–138
Интенсивность магматизма, км3/млн лет	15 000–35 000	33 000	4 000	21 000
Догранитный фундамент	Коллаж террейнов разного возраста и происхождения	Коллаж террейнов разного возраста и происхождения	Турбидитовый террейн	Террейны пассивной окраины
Основные типы пород	Qtz-монцониты, Qtz-сиениты, Amph-Bt гранодиориты, Bt-граниты, субщелочные лейкограниты	Amph-Bt гранодиориты, Bt-граниты, граносиениты, лейкограниты, умеренно-щелочные лейкограниты	Bt-гранодиориты, Bt-граниты, лейкограниты	Bt-, Hb-Bt граниты, гранодиориты
Петрохимический тип	Известково-щелочные, субщелочные высококалиевые	Известково-щелочные субщелочные высококалиевые, щелочные	Известково-щелочные высококалиевые	Известково-щелочные высокоглиноземистые
Ассоциирующие мафические породы	Габбро-монцонитовые плутоны, синплутонические базитовые интрузии, минглинг-дайки, ММЕ	Синплутонические дайки, штоки, небольшие тела основного–среднего состава; ММЕ; ультрамафит-мафитовые массивы по периферии	Добатолитовые габбро-сиениты и перидотит- габбро-монцодиориты; постбатолитовые дайки долеритов; ММЕ	Добатолитовые дайки основного состава
Р-SLIPs Основные параметры	Ангаро-Витимская гранитоидная провинция, Забайкалье	Хангайский зональный магматический ареал, Северная–Центральная Монголия	Калбинский батолит, Северо-Восточный Казахстан	Главный Колымский батолитовый пояс, Северо-Восточная Азия
Ассоциирующие (одновозрастные) гранитоиды	РА-граниты, AFS-сиениты раннекуналейского комплекса; щелочно-основные интрузии	Щелочные граниты и бимодальные вулканиты повышенной и высокой щелочности	Гранитные пегматиты	Граниты А-типа поперечных поясов
ɛNd(Т)	−22.5 ÷ 1.9	−8.0 ÷ 1.5	0.8 ÷ 4.3	−15 ÷ −2
T(DM-2st), млрд лет	2.9–0.9	2.3–0.9	1.0–0.77	2.2–1.1
Предполагаемые источники магм	Разновозрастные коровые протолиты, обогащенная мантия	Разновозрастные коровые протолиты, обогащенная мантия	Трехкомпонентная смесь: MORB-OIB метаосадки турбидитового бассейна	Коровые протолиты
Металлогеническая специализация	Рудопроявления и мелкие месторождения Au, Mo	Редкометальная (Zr, Nb, Ta, Li, Y и Th) и Cu-Mo минерализация рифтовых зон обрамления Хангайского батолита; Cu-Au рудопроявления	Редкометальная (Li, Ta, Nb, Be, Cs) провинция	Au (Ag, Sn) провинция, генетическая связь с гранитоидами неясна
Геодинамическая обстановка	Посторогенная плюмовая	Надвигание края континента на горячую точку	Посторогенная плюмовая	Коллизионная, надсубдукционная (?)

 

Морфология гранитоидных провинций, длительность формирования

Ареальный и линейный типы магматических провинций, кроме морфологических различий, положенных в их определение, в разы или даже на порядок величин, различаются площадью и объемом гранитоидов в их составе. Причины этих различий, по-видимому, обусловлены двумя факторами: а) строением и структурой догранитного фундамента; б) масштабом энергетического воздействия на нижние и средние горизонты континентальной коры. Догранитный фундамент провинций ареального типа представляет собой сложно построенный коллаж террейнов разного состава, возраста и происхождения. В их взаимном расположении отсутствует какая-либо директивность. Иначе говоря, отсутствует структурно-тектонический контроль при внедрении и консолидации в верхней коре гранитоидных интрузий. В расположении гранитоидных интрузий провинций линейного типа, напротив, такой структурный контроль очевиден. Отдельные массивы и провинции в целом располагаются согласно простиранию складчато-надвиговых структур, протягиваясь на многие сотни и даже тысячи километров. Наиболее ярким примером является Главный Колымский батолитовый пояс, который изгибаясь почти под прямым углом, сменяется Северным поясом, повторяющим в совокупности ориентировку структур «Колымской петли» (Зоненшайн и др., 1990).

Объем гранитоидов рассматриваемых провинций, вероятно, определяется масштабом теплового воздействия, возможно, энергетической мощностью мантийного плюма (Кирдяшкин, Кирдяшкин, 2016), что кажется вполне очевидным, а также предшествующей историей геологического развития региона. Можно предположить, что при равной энергетической мощности воздействие плюма на разогретую до субсолидусной температуры нижнюю кору орогена приведет к гораздо более масштабному плавлению, по сравнению с молодой корой складчатой области. Разница температур в основании коры на стадии орогенеза и после его завершения может достигать 360°С (Johannes, Holtz, 1996), составляя 970 и 610°С соответственно. Следует подчеркнуть, что приведенные соображения не относятся к Колымскому батолитовому поясу, формирование которого связывают с коллизионными или субдукционными процессами (см. ниже).

Длительность формирования рассматриваемых магматических провинций важна в контексте их связи с мантийными плюмами. Согласно принятым критериям (Ernst, 2014), мафические LIPs формируются очень быстро, не более 10–15 млн лет, что согласуется с расчетными данными о времени существования мантийных плюмов (Добрецов, Кирдяшкин, 1994; Кирдяшкин и др., 2005). Для салических провинций установлен более длительный период формирования – до 40 млн лет (Bryan et al., 2002; Bryan, Ernst, 2008), который может включать несколько периодов наибольшей активности. Приведенные выше данные показывают, что длительность формирования рассматриваемых батолитов (без Колымского пояса), во-первых, соизмерима, составляя первые десятки миллионов лет, и, во-вторых, по объему магматизма соответствует критериям принадлежности к SLIPs. В этой связи важным вопросом является соотношение главных фаз батолитообразования с добатолитовыми и постбатолитовыми магматическими комплексами, а именно, являются ли они в петрогенетическом смысле частью рассматриваемых провинций или это самостоятельные события, не связанные с формированием P-SLIPs?

Рассмотрим этот вопрос на примере Ангаро-Витимской и Хангайской провинций. В контурах Ангаро-Витимского батолита (магматической провинции) известны габброиды с изотопным возрастом 330 млн лет (Лыхин и др., 2010), близкие по времени формирования к наиболее ранним гнейсогранитам АВБ с возрастом 325 млн лет (Цыганков и др., 2007). Щелочные граниты и сиениты Монголо-Забайкальского вулканоплутонического пояса, пересекающего центральную часть АВБ, формировались 278–160 млн лет назад, а самые молодые граниты региона (Первомайский шток в Джидинском рудном поле, Юго-Западное Забайкалье) имеют возраст 127 млн лет (Damdinova et al., 2019). Иначе говоря, после завершения главной фазы батолитообразования примерно 280 млн лет назад гранитоидный магматизм продолжался еще 150 млн лет. Поэтому щелочно-гранитоидный магматизм, в том числе его наиболее ранние производные, такие как Брянский, Хоринский плутоны (Litvinovsky et al., 2002), мы не включаем в состав батолита, условно ограничивая его возраст наиболее молодыми датировками пород нижнеселенгинского комплекса.

В составе Хангайского зонального ареала наиболее ранние граниты Яругингольского массива имеют U-Pb изотопный возраст 302 млн лет (Ярмолюк и др., 2013а), что соответствует максимуму магматической активности при формировании Ангаро-Витимского батолита, а наиболее молодые щелочные граниты – 220 млн лет (Ярмолюк и др., 2016а) соответствуют возрасту соседней Хэнтейской гранитоидной провинции.

В качестве рабочей гипотезы можно предположить, что эти граниты являются дальней периферией Ангаро-Витимской и Хэнтейской провинций и не имеют отношения к Хангайской. Таким образом, единственным критерием, ограничивающим время формирования Хангайской зональной провинции, является статистика распределения возраста (Ярмолюк и др., 2016а), ограничивающая это время интервалом 270–240 млн лет.

Аналогичным образом для Калба-Нарымского батолита массивы кунушского и калгутинского комплекса, имеющие сравнительно малые объемы и сформированные до внедрения главного объема гранитов калбинского комплекса (т.е. сформированные до ~300 млн лет), мы не включаем в состав Калба-Нарымского батолита, ограничивая время его формирования интервалом 300–276 млн лет.

Основными петрографическими типами пород во всех рассматриваемых провинциях являются граниты и гранодиориты. Однако в ареального типа провинциях петрографическое разнообразие значительно шире. Так, в Ангаро-Витимском батолите значительную роль играют породы повышенной основности и щелочности – монцониты, Qtz-монцониты, Qtz-сиениты, субщелочные лейкограниты; в Хангайской – лейкограниты и умеренно-щелочные лейкограниты. Причины этого разнообразия, вероятно, кроются в большей степени дифференцированности магм при их существенно большем объеме. Однако это может быть справедливо лишь для лейкогранитов, поскольку образование монцонитоидов и сиенитов путем дифференциации субэвтектического расплава мало вероятно. Образование гранитоидов повышенной основности может быть следствием неполной сегрегации расплава и реститовых фаз (Bt, Amph) в области плавления (Chen, Grapes, 2007) либо следствием смешения салических коровых расплавов с мантийными магмами (см. ниже). В пользу этого предположения свидетельствует отсутствие или крайне ограниченное развитие подобных пород (монцонитоидов, Qtz-сиенитов) в составе Калба-Нарымского батолита и в гранитоидных батолитах Колымского пояса, где мафические породы отсутствуют. Особенно показателен тот факт, что монцониты и Qtz-монцониты появляются там, где есть породы основного состава, где есть свидетельства взаимодействия основных и кислых магм, как, например, в Преображенском массиве (Хромых и др., 2018), расположенном в Чарской зоне в юго-западном обрамлении этого батолита.

Состав пород, вклад мафических магм

Известково-щелочные гранитоиды являются самыми распространенными среди всех плутонических пород кислого состав. Не являются исключением и рассматриваемые провинции, в составе которых субщелочные и щелочные разновидности развиты весьма ограниченно или вовсе отсутствуют, как, например, в Калба-Нарымском батолите и на Колыме. Характерной петрохимической особенностью известково-щелочных гранитоидов Ангаро-Витимского, Хангайского и Калба-Нарымского батолитов является их повышенная и высокая калиевая щелочность. Причина этого, вероятно, кроется в дегидратационном плавлении биотита в области магмообразования (Johannes, Holtz, 1996; Chen, Grapes, 2007), а также в вещественном вкладе мафических магм (Litvinovsky et al., 2011, 2015; Цыганков, 2014; Ярмолюк и др., 2016б; Хромых и др., 2018; Kotler et al., 2021), для которых характерно высокое содержание калия. Очевидно, что роль этого фактора наиболее велика в Ангаро-Витимском батолите и минимальна в Калба-Нарымском. Гранитоиды Колымского батолитового пояса отличаются повышенной глиноземистостью, связанной, вероятно, с плавлением метапелитового источника.

Важным фактором формирования салических крупных изверженных провинций является мантийный мафический магматизм. В Ангаро-Витимском и Хангайском батолитах свидетельства синхронности мантийного и корового магматизма достаточно многочислены, подтверждены как геологическими наблюдениями, так и изотопно-геохронологическими (U-Pb, Ar-Ar) данными (см. выше). Синхронные гранитоидам Калба-Нарымского батолита базиты известны лишь в сопряженной Чарской зоне в виде мелких пикрит-габбровых интрузий аргимбайского и максусткого комплексов (Хромых и др., 2013) или в виде минглинг-структур в массивах Тастау (Докукина и др., 2010) и Преображенский (Хромых и др., 2018). Кроме того, имеются постбатолитовые дайки долеритов (Khromykh et al., 2022), приуроченные к системе ортогонально секущих разрывных нарушений, что, вероятно, отражает смену поля напряжений на дайковом этапе магматизма. Схожая ситуация в Колымском батолитовом поясе, только дайки являются добатолитовыми (Fridovsky et al., 2020; Фридовский и др., 2022). Таким образом, можно констатировать, что провинции ареального типа формировались путем одновременного внедрения мантийных мафических и коровых салических магм, тогда как в провинциях линейного типа мантийный магматизм проявлен в крайне ограниченных масштабах и его прямая связь с собственно гранитоидами батолитов не очевидна.

Наиболее важным следствием одновременного внедрения контрастных по составу мафических и салических магм является их взаимодействие, масштаб и результаты, что зависит от длительности этого процесса. В гипабиссальных условиях формируются минглинг-дайки (рис. 12), где химическое взаимодействие (mixing) почти отсутствует. На мезоабиссальном уровне становления гранитоидных плутонов результатом взаимодействия базитового и салического расплавов являются мафические включения (ММЕ), состав которых сильно отличается от исходного базальтового. Предполагается (Бурмакина, Цыганков, 2013), что наблюдаемый монцонитоидный состав включений является следствием одновременного действия нескольких процессов: фракционной кристаллизации базитового расплава, его химического взаимодействия (гибридизации) в пограничном слое, разделяющем базитовый и салический расплавы в магматической камере, и выделением свободной газовой фазы по мере кристаллизации гибридного (монцонитоидного) пограничного субслоя, что обеспечивает всплывание расплавно-кристаллических «капель». Предлагаемый механизм (Бурмакина, Цыганков, 2013; Хромых и др., 2018) согласуется с геологическими наблюдениями и модельными расчетами (Семенов, Полянский, 2017), однако его петрогенетическое значение ограничивается образованием ММЕ, поскольку мощность пограничного слоя, по некоторым оценкам (Плечов и др., 2008), не превышает 0.5–1.0 м.

 

Рис. 12. Схема, иллюстрирующая разные уровни генерации салических магм и зависимость характера процессов смешения мантийных и коровых магм от глубины. Остальные пояснения см. в тексте.

 

Учитывая это ограничение, можно предположить, что смешение, в результате которого образуются значительные объемы гибридных магм, должно происходить в условиях значительно более глубинных, по сравнению с уровнем консолидации интрузивных тел. С этим предположением согласуются масс-балансовые расчеты, выполненные на примере Ангаро-Витимского батолита. Они показывают, что средний состав кварцевых монцонитов АВБ может быть получен путем смешения чивыркуйского габбро и баргузинского гранита в пропорции 1:3 (Цыганков, 2014). Вместе с тем примерно такой же результат может быть получен и путем двухэтапной фракционной кристаллизации высококалиевого базальта (Цыганков, 2014), когда на первом этапе фракционная кристаллизация высококалиевого базальта (средний состав синплутонических габбро нижнеселенгинского комплекса) приводит к образованию монцонитового остатка, составляющего 35% от исходного объема, а на втором уже фракционная кристаллизация монцонитового расплава дает 67% остаточного сиенитового. Изотопные данные допускают оба варианта, однако дисбаланс редких и редкоземельных элементов вводит серьезные ограничения на модель фракционной кристаллизации.

Важная роль смешения магм косвенно подтверждается тем, что гранитоиды повышенной основности в составе Ангаро-Витимского батолита появляются одновременно с базитами, представленными мафическими включениями (Бурмакина, Цыганков, 2013), минглинг-дайками (Литвиновский и др., 1993, 1995а, 1995б; Титов и др., 1998, 2000; Бурмакина и др., 2018; Litvinovsky et al., 2012, 2017) и габбро-монцонитовыми плутонами (Цыганков и др., 2016). Аналогичным образом в Восточном Казахстане монцониты или кварцевые монцониты известны лишь там, где есть габброиды и минглинг-структуры.

Для Хангайского батолита монцонитоиды, сиениты, кварцевые сиениты в целом не характерны, однако мафические включения, синплутонические дайки, штоки и небольшие тела основного–среднего состава распространены достаточно широко. Можно предположить, что процессы взаимодействия магм имели место лишь на верхнекоровом уровне.

Nd-изотопный состав пород, источники магм

Дисперсия изотопных параметров пород рассматриваемых гранитоидных провинций (см. рис. 11) коррелирует со сложностью их геологического строения. Фундаментальное сходство заключается в том, что значения ε_Nd(Т) в большинстве случаев отвечают параметрам континентальной коры, являющейся основным источником салических магм. Кроме того, изотопный состав Nd мафических пород полностью (Ангаро-Витимская провинция) или почти полностью (Хангай) перекрывается с составом гранитоидов. Такое сходство изотопных характеристик мафических пород и гранитоидов может быть следствием контаминации мантийных магм древнекоровым материалом либо образованием этих магм за счет плавления обогащенного мантийного источника. Второе кажется более вероятным, по крайней мере для Ангаро-Витимской провинции, поскольку изотопный состав мафических пород варьирует в относительно узком диапазоне значений ε_Nd(Т) = −5.4 ÷ −3.2 и не коррелирует с содержанием SiO₂ в них, являющимся хорошим индикатором контаминации силикатным коровым материалом. Можно также предположить, что отмеченная выше «кластеризация» изотопных параметров гранитоидов отражает изотопный состав основных коровых протолитов.

Изотопный состав гранитоидов Хангайского батолита, ассоциирующих пород среднего и основного состава, а также рифтовых зон детально рассмотрены в (Ярмолюк и др., 2016а). Авторы указанной работы отмечают, что имеющиеся данные, представленные на рис. 11, свидетельствуют о двух крайних, мантийном и коровом, источниках магм зонального ареала, а также о разномасштабном взаимодействии этих источников при образовании магматических пород.

Вариации изотопного состава Nd в гранитоидах Калба-Нарымского батолита могут быть объяснены наличием нескольких контрастных изотопных резервуаров в пределах Калба-Нарымской зоны. Сопоставление изотопии гранитоидов и различных потенциальных источников позволило показать вклад различного исходного материала в формирование того или иного комплекса (Kuibida et al., 2019; Kotler et al., 2021). Изотопные характеристики плагиогранитов соответствуют изотопии метабазальтов из сопряженных Чарской и Иртышской зон. Это предполагает наличие в основании Калба-Нарымской зоны сильно деплетированного метабазитового субстрата, процессы частичного плавления которого могли привести к формированию пород кунушского комплекса. Для пород калбинского комплекса предполагается значительный вклад материала осадочных пород девон-каменноугольного возраста, для которых характерны слабоотрицательные значения ε_Nd на пермское время. Промежуточные изотопные значения ε_Nd(Т) для пород калгутинского и монастырского комплексов могут объясняться либо процессами частичного плавления тектонически смешанных субстратов из различных резервуаров, либо наличием каких-то промежуточных потенциальных субстратов, как, например, метаморфических пород, распространенных в южной части Иртышской зоны смятия (Hu et al., 2000), имеющих ε_Nd на пермское время в интервале от 1.8 до 3.2. В целом для гранитоидов Калба-Нарымского батолита, характеризующихся положительными значениями ε_Nd(Т), предполагается модель трехкомпонентного источника (Kotler et al., 2021), включающего метаосадки Калбинского террейна (такырская свита), базальты MORB- и OIB-типов, аналогичные таковым Чарской зоны.

Колымские гранитоиды характеризуются относительно выдержанным изотопным составом Nd, отвечающим параметрам древней континентальной коры с двустадийным модельным возрастом T_Nd(DM-2st) = 2.68–1.12 млрд лет. На этом основании высказано предположение (Акинин и др., 2009; Фридовский и др., 2022) о том, что фундамент Сибирского кратона прослеживается далеко на восток под складчатыми сооружениями Верхоянского пояса. В соответствии с этим предполагается, что именно древний фундамент кратона мог быть источником магм Колымских гранитов. Однако недавно опубликованные геофизические данные (Kungurtsev, Goshko, 2023) показывают, что это не так, что под батолитовым поясом нет древней континентальной коры. Альтернативное объяснение древним модельным возрастам, возможно, заключается в том, что источником магм были в основном продукты размыва фундамента Сибирского кратона.

Таким образом, изотопные данные, при всей их неопределенности, отражают характерные черты геологического строения и в целом характеризуют источники магм рассматриваемых гранитоидных провинций.

Металлогения гранитоидных провинций

Краткая характеристика металлогенической специализации крупнейших гранитоидных провинций Центральной и Северо-Восточной Азии указывает на их кардинальные различия. Провинции ареального типа в целом отличаются бедной металлогенией, тогда как с линейным, напротив, генетически/парагенетически связаны крупнейшие редкометальные (Калба) или золоторудные (Колыма) пояса. Детальный анализ причин такой специализации не входит в задачу настоящей статьи. Тем не менее два фактора, в значительной мере определяющие указанные различия, следует отметить.

Величина эрозионного среза. Можно предположить, что большое количество пегматитовых проявлений, от безрудных кварц-полевошпатовых жил и шлиров до промышленных месторождений, вероятно, приуроченных к апикальным частям интрузий, свидетельствует о небольшом эрозионном срезе Калбинского батолита. Напротив, отсутствие или крайне малое количество пегматоидных образований в АВБ, Хангайском батолите и Колымских гранитных массивах указывает на значительный эрозионный срез. Это предположение согласуется с оценками уровня эрозионного среза, основанными на геологических данных по Ангаро-Витимскому батолиту (Рейф, 1976; Цыганков и др., 2017), согласно которым он мог достигать нескольких км.

Источники магм. Выше было показано, что формирование гранитоидов провинций ареального типа происходило за счет плавления преимущественно высокометаморфизованных древнекоровых протолитов с той или иной долей базитовых магм. Этим, вероятно, обусловлено низкое содержание флюида в магмах, имеющего ключевое значение для мобилизации и транспорта рудных компонентов (Рейф, 1990). Напротив, образование исходных магм Калбинского батолита происходило за счет слабометаморфизованных протолитов, что обеспечивало повышенное содержание F-содержащего флюида, транспортирующего редкие металлы.

Соотношение золотого оруденения с батолитовыми гранитами Колымского пояса не столь однозначно, поскольку большая часть золотоносных жил залегает во вмещающих образованиях, а данные о возрасте оруденения не столь многочисленны. Тем не менее отмечается пространственно-временная ассоциация золотого оруденения с дайковыми поясами и малыми плутонами I-типа (Гамянин, Горячев, 1991; Фридовский и др., 2022; Fridovsky et al., 2020), а золото-редкометального с лейкократовыми гранитами S- и I-типов (Горячев, 1998).

Геодинамика

Геодинамическая обстановка позднепалеозойского магматизма Западного Забайкалья, в результате которого сформировался Ангро-Витимский батолит, активно обсуждается многие годы. Предметом этого обсуждения являются несколько возможных моделей: плюмовая (Ярмолюк и др., 1997, 2013б, 2016а, 2016б; Yarmolyuk et al., 2014), модель активной континентальной окраины (Рыцк и др., 1998; Zorin, 1999; Donskaya et al., 2013; Ganbat et al., 2021), постколлизионная модель (Цыганков и др., 2010; Litvinovsky et al., 2011) и модель деламинации коры коллизионного орогена (Гордиенко и др., 2003; Киселев и др., 2004). Детальный анализ предлагаемых сценариев и граничных условий их реализации приведен в (Цыганков и др., 2016б, 2017; Хубанов и др., 2021). Совокупность имеющихся данных показывает, что специфика формирования Ангаро-Витимского батолита заключалась в пространственно-временном совмещении низкоэнергетического мантийного плюма с завершающей стадией герцинской орогении. На раннем этапе магматизма, при формировании баргузинских гранитов, мантийный плюм оказывал исключительно тепловое воздействие на породы относительно разогретой в результате герцинских складчато-надвиговых деформаций коры (Руженцев и др., 2012). Горячая пластичная кора была трудно проницаема для мантийных магм, поэтому на первом этапе доминировал кондуктивный теплоперенос, что согласуется с широким развитием автохтонных гранитов (порядка 20% баргузинского комплекса) и отсутствием геологических свидетельств и «мантийных меток» в аллохтонных разностях.

Смешение мантийных базитовых и коровых салических магм на разных гипсометрических уровнях ознаменовало переход от коровых гранитов к смешанным – мантийно-коровым, включающим все (вероятно, кроме щелочных гранитов) постбаргузинские комплексы. По своему месту в геологической истории Забайкалья позднепалеозойский магматизм является посторогенным, но инициирован и развивался он под воздействием мантийного плюма.

Несмотря на свои размеры, Ангаро-Витимский батолит является лишь частью гигантской позднепалеозойской–раннемезозойской магматической провинции, в состав которой входят траппы Тарима и Джунгарии, Центрально-Азиатская рифтовая система и крупнейшие батолиты мира Ангаро-Витимский, Хангайский, Хэнтейский (Ярмолюк и др., 2016а). Предполагается (Kuzmin et al., 2010), что эта провинция возникла в пределах континентальной окраины Сибирского континента при его перемещении над Африканским горячим полем мантии. С середины карбона фронтальная часть континента, где завершался орогенез, связанный, по-видимому, с закрытием Моноголо-Охотского океанического бассейна, начал перекрывать ряд горячих точек мантии, в результате чего стала формироваться крупная магматическая провинция. Обращает внимание тот факт, что Таримские траппы (Yu et al., 2011), Калба-Нарымский батолит (Хромых и др., 2016; Khromykh et al., 2022), Гоби-Тяньшаньская и Гоби-Алтайская рифтовые (Ярмолюк и др., 2016а) зоны и Ангаро-Витимский батолит (Литвиновский и др., 1993; Ярмолюк, Коваленко, 2003; Ярмолюк и др., 2013б; Цыганков и др., 2010; Litvinovsky et al., 2011) формировались почти одновременно с 325 до 275 млн лет назад при том, что они удалены друг от друга на сотни и тысячи километров. На этот же временной интервал приходится и ранняя стадия становления Хангайского батолита, хотя пик интенсивности магматизма при его формировании пришелся на вторую половину перми на период 270–240 млн лет назад (Kuzmin et al., 2010). Вслед за этим начался гранитоидный магматизм, сформировавший в позднем триасе–ранней юре (230–195 млн лет) Монголо-Забайкальскую зональную магматическую область с Хэнтейским батолитом в ее ядре.

Из этих временных соотношений можно предположить, что с середины карбона и, по крайней мере, до середины перми Сибирский континент находился в зоне влияния Африканского горячего поля мантии, испытывая большей частью вращательные движения. Это горячее поле продуцировало отдельные, относительно локальные плюмы, ответственные за формирование удаленных друг от друга магматических провинций. Формирование траппов (Тарим) или гранитоидных провинций (Калба-Нарымскй, Ангаро-Витимский, Хангайский, Хэнтейский батолиты) контролировалось несколькими факторами: 1) типом коры – древняя «холодная» хрупкая континентальная или «горячая» пластичная кора молодого орогена; 2) энергетической мощностью упомянутых выше локальных плюмов второго порядка; 3) структурой догранитного фундамента (см. выше). Важным фактором образования крупных гранитоидных провинций является временное соотношение магматизма и орогении. Говоря иначе, крупные гранитоидные провинции внутриплитного генезиса могут формироваться под воздействием плюмов в тех регионах, где только что закончились орогенические движения (Цыганков и др., 2016; Ярмолюк и др., 2016а).

Главный колымский батолитовый пояс сформировался в иных геодинамических условиях. Традиционно его формирование связывается с коллизией Колымо-Омолонского супертеррейна с пассивной окраиной Сибирского кратона, однако, синхронность гранитоидного магматизма с формированием осадочно-вулканогенных толщ Уяндино-Ясачненской вулканической дуги, примыкающей к батолитовому поясу с востока, а также отсутствие в гранитах унаследованных цирконов и некоторых других типоморфных признаков, поставило под сомнение коллизионную природу гранитоидов (Акинин и др., 2009; Герцева и др., 2021; Фридовский и др., 2022). Следует отметить, что обсуждение этой проблемы сосредоточено в основном на сравнительно недавно появившихся изотопно-геохронологических данных, что, с одной стороны, вполне оправдано, но с другой – оставляет за скобками геологическое положение батолитового пояса. Еще раз подчеркнем, что гранитоиды Главного батолитового пояса прорывают исключительно терригенные отложения, сформировавшиеся на пассивной окраине Сибирского континента, что не согласуется с субдукционной моделью никакой полярности (под континент или под Колымо-Омолонский массив) предполагаемой зоны субдукции. Более того, само наличие Оймяконского океанического бассейна, с закрытием которого могла бы быть связана предполагаемая зона субдукции, вопрос дискуссионный (Прокопьев и др., 2023), поскольку фрагментов его коры (офиолитов) не сохранилось. В качестве альтернативы представляется возможным предположить, что и осадочно-вулканогенные толщи Уяндино-Ясачненской вулканической дуги имеют несубдукционное происхождение.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Крупные гранитоидные провинции можно подразделить на ареальный и линейный типы, которые существенно отличаются площадью и объемом гранитоидов в их составе. Причины этих отличий, по-видимому, обусловлены двумя факторами: а) строением и структурой догранитного фундамента; б) масштабом энергетического воздействия на нижние и средние горизонты континентальной коры.

Важным фактором формирования гранитоидных провинций является мантийный мафический магматизм, предполагаемые масштабы которого коррелируют с объемно-площадными характеристиками самих гранитоидов. Роль мафического магматизма заключается в дополнительном привносе тепла и флюидов в область плавления коровых протолитов. Вещественный вклад мафических магм реализуется через различные механизмы смешения. Наиболее эффективным, по-видимому, является смешение на глубинном уровне, в результате которого образуются значительные объемы салических магм повышенной основности. Петрогенетическая роль смешения контрастных магм на мезоабиссальном уровне земной коры, т.е. на глубине консолидации гранитоидных интрузий, а также в гипабиссальных условиях (минглинг-дайки) невелика, однако именно эти проявления являются ключевым аргументом в обосновании синхронности мафического и гранитоидного магматизма.

Гранитоиды салических крупных изверженных провинций характеризуются гетерогенным изотопным составом, в целом отвечающим параметрам континентальной коры. Крайне высокая гетерогенность пространственно сопряженных гранитоидов, возможно, обусловлена смешением салических магм, образованных за счет плавления небольшого числа контрастно различающихся по изотопному составу источников, а также посредством смешения с магмами мантийного генезиса. Мафические породы, входящие в состав гранитоидных провинций, соответствуют изотопному составу обогащенной мантии (Ангаро-Витимский батолит) либо указывают на значительный вклад контаминации материалом континентальной коры (Хангайcкий ареал).

Металлогения крупных гранитоидных провинций определяется величиной эрозионного среза и типом коровых протолитов, от степени метаморфизма которых в значительной мере зависит исходное флюидосодержание салических магм. Плавление высокометаморфизованных древнекоровых протолитов продуцирует относительно «сухие» салические расплавы, плавление низкометаморфизованных коровых источников приводит к образованию «водных» расплавов, дифференциация которых завершается пегматитообразованием.

Формирование крупных гранитоидных провинций несубдукционного генезиса (P-SLIPs) связано, вероятно, с воздействием мантийных плюмов (в виде синхронного базальтоидного магматизма) на разогретую кору молодых орогенных областей, где тектонические процессы завершились не более первых десятков миллионов лет назад.

Благодарности. Авторы выражают благодарность рецензентам Т.В. Донской и С.В. Хромых за конструктивные замечания и предложения, способствовавшие улучшению рукописи, Н.А. Горячеву за помощь в организации экспедиционных работ на Колыме, а также за конструктивное обсуждение материалов статьи.

Источники финансирования. Исследования выполнены в рамках государственного задания ГИН СО РАН по проекту АААА-А21-121011390002-2. Изучение гранитоидов Калба-Нарымского батолита выполнено в рамках государственного задания ИГМ СО РАН, проект FWZN-2022-0027; новые данные по Ангаро-Витимскому батолиту получены при поддержке гранта РНФ № 23-17-00030.

About the authors

А. А. Tsygankov

Dobretsov Geological Institute of Siberian Branch of Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: tsygan@ginst.ru
Russian Federation, Ulan-Ude

G. N. Burmakina

Dobretsov Geological Institute of Siberian Branch of Russian Academy of Sciences

Email: tsygan@ginst.ru
Russian Federation, Ulan-Ude

P. D. Kotler

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

Email: tsygan@ginst.ru
Russian Federation, Новосибирск

References

Supplementary files