Петрология магматических пород Хара-Сисского массива (север Верхояно-Колымской орогенной области)

Одной из наиболее дискутируемых проблем современной петрологии является проблема происхождения гранитов А-типа, выделенных M. Лозелли (Loiselle and Wones, 1979) и детально описанных В. Коллинзом с соавторами (Collins et al., 1982) на примере анорогенных или внутриплитных гранитоидов Австралии. Эти авторы отметили, что несмотря на неоднозначность в генетическом плане, всем гранитам А-типа присуща геохимическая специализация на Zr, Y, Li, LREE, Ta, Nb, F. В настоящее время выделяется до 7 разновидностей гранитов А-типа, генезис которых связывается с предельной фракционной дифференциацией гранитоидных очагов в глубинных условиях (Владимиров и др., 2007), с дифференциацией мантийных магм (Bonin, 1996), с процессами мантийно-корового взаимодействия (Xu et al., 1998). В пределах Верхояно-Колымской орогенной области авторами выделено 5 разновидностей (или подтипов) А-гранитов: неопротерозойские внутриконтинентальные щелочно-полевошпатовые; ранне-среднеюрские щелочно-полевошпатовые и щелочные завершающего этапа континентального рифтогенеза; раннемеловые постколлизионные микроклин-альбитовые; ранне-позднемеловые щелочно-полевошпатовые граниты и граносиениты и позднемеловые щелочные граниты, возникшие после стабилизации орогенной области (Трунилина и др., 2008). С большинством из них связано редкометалльное и/или редкоземельное оруденение, в том числе промышленного масштаба. Наиболее сложно решается вопрос о генезисе А-гранитов при изучении массивов сложного состава, которые чаще рассматриваются как многофазные, но, как показали наши исследования в северо-восточных регионах Якутии, во многих случаях оказывающиеся полиформа- ционными (Трунилина и др., 2018). К настоящему времени наименее изученными остаются позднемеловые граниты северной части мезозоид, входящие в состав массивов сложного строения. В статье они рассматриваются на примере Хара-Сис- ского массива.

Основная часть

Методика исследований

При выполнении исследований использован принцип комплексности, т. е. изучение многогранных признаков конкретного объекта, с одной стороны, и всестороннее изучение ассоциирующих объектов, -- с другой. В процессе полевых работ было установлено внутреннее строение Хара-Сисского массива, проведено опробование всех разновидностей магматических пород для аналитических исследований. Изучена петрография пород, выполнены силикатные анализы (Д. А. Кулагина, М. Т. Слепцова), количественные спектральные анализы (З. В. Хохрякова, С. Г. Щелчкова), лазерный анализ сульфидов (Л. А. Наумова). Состав породообразующих и акцессорных минералов изучался на рентгеновском микроанализаторе Camebax-micro (С. П. Роев). ИСП-МС-определения концентраций рудных и редкоземельных элементов выполнены в Институте геохимии СО РАН (О. В. Зарубина). Полученные аналитические данные обрабатывались по современным методикам (программы CGDkit, Explorer и др.).

Геологическое строение района

Тектоническая позиция меловых вулканических образований и сопровождающих их интрузивных пород на северо-востоке Верхояно-Колымской орогенной области рассматривается по-разному. А. П. Ставский (1982) включает их в состав субмеридионального апт-раннепалеогенового Нижне-Индигирского рифтового пояса; Л. М. Натапов и Е. П. Сурмилова (Геологическая карта, 1992) -- в состав предальбского Джахтардах-Олойского пояса активной окраины Сибирского континента, протягивающегося через Алазейско-Олойскую, Черско-Полоусненскую и Святоносско-Анюйскую складчатые системы в виде серии разрозненных вулканических полей. Автором, совместно с Л. М. Парфеновым (Тектоника..., 2001), по результатам сравнительного изучения апт-позднемеловых магматических пород регина выделен обширный Индигирский пояс растяжения земной коры, прослеженный в субмеридиональном направлении от Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса до шельфа моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря. Он включает Алазейско-Индигирскую вулканическую зону, соответствующую Нижне-Индигирской рифтовой зоне А. П. Ставского, расположенную северо-западнее Чохчуро-Чекурдахскую вулкано-плутоническую зону и к югу -- Джахтардахское и Хара-Сисское вулканогенные поля, локализованные в пределах Джахтардахской наложенной впадины (рис. 1).

Джахтардахская наложенная впадина была сформирована в позднемеловое время в северо-восточной части Селенняхского антиклинория, вблизи его границы с Туостахским антиклинорием на востоке и Полоусным антиклинорием -- на севере. Впадина выполнена вулканогенной толщей пестрого состава, залегающей с угловым несогласием на интенсивно дислоцированных палеозойских терриген- но-карбонатных и кремнисто-вулканогенных образованиях (Трунилина и др., 2007). Вулканогенная толща сложена покровами трахибазальтов, трахиандезиба- зальтов, трахиандезидацитов, трахитов и трахириолитов. Мощность покровов от 5 до 60 м (Трунилина и Роев, 2019). В восточной части поля вулканогенная толща прорвана дайками трахибазальтов -- трахидолеритов и Хара-Сисским массивом монцонит-сиенит-гранитного состава площадью 12 км2, локализованным в узле сочленения субмеридионального и северо-восточного разломов (рис. 2). К востоку, среди терригенно-карбонатных пород силура вскрывается небольшое (около 2 км2) тело аналогичного состава. Массив сложен субщелочными гранитами, сиенитами, монцонитами и их порфировыми аналогами и интрудирован немногочиленными маломощными дайками гранит-порфиров и аплитовидных гранитов. В северной части массива на монцонитах и сиенитах отмечаются реликты кровли позднемеловых трахибазальтов. По данным геологической съемки (Самусин, 1979) предполагается двух- или трехфазное строение массива. Изотопный K-Ar-возраст сиенитов и монцонитов составляет 90-100 млн лет; изохронный Rb-Sr-возраст гранитов -- 85-94 млн лет (Трунилина и др., 2008). В эндо- и экзоконтактах массива известны рудопроявления золота с сопутствующими W, Ag, Cu, Sn, приуроченные к интенсивно сульфидизированным зонам дробления. В западном и южном экзоконтактах установлены торий-редкометалльно-железистая минерализация и скар- новое рудопроявление железа (пироксен-магнетитовые скарны) (Некрасов, 1962; Самусин, 1979).

Рис. 1 - Индигирский пояс растяжения (Тектоника..., 2001): 1 -- рифтовые впадины шельфа моря Лаптевых; 2 -- вулканиты (Al -- Алазейско-Индигирская вулканическая зона, Ч-Ч -- Чохчуро-Чекурдахская вулкано-плутоническая зона, Дж -- Джахтардахское и Х-С -- Хара-Сисское вулканогенные поля); 3 -- гранитоиды; 4 -- анорогеннные гранитоиды; 5 -- гранитоиды Куларского поднятия, 6 -- предгорные прогибы (ПВ -- Предверхоянский, Зр -- Зырянский); 7 -- Охотско-Чукотский вулкано-плутонический пояс, 8 -- надвиги; 9 -- сбросы

Рис. 2 - Геологическая карта северо-восточной части Селенняхского антиклинория, по материалам (Самусин, 1979): 1 -- четвертичные отложения (Q); 2 -- верхний мел: трахибазальты, трахиандезибазальты, трахиандезидациты, трахиты, риолиты (К2); 3 -- нижний мел: дациты, риолиты (К1); 4 -- нижняя юра: аргиллиты, алевролиты, песчаники с редкими пластами известняков (J1); 5 -- верхний триас, норийский и рэтский (?) ярусы: песчаники, алевролиты и аргиллиты (T3n + г?); 6 -- верхний силур: известняки, доломиты, алев- рито-известковистые сланцы (S2); 7 -- нижний силур: известняки, алевритистые известняки, известково-глинистые и алеврито-известковистые сланцы (S1); 8 -- средний ордовик: известняки, глинистые и алевритистые известняки, доломитизированные известняки, известково-глинистые, глинистые и глинисто-хлоритовые сланцы (O2); 9 -- нижний ордовик: известковистые, хлорит-известковистые, серицит-хлоритовые, кварц-серицитовые сланцы, известняки (O1); 10 -- позднемеловые граниты (7X2); 11 -- позднемеловые дайки сиенит-порфиров и кварцевых сиенит-порфиров (ЗnK2), 12 -- позднемеловые тела сиенитов (ЗK2), 13 -- позднемеловые тела монцонитов и кварцевых монцонитов (рК2); 14 -- раннемеловые дайки лампрофиров (хКО; 15 -- тектонические нарушения; 16 -- то же, предполагаемые; 17 -- геологические границы, 18 -- фациальные границы, 19 -- рудопроявление золота; 20 -- олово-вольфрамовое рудопроявление

Петрография и минералогия интрузивных пород

Западная половина и северный эндоконтакт Хара-Сисского массива сложены монцонитами и кварцевыми монцонитами. С ростом содержаний кварца они постепенно сменяются кварцевыми сиенитами и сиенит-порфирами, а в эндоконтактах -- их мелкозернистыми и аплитовидными разностями. Отмечены единичные маломощные дайки кварцевых сиенит-порфиров.

Монцониты и кварцевые сиениты мелко- и среднезернистые. Структура монцонитовая или гипидиоморфнозернистая с участками пегматитовой. Породы сложены зональным андезином (45-32 % an), высокотемпературным анортоклазом с 2VNp = 46-56 ° (ort 76-88 % ab 11-23 %, an 0.2-0.7 %), пироксеном, биотитом, кварцем. Редко присутствует небольшое количество амфибола. Вкрапленники в порфировых разностях представлены клинопироксеном, биотитом, ортоклазом или анортоклазом. Пироксен (преимущественно магнезиоавгит) начинает кристаллизоваться еще в глубинных условиях при расчетной температуре 964-1122 °С. По высокой магнезиальности и низкой титанистости (прил. 2.1) он сопоставим с клинопироксенами габбро-норитовых или базит-гипербазитовых ассоциаций (Рябов и Золотухин, 1977). По мере подъема расплава железистость пироксена возрастала от 11-13 % при P = 0.6-0.8 ГПа до 36-37 % при Р = 0.15-0.2 ГПа и сохранении близкой температуры кристаллизации (1032-1054 °С, см. прил. 2.1). На границе с калишпатом пироксен иногда обрастает магнезиальным керсутитом (f = 33.9 %), обычным для пород повышенной щелочности и, как правило, практически нацело замещенным каннилоитом. Единичные зерна жедрита -- характерного минерала богатых магнием пород средней и высокой степени регионального метаморфизма -- мы рассматриваем как реститовые.

Биотит магнезиальный, низкоглиноземистый (прил. 2.2) образует идиоморфные таблички и включения в пироксене и анортоклазе. По составу аналогичен биотитам габбро-гранитных или шошонитовых серий (рис. 3, а, б, в). Температуры кристаллизации, рассчитанные по разным методикам, существенно различаются: 760-800 °С (Henry et al., 2005) при содержании воды в расплаве 2-3 % и 840-980 °С (Трошин и др., 1981) при 0.5-1 % воды (рис. 3, г). Судя по парагенезису с клинопироксеном, вторые значения ближе истинным. Высокая активность кислорода и воды и аномально высокая хлора при кристаллизации были благоприятны для генерации золоторудных проявлений (Foerster, 1990). Кварцевые сиенит-порфиры даек массивные, тонкозернистые, мелкопорфировые, с выделениями (10-20 %) зонального плагиоклаза (55-48 % an), биотита и клинопироксена, аналогичных таковым пород главной фации, реже -- ортоклаза. Основная масса щелочно-полевошпатовая, с единичными зернами клинопироксена и биотита.

Акцессорная фракция (до 2 % объема пород) представлена титаномагнетитом (9-19 % TiO2, 0.5-1.6 % Cr2O3); F-OH-апатитом с повышенным содержанием хлора (0.7-1.2 %), церия (0.3-0.7 %) и лантана (0.2-0.6 %); цирконом, обогащенным ураном (0.4-3.4 %), торием (0.2-1.4 %), реже -- иттрием (0.2-0.8 %); ильменитом, ортитом; пиритом, пирротином.

Рис. 3 - Параметры составов биотитов магматических пород Хара-Сисского массива Биотиты: 1 -- монцонитов и сиенитов, 2 -- гранитов, 3 -- гранит-порфиров, 4 -- монцонитов при определении температур кристаллизации по (Трошин и др., 1981): а -- соотношения R3+ + Ti -- Mg -- Fe2+ + Mn в биотитах, R3+ = Fe3+ + Al3+. Поля составов и точки средних составов биотитов различных петротипов (Гусев, 2009); б -- соотношения железистости и содержаний фтора в биотитах. Поля диаграммы (Бушляков и Холоднов, 1986): I, II, III -- биотиты пород гранит-лейкогранитной и гранодиорит-гранитной ассоциаций; IV, II, V -- габбро-гранитных ассоциаций; VI -- производных мантийных магм; в -- соотношения фтористости (OH/F), глиноземистости (L) и железистости (f) биотитов. Поля диаграммы -- биотиты стандартных типов гранитоидов (Гусев, 2009): I -- мантийно-коровые островных дуг, М -- мантийные, S -- коровые и мантийно-коровые коллизионных обстановок, SH -- постколлизионные шошонитовые, A -- анорогенных обстановок, г -- P-T-диаграмма системы гранит -- вода при независимых Pобщ. и PH2O (Brown, 1970)

Граниты массивные, преимущественно среднезернистые, с гранитовой, с участками микропегматитовой, структурой и многочисленными мелкими (до 2 см) миароловыми пустотками, выполненными кварц-полевошпатовыми друзами, флюоритом и игольчатыми кристаллами турмалина. Сложены граниты микроклин-пертитом, кварцем, олигоклазом и альбитом (24-4 % an), биотитом. В ядрах плагиоклаза спорадически встречаются реликты оплавленного лабрадора (65 % an). Биотит -- умеренно глиноземистый, богатый галогенами лепидомелан образует крупные изометричные таблички и срастания с микроклином и кварцем. Кристаллизуется при давлении менее 0.2 ГПа и температуре 752-580 °С из насыщенного водой расплава (от 4-6 до 10-12 % H2O), в восстановительных условиях буфера Ni-NiO при высокой активности воды и умеренной -- галогенов (см. прил. 2.2). Параметры состава отвечают биотитам гранитов А-типа. Наличие среди породообразующих минералов эгирина или эгирин-авгита (Некрасов, 1962) не подтверждено.

Среди акцессорных минералов, занимающих более 1 % объема пород, определены: флюорит; титаномагнетит (4.2-8.6 % TiO2), F-OH-апатит (2-3.4 % F и 0.040.06 % Cl), циркон; ильменит, монацит, ортит, пирит, арсенопирит, содержащий до 0.2 % W и до 0.1 % Sn. В цирконе присутствуют радиоактивные включения, обусловливающие часто фиксируемые высокие концентрации U3O6 (1.5-5.2 %, а в одном случае -- 10.3 %) и ThO2 (до 2.5 %). Монацит характеризуется высокими содержаниями церия (37-40 %), лантана (19-21 %), ниодима (10-11 %) и тория (1.4-7.4 %) при содержании U3O6 0.3-0.6 %. И. Я. Некрасовым (1962) среди акцессориев гранитов установлены также чералит, беккелит, меланит, чевкинит и торит.

Мелкозернистые порфировидные и аплитовидные граниты слагают маломощные прожилки и неправильные обособления во вмещающих гранитах главной фации. Породы массивные, гранитовой или гранофировой структуры, с выделениями кварца и санидина (в сумме до 25 %). Вмещающие вулканические породы ороговикованы, карбонатные -- преобразованы в мраморы и магнетитовые и магнетит-людвигитовые скарны.

Петро- и геохимические особенности интрузивных пород

Хара-Сисский массив сложен двумя группами пород. Первую группу составляют монцониты, дающие постепенные переходы к сиенитам и кварцевым сиенитам и их порфировым аналогам, вторую -- щелочно-полевошпатовые флюоритовые граниты с отклонениями до граносиенитов и их порфировые аналоги (прил. 2.3; рис. 4, а, б).

Рис. 4 - Петрохимический состав магматических пород Хара-Сисского массива 1 -- монцониты и сиениты, 2 -- граниты, 3 -- гранит-порфиры: а -- соотношения SiO2 -- (Na2O + K2O) в магматических породах. Поля диаграммы (Wilson, 1989): 1-- габбро; II -- габбро-диориты; III -- диориты, IV -- гранодиориты, V -- граниты; VI -- субщелочное габбро; VII, VIII -- монцониты; IX, Х -- сиениты; XI -- щелочные граниты. б -- классификационная диаграмма по (Maniar and Piccoli, 1989).

в -- петрохимические серии магматических пород. Поля диаграммы (Whiteford et al., 1979): I -- низкокалиевая толеитовая, II -- среднекалиевая известково-щелочная, III -- высококалиевая известковощелочная, IV -- шошонитовая.

г -- глиноземистость магматических пород. Поля диаграммы (Maniar and Piccoli, 1989): IAG -- островодужные, CAG -- континентальных дуг, CCG -- континентальные коллизионные, POG -- посторогенные, CEUG -- континентального эпейрогенического воздымания, RRG -- рифтогенные.

д -- шотношения Sr -- Rb/Sr в магматических породах. Тренды дифференциации типовых серий (Даценко, 2000): I -- толеитовая островных дуг, II -- известково-щелочная островных дуг, III -- известковощелочная активных окраин, IV -- рифтовых зон континентов; I, S, A -- петротипы гранитоидов. е -- соотношение железистости и SiO2 в породах массива. Поля по (Frost et al., 2001). ж, з -- соотношения микроэлементов в гранитах массива. Поля диаграммы -- геодинамические обстановки формирования гранитов (Pearce et al., 1984): syn-COLG -- синколлизионнык, VAG -- вулканических дуг, WPG -- нутриплитные, ORG -- океанических хребтов.

Породы первой группы метаглиноземистые, магнезиальные, шошонитовой серии (рис. 4, в, г), гиперстен-, реже -- диопсид-гиперстен-нормативные, с преобладанием нормативного ортоклаза над альбитом (в среднем 31.9 и 24.6 %) и небольшими количествами нормативных кварца (0-12 %) и корунда (0-2 %). Индекс дифференциации Dl = 47-82 %. Рассчитанные по разным авторам температуры исходного расплава близки: 1150-1200 °С (Куликова и Куликов, 2001), 1125-1175 °С (French and Cameron, 1981), 1100-1080 °С (Jung and Pfдnder, 2007). Расчетное давление магмогенерации для наименее дифференцированных образцов 1.7-1.9 ГПа по (Пискунов и др., 1979) или 1.5-1.7 ГПа по (Куликова и Куликов, 2001). Температура начала кристаллизации по составу пироксена 964-1122 °С (Yavuz, 2013). Вариации температур кристаллизации по программе GCDkit (Janousek et al., 2006): 933-892 -> 916-878 -> 748-733 °С (температуры насыщения REE, Zr, апатитом). Основные параметры состава и соотношения Sr -- Rb/Sr (рис. 4, д) отвечают посторогенным (рифтогенным) образованиям шошонитовой серии.

Граниты железистые (f = 72-94 %), высококалиевой известково-щелочной, с переходом к шошонитовой серии, метаглиноземистые или слабо пересыщенные глиноземом (см. прил. 2.3, рис. 4), гиперстен-нормативные, также с преобладанием нормативного ортоклаза над альбитом (в среднем 33.3 и 25 %) и низким содержанием нормативного корунда (менее 5 %, в среднем -- 1.4 %). Индекс дифферециации Dl = 7295 %. На диаграммах SiO2 -- (Na2O + K2O) и K2O -- SiO2 точки составов гранитов намечают секущие тренды, характерные для магматических образований смешанного генезиса. Расчетная (Jung and Pfдnder, 2007) температура расплава 1040-1050 °С и расчетные температуры его кристаллизации (Janousek et al., 2006): 933-852 -> 920815 -> 748-683 °С (температура насыщения по REE, Zr и апатиту), сопоставимы с таковыми для монцонитов и сиенитов, а расчетное давление при магмогенерации по наименее дифференцированным образцам значительно ниже -- 0.7-0.8 ГПа. По всем параметрам состава породы относятся к посторогенным (внутриплитным) гранитам А-типа (см. прил. 2.3, рис. 4, е, ж, з).

По химическому составу высоким содержаниям Ba, Sr, Li (табл. 1) монцони- ты соответствуют породам латитовой серии, но заметно отличаются от средних для монцонитов и латитов и еще более -- от данных, приводимых для этих пород, развитых на Северо-Востоке РФ, высокими содержаниями K, Rb, F (Таусон, 1977). Конечные производные монцонитового расплава, слагающие дайки кварцевых сиенит-порфиров, отличаются от жильных дифференциатов гранитного расплава высокими концентрациями Ba (3000 г/т) и Sr (1200-1700 г/т). Монцониты геохимически специализированы на Au, Sn, Ag, вдвое превышают кларк содержания W, Mo, что с учетом кристаллизации пород при высокой активности воды и аномально высокой -- хлора могло обеспечить формирование комплексных (с ведущей ролью Au) рудопроявлений. Эта специализация сохраняется и в сиенитах, но кларки концентрации Sn, Ag, Au в них заметно ниже, тогда как выраженная и в монцонитах специализация на Be, W, Mo, U, Th существенно возрастает параллельно с повышением активности фтора. Значит, в процессе дифференциации расплава, сформировавшего эту группу пород, возможна смена существенно золотой минерализации типично редкометалльной.

Таблица 1 - Средние содержания микроэлементов в магматических породах Хара-Сисского массива (г/т, Au -- мг/т)

Примечание: Анализы выполнены в лаборатории физико-химических методов анализа ИГАБМ СО РАН. n -- количество анализов. В числителе -- содержание микроэлемента, в знаменателе -- отношение к кларку (Kk -- кларк концентрации по (Овчинников, 1990). Типы гранитов и монцониты по (Таусон, 1977). ИР -- индекс рудоносности равен сумме кларков превышения по редким элементам, по (Козлов, 1985)

Петро- и геохимические особенности пород второй группы сопоставимы с таковыми плюмазитовых редкометалльных гранитов, но с отклонениями по содержаниям Li и Sr к редкометалльным гранитам щелочного ряда, к которым они ближе и по минеральному составу. Граниты сохраняют специализацию на Au, но она здесь менее выражена, что вместе с относительно невысокой активностью воды и хлора при кристаллизации делает мало вероятной возможность формирования в связи с ними проявлений золота. В то же время специализация на собственно редкие элементы (W, Hf, Th, Nb, LREE) заметно возрастает (табл. 1, 2), что согласуется с приведенным выше составом акцессориев. обогащенных ураном, торием и редкими землями. По соотношениям F -- Li + Rb -- Ba + Sr (Козлов, 1985) граниты относятся к ультрарудоносным редкометалльным образованиям (рис. 5). Судя по геохимической специфике, в связи с ними реально формирование рудопроявлений LREE, Sn, W, Nb.

Обсуждение результатов

В минеральном и химическом составе монцонитов и сиенитов сочетаются признаки и коровых, и мантийных производных: соотношения La/Yb к Yb и (La/Yb)N -- YbN в наиболее основных членах ассоциации, соответствующие таковым в производных метасоматически обогащенного лерцолита (Drill et al., 1997; Джан и Чжан, 1987), глубина магмогенерации (до 1.9 ГПа) и состав клинопироксенов, аналогичный составам клинопироксенов габбро-норитовых или базит-гипербазитовых ассоциаций, -- характерные признаки глубинных производных, тогда как присутствие жедрита, типоморфного минерала богатых магнием пород средней и высокой степени регионального метаморфизма, и невысокая основность плагиоклаза указывают на коровую природу. Значит, на данном уровне изученности наиболее вероятно смешанное происхождение материнского для монцонитов и сиенитов расплава: плавление нижнекоровых субстратов при подъеме в них высокотемпературного, богатого редкоземельными и радиоактивными элементами основного расплава из горизонтов метасоматизированной мантии, и последующее частичное смешения его с возникшим коровым расплавом.

Рис. 5. Соотношения (Li+Rb) -- F -- (Ba+Sr) в магматических породах Хара-Сисского массива: 1 -- монцониты и сиениты, 2 -- граниты, 3 -- гранит-порфиры Поля диаграммы (Козлов, 1985): I -- нерудоносные, II -- ограниченно рудоносные, III -- ультрарудоносные гранитоиды

Граниты по параметрам состава: высокой железистости, низким содержаниям СаО, высоким содержаниям фтора в биотитах, обогащенности некогерентными элементами (REE, Th, U), высоким температурам магмогенерации и кристаллизации -- соответствуют гранитам А-типа. Высокая температура Zr-насышения считается одним из диагностических признаков этих гранитов и составляет для разных районов мира 800-1000оС (Eby, 1992; King et al., 1997). Близкие значения получены и для хара-сисских гранитов (920-815 °С). Рассматриваемые граниты метаглиноземистые или слабо пересышенные глиноземом. Такую группу А-гранитов П. Кинг с соавторами (King et al., 1997) выделили как «глиноземистые граниты типа А» и предположили, «что эти граниты были получены путем высо-котемпературного частичного плавления фельзитового инфракрустального источника».

Рис. 6 - Петро- и геохимические особенности гранитов Хара-Сисского массива: а -- соотношения Y -- Nb -- Ce в гранитах. Поля диаграммы по (Eby, 1992). б -- соотношения мольных значений петрохимических компонентов. Поля диаграммы по (Гребенников, 2014): A1 -- граниты океанических островов, континетальных рифтов и горячих точек, сформированных из базальтового источника океанических островов, внутриплитного или рифтового окружения; A2 -- постколлизионные, посторогенные и анорогенные граниты, сформированные из базальтового источника островных дуг и континентальных окраин или корового источника тоналитов и гранодиоритов, или частичным плавлением коры

Соотношения в гранитах (La/Yb)N -- YbN (Джан и Чжан, 1987), как и высокие первичные изотопные отношения стронция (I0 = 0.71182 ± 0.00017), указывают на коровую природу протолита с возрастом магмоформирующего субстрата 1980 ± 19 млн лет -- палеопротерозой (Трунилина и др., 2008). В то же время точки составов гранитов на петрохимических диаграммах намечают тренды, секущие тренды нормальной эволюции, а на диаграмме Y -- Nb -- Ce локализуются в поле гранитов A1 (рис. 6, а). Согласно работам Г. Эби, образование таких гранитов связано с плюмами или горячими точками OIB-типа, тогда как для гранитов группы А2 субстратами маг- могенерации являлись субконтинентальная литосфера или нижняя кора (Eby, 1992). А. В. Гребенниковым предложена новая диаграмма для различия гранитов А-типа разного происхождения. На этой диаграмме точки составов хара-сисских гранитов также локализуются в поле гранитов А1, характеризующем геодинамические обстановки океанических островов и континентальных рифтов (Гребенников, 2014) (см. рис. 6, б). Мы не склонны относить рассматриваемые граниты к мантийным производным. Этому противоречат как высокие значения Iq (хотя M. Loiselle и D. Wones (1979) указывают на широкие его вариации для А-гранитов: 0.703-0.711), так и расчетные параметры магмогенерации гранитов. По данным (DallAgnol and Olivera, 2007), материнские расплавы A-гранитов магнетитовой серии также генерировались в породах нижней коры. Расчетные параметры магмогенерации для монцонитов составляли 1.7-1.9 ГПа, а для гранитов -- 0.7-0.8 ГПа, тогда как температуры расплавов и температуры их кристаллизации сопоставимы. Все эти факты позволяют предполагать, что формирование и кристаллизация гранитного расплава шли при поступлении дополнительного тепла в коровые субстраты на уровень магмогенерации. Это согласуется с мнением большинства исследователей, занимавшихся проблемами А-гранитов, показавших, что такие температуры обычно не достигаются в земной коре, т. е. вовлеченность мафических магм, или высоких мантийных тепловых потоков, является необходимостью» для генерации расплавов, формирующих граниты А-типа (Eby, 1992; Bonin, 1996; King et al., 1997).

Рис. 7 - Петротипы магматических пород Хара-Сисского массива: 1 -- монцониты и сиениты, 2 -- граниты, 3 -- гранит-порфиры. Поля диаграммы -- гранитоиды I-, S- и A-типов (Maeda, 1990)

На большинстве дискриминационных диаграмм (рис. 4, 7) точки составов монцонитов и сиенитов, с одной стороны, и флюоритовых гранитов, -- с другой, намечают разные тренды или располагаются в разных полях, что говорит о разных источниках расплавов и разных путях их кристаллизации и, следовательно, Хара-Сисский массив является полиформационным. В то же время на диаграмме Al/(Fe + Mg) -- Ca/(Fe + Mg) (рис. 8) точки составов всех магматических пород массива образуют единый тренд, независимый по отношению к границам полей парциального плавления различных субстратов, т. е. можно полагать, что имела место единая причина становления массива.

Магматические породы Хара-Сисского массива и от коровых производных, и от производных примитивной мантии отличаются высокими содержаниями Rb, Th, U, REE (табл. 1, 2, рис. 9), которые возрастают от монцонитов к гранитам. Вместе с повышенными концентрациями галогенов и общностью геохимической специализации на Au, Sn, W это позволяет предполагать воздействие на магмоформирующие субстраты усиливающегося во времени богатого этими элементами потока флюидов. Такие повышенные содержания REE присущи прежде всего щелочным базальтоидным расплавам -- производным метасоматизированной мантии (Леснов, 2009), что подтверждается и наличием в пределах территории даек трахиба- зальтов и трахидолеритов, обогащенных редкоземельными элементами с суммой REE 455 г/т при среднем для монцонитов и сиенитов 356 г/т и для гранитов 454 г/т и сумме кларковых значений REE для диоритов 97 г/т, для гранитов 190 г/т и для сиенитов 235 г/т.

По результатам ИСП-МС-анализа (табл. 2), для гранитов, монцонитов и сиенитов массива был определен лантаноидный тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов. Согласно теоретическим представлениям (Irber, 1999; Ясныгина и Рассказов, 2008; Гусев и Гусев, 2011), этот эффект отражает нарушение формы спектра нормированных по хондриту содержаний редкоземельных элементов. По данным большинства исследователей, магматическим породам присущи два типа тетрад-эффектов: M (выпуклый) и W (вогнутый). М-тип характеризует дифференцированные серии гранитоидов, W-тип проявляется при взаимодействии расплава с богатыми водой флюидами. Тетрад-эффект рассчитывается либо по сумме значений первой, третьей и четвертой тетрад, либо по сумме третьей и четвертой тетрад. Он считается значимым при суммарном значении TEi < 0.9 (W-тип) и TEi > 1.1 (M-тип). Для исследованных образцов суммарный эффект равен 0.92-0.95. Однако рассмотрение эффекта по тетрадам обнаруживает для всех исследованных образцов по первой тетраде несколько превышающий единицу тетрад-эффект М-типа, указывающий на ограниченное проявление процесса кристаллизационной диффференциации для обеих групп пород. Более значительный и также близкий для всех пород тетрад-эффект W-типа определен для третьей и четвертой тетрад, что позволяет предполагать интенсивное взаимодействие расплавов с общим потоком флюидов в процессе становления как монцонитов -- сиенитов, так и гранитов Хара-Сисского массива.

Рис. 8 - Соотношения Al/(Mg + Fe) -- Ca/(Mg + Fe) в магматических породах Хара-Сисского массива: 1 -- монцониты и сиениты, 2 -- граниты, 3 -- гранит-порфиры. Поля диаграммы -- субстраты магмогенерации (Gerdes et al., 2000)

Таблица 2 - Содержание редкоземельных и радиоактивных элементов в магматических породах Хара-Сисского массива и параметры тетрад-эффектов

Примечание: ИСП-МС-анализ выполнен под руководством О. В. Зарубиной в Институте геохимии СО РАН, г. Иркутск. Расчет тетрад-эффектов по (Irber, 1999), расчет температуры насыщения Zr -- по программе GCDkit (Janousek et al., 2006).

Рис. 9 - Спайдер-диаграммы для магматических пород Хара-Сисского массива: 1,2 -- граниты, 3 -- гранит-порфир, 4 -- монцонит, 5 -- сиенит. Нормировано по (Тейлор и Мак-Леннан, 1988).

Заключение