Гранитоидный магматизм коллизионных орогенов характеризуется широким разнообразием составов кислых пород. Для многих орогенов отмечается смена петрогеохимического характера гранитоидного магматизма от S‑типа к A- и I‑типу, которая маркирует различные геодинамические обстановки (от коллизионной до постколлизионной) [Jahn et al., 2000; Gonzalez-Menendez et al., 2017; Zhu et al., 2020; Moyen et al., 2021; и др.]. Актуальными остаются вопросы происхождения в пределах одного орогена нескольких типов разновозрастных высокоглиноземистых гранитов. Это может быть связано с вариациями состава первичного протолита, РТ-параметров плавления, эволюцией магматического расплава внутри камеры и взаимодействием с вмещающими породами, а также тектоническими факторами, контролирующими локализацию зон плавления и сегрегации расплава [Srivastava et al., 2024; Huang et al., 2024; и др.].

В данной работе вопросы проявления гранитоидного магматизма S‑типа в коллизионной обстановке рассматриваются на примере северо-западной окраины Тувино-Монгольского массива. Появление для этого региона новых геохронологических и петрогеохимических данных, исследование цирконов и гранатов из разных типов гранитов потребовало пересмотра и дополнения ранее опубликованных данных [Kozakov et al., 1999; Salnikova et al., 2001; Ponomareva et al., 2001; Karmysheva et al., 2021] по вопросам образования высокоглиноземистых гранитов.

Результаты исследований опираются на химико-аналитические и U-Pb изотопно-геохронологические данные, а также изучение флюидных включений в комплексе со структурно-петрологическими подходами. Все аналитические исследования выполнены в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск).

Содержания петрогенных элементов определены на рентгенофлуоресцентном спектрометре ARL-9900XP (Thermo Fisher Scientific Ltd) [Karmanova, Karmanov, 2011]. Определение редкоземельных и высокозарядных элементов выполнено методом ИСП-МС на аппарате высокого разрешения ELEMENT фирмы Finnigan Mat (Германия) [Nikolaeva et al., 2008]. Состав минералов определен методом сканирующей электронной микроскопии на электронном микрозонде JEOL JXA-8100 Superprobe (аналитик Е.Н. Нигматулина).

U-Pb изотопно-геохронологические исследования циркона выполнены методом LA-SF-ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR (Thermo Fisher Scientific) с эксимерной системой лазерной абляции Analyte Excite (Teledyne Cetac), оснащенной двухкамерной ячейкой HelEx II согласно методике [Semenova et al., 2024].

Морфология и состав флюидных и твердых включений проанализированы в структурно-ориентированных пластинках лейкогранитов. КР-спектроскопия отдельных включений проводилась с помощью спектрометра Horiba Scientific LabRam HR800 system. В качестве источника возбуждения использовался твердотельный лазер с длиной волны 532 нм. Спектры измерены со спектральным разрешением 2.5 см–1 при щели 200 мкм. Спектры записывались в диапазоне от 50 до 3800 см–1, время накопления составило от 7 с для твердых включений до 15 с для газовых, число накоплений 6–8.

Северо-западная окраина Тувино-Монгольского массива в пределах нагорья Сангилен представляет собой коллизионный ороген, сложенный породами метаморфических и магматических комплексов [Kozakov et al., 2001; Ponomareva et al., 2001; Vladimirov et al., 2017; и др.] (рис. 1). Для метаосадочных комплексов предполагался единый источник вулканогенно-осадочного материала, однако возраст метаморфизма пород пересматривался с появлением новых данных от докембрийского до раннепалеозойского [Kozakov et al., 1999, 2001; Salnikova et al., 2001; Gibsher et al., 2017; Karmysheva et al., 2021].

Проявление основного магматизма в регионе было на различных стадиях эволюции коллизионного орогена – от раннего кембрия (~524 млн лет) до раннего силура (~440 млн лет) [Shelepaev et al., 2018]. Кислый магматизм типичен для коллизионных обстановок, характеризуется широким разнообразием составов [Ponomareva et al., 2001; Karmysheva et al., 2017, 2022] и полистадийным проявлением в период от 520 до 460 млн лет [Semenova et al., 2024; Vladimirov et al., 2017]. Наиболее распространенными являются высококалиевые гранитоиды ухадагского комплекса, относящиеся к А‑типу (~485 млн лет), и нерасчлененные граниты S‑типа. Последние приурочены к линейным тектоническим зонам и слабо деформированным метаморфическим комплексам, где образуют мелкие некартируемые тела (рис. 1). Разнообразие составов кислых пород предшествующими исследователями объяснялось изменением степени плавления метапелитового субстрата и привносом отдельных элементов из базитовых расплавов [Kozakov et al., 1999; Vladimirov et al., 2000; Ponomareva et al., 2001; Karmysheva et al., 2017].

Гранатсодержащие граниты (Qz – 30–35 %, Pl – 40–45 %, Kfs – 15–20 %, Bt – 5 %, ±Grt, ±Crd, ±Sil) образуют мелкие тела до нескольких квадратных метров. В обнажениях наблюдаются взаимопроникающие контакты с вмещающими метаморфическими породами, что указывает на автохтонный характер гранитов (рис. 2, а).

Гранатсодержащие граниты прорываются более молодыми гранитами ухадагского комплекса и мелкозернистыми дайками, относящимися к тому же комплексу (рис. 2, б, в).

Структура гранатсодержащих гранитов средне- и мелкозернистая, текстура варьируется от массивной со слабой директивностью до линейной. В породах с массивной текстурой наблюдаются внутрикристаллические деформации в калиевом полевом шпате, а также скольжение по границам зерен с образованием многочисленных субзерен и необласт кварца (рис. 2, д). Граниты с отчетливо выраженной директивностью визуально отличаются от мигматитов по увеличению количества кварца и полевых шпатов, а также по менее выраженному разделению на лейко- и меланосому (рис. 2, г). В шлифах полосчатость фиксируется по линейному расположению агрегатов биотита и граната с прослоями высокоглиноземистых метаморфических минералов – шпинели и кордиерита (рис. 2, е).

Гранат-кордиеритовые лейкограниты (Qz – 30–40 %, Pl – 30–40 %, Kfs – 10–25 %, Bt – 1–3%, ±Grt, ±Crd) слагают крупные жильные тела мощностью до 300 м в пределах Эрзинской тектонической зоны. Их залегание конформно линейности растяжения в мигматитах эрзинского комплекса (рис. 3, a). На контактах отсутствуют признаки прогрева или срезания метаморфических структур.

Лейкограниты характеризуются субгоризонтальными директивными структурами, фиксируемыми по расположению биотита, линейным зонам растяжения с мелкими агрегатами граната и кордиерита (рис. 3, б, в). В шлифах лейкогранитов отмечается межзерновое скольжение агрегатов кварца и полевого шпата, деформационные двойники плагиоклаза (рис. 3, в). Внутрикристаллические деформации для кварца не характерны.

По содержанию акцессорных минералов гранатсодержащие граниты можно разделить на две группы: 1) граниты с гранатом в качестве единственного акцессорного минерала; 2) граниты с гранатом, кордиеритом и силлиманитом. Содержания главных и редких элементов гранатсодержащих гранитов и лейкогранитов приведены в табл. 1, состав гранат-кордиеритовых гранитов опубликован в работе [Karmysheva et al., 2017].

Граниты обоих типов и лейкограниты на основных классификационных диаграммах образуют перекрывающие поля (рис. 4). Исключением является #Fe, по значениям которого лейкограниты и гранатсодержащие граниты относятся преимущественно к железистым разновидностям, а гранат-кордиеритовые – к магнезиальным (рис. 4, в). Все группы гранитоидов являются высокоглиноземистыми (рис. 4, д). Для лейкогранитов характерен бóльший разброс содержания K2O (1.19–6.14 мас. %), чем в гранатовых и гранат-кордиеритовых гранитах (2.42–5.41 и 1.84–4.60 мас. %, соответственно) (рис. 4, г).

Спектры распределения РЗЭ для всех типов гранитов также очень близки: в гранатсодержащих гранитах и лейкогранитах (La/Yb)n варьируется в очень широких пределах: 5.24–79.76 и 5.32–37.06 соответственно. Для гранат-кордиеритовых гранитов спектры распределения РЗЭ более выдержанные ((La/Yb)n=5.83–21.55) (рис. 5, а, в). Вариации значений в содержании HREE в гранатовых и гранат-кордиеритовых гранитах значительно больше (Gd/Yb)n (0.71–2.71 и 1.23–3.30 соответственно), чем в лейкогранитах ((Gd/Yb)n – 1.23–2.43). При этом значение (Gd/Yb)n в отдельном образце из гранатсодержащих гранитов достигает 4.76, а в лейкограните в одном из образцов наблюдается очень значительная дифференциация в распределении высокозарядных элементов – (Gd/Yb)n – 9.61 (рис. 5, а, в). По петрографическому составу данные пробы никак не отличаются от остальной выборки. В гранатсодержащих гранитах и в гранат-кордиеритовых гранитах европиевая аномалия от ярко выраженной отрицательной до положительной: Eu/Eu*=0.29–1.07 и 0.51–1.91 соответственно (рис. 5, а). В лейкогранитах наблюдается устойчивый по всем образцам минимум (Eu/Eu* – 0.38–0.81) (рис. 5, в).

Гранаты в гранатовых и гранат-кордиеритовых гранитах имеют различия по морфологии: округлые, изометричные кристаллы в первом типе и потерявшие кристаллографическую огранку зерна во втором (рис. 6).

В гранатсодержащих гранитах с отчетливо выраженной директивностью гранаты очень мелкие и сконцентрированы согласно общей минеральной линейности (рис. 6, а). В гранитах с массивной текстурой и более крупнозернистой структурой гранаты образуют более крупные агрегаты – до 5 мм (рис. 6, б). Они сохраняют общую округлую форму, местами с сохранением кристаллографических граней, но резорбированы и частично растворены по краям. В отдельных шлифах зерна граната сильно трещиноватые с признаками растворения. Трещины и зоны растворения «залечены» биотитом и кварцем с отсутствием внутрикристаллических деформаций (рис. 6, б).

Ксеноморфные гранаты в гранат-кордиеритовых гранитах имеют трещиноватость по разным направлениям и признаки частичного растворения. Скопления зерен гранатов расположены согласно линейности растяжения в породе (рис. 6, в, г). Кордиерит также не имеет четко выраженной огранки и образует либо сплошные массы с плагиоклазом и кварцем, либо отдельные обломочные трещиноватые агрегаты.

В лейкогранитах гранат характеризуется угловатым обликом со следами частичного плавления или растворения. Встречаются единичные очень мелкие агрегаты размером до 0.3 мм, расположенные в трещинах и зонах скалывания (рис. 6, д, е).

Изучение состава гранатов разной морфологии и из всех разновидностей гранитов показало отсутствие зональности в краевых и центральных частях зерен. Все гранаты высокожелезистые. В ксеноморфных гранатах отмечаются широкие вариации соотношения MgO и MnO (XPrp=8.56–27.68 и XSps=2.16–16.67). Состав крупных изометричных гранатов из гранатсодержащих гранитов по всем основным компонентам не отличается от резорбированных низкомарганцевых агрегатов с умеренной железистостью. Мелкозернистые гранаты из гранитов с отчетливой выраженной директивностью (рис. 6, а) резко отличаются по составу от остальных гранатов. Они относятся к альмандин-спессартиновому ряду (XAlm=58.9 и XSpss=27.44), тогда как для остальных гранатов содержание спессартинового компонента не превышает 20 %. Гранаты из лейкогранитов и гранитов аналогичны по составу, однако гранаты лейкогранитов содержат меньше пиропового и больше спессартинового минала (XSpss=8.05–15.30), чем в мелких округлых агрегатах из гранатовых гранитов (рис. 7; табл. 2, 3).

Для гранатсодержащих гранитов температура кристаллизации была рассчитана по гранат-биотитовому термометру [Bhattacharya et al., 1992]. Для расчета использовались составы гранатов с высокими содержаниями спессартинового минала. Температура кристаллизации составила 550–640 °С при давлении 5–7 кбар (составы минералов приведены в табл. 2, 3, 4). Граничные значения давления выбраны на основании общей геологической ситуации, когда процессы магматизма происходили на уровне средней коры (~490 млн лет) [Vladimirov et al., 2017]. РТ-параметры для гранат-кордиеритовых гранитов были рассчитаны по ассоциации Qz+Pl+Bt+Crd+Grt с использованием программы TWQ 2.02 и составляют Т=730–790 °С и Р=5.3 кбар [Karmysheva et al., 2021].

Флюидные включения в кварце из лейкогранитов представлены многочисленными мелкими одно- и двухфазными образованиями. Размерность включений (до 0.1 мкм) не позволила изучить их термо- и криометрическими методами, поэтому преимущественно проанализирована морфология включений. Выделено два типа распределения газово-жидких включений: 1 – концентрация вдоль криволинейных, иногда винтовых линейных зон (рис. 8, a); 2 – концентрация в областях пониженного давления на границах зерен кварца и полевых шпатов (рис. 8, б).

Замкнутые контуры, маркируемые включениями, характеризуются очертаниями с выраженными кристаллографическими формами пинакоидов и призм, характерных для кристаллов плагиоклаза, однако сложены эти агрегаты кварцем. Формирование подобных образований возможно на начальных стадиях плавления породы, когда мелкие зерна кварца и полевых шпатов (до 5–10 мкм) переходят в расплав. Окружающий жесткий каркас минералов позволяет сохранить прежнюю форму кристаллов, которая заполняется новообразованными минеральными фазами. Флюидные включения, насыщающие эвтектический расплав, распределяются на краях зерен за счет сил поверхностного натяжения на границе жидкой и твердой среды. В кварце, оконтуренном флюидными включениями, не наблюдается зон скалывания со шнуровидными включениями и «облачного» погасания зерен. Это обстоятельство указывает на кристаллизацию агрегатов кварца в отсутствие стрессового давления.

Эвтектическое плавление метаморфических пород сопровождается кристаллизацией силлиманита. Это небольшие, до 8–10 мкм в длину, зерна силлиманита, встречающиеся в породе в незначительных количествах. Чаще всего они приурочены к границам зерен биотита и кварца. Минерал определяется оптически и верифицирован рамановской спектроскопией (рис. 8, в, г).

Для U-Pb геохронологических исследований были отобраны три пробы. Точки отбора проб показаны на рис. 1.

Проба К405 отобрана из центральной части жильного тела лейкогранитов. Аналитические исследования (Прил. 1, табл. 1.1) проводились по десяти наиболее представительным кристаллам циркона (11 локальных точек). Конкордантное значение возраста (по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U) составляет 480±6 млн лет (СКВО=0.47) (рис. 9). Четыре полученных значения отвечают более древнему возрасту – 554, 734 и 2445 млн лет (Прил. 1, табл. 1.1; рис. 9, наиболее древнее значение не показано на конкордии). Циркон из монофракции со значением ~480 млн лет представляет собой полупрозрачные кристаллы с бледно-желтой окраской, неявно выраженными ребрами и ровной поверхностью граней. Зерна преимущественно изометричные: 60–80 мкм по удлинению и 40–80 мкм по ширине. В режиме катодолюминесценции (CL) исследуемые цирконы характеризуются широкой осцилляторной зональностью (рис. 10). Соотношение Th/U составляет 0.74–1.02, что позволяет говорить об их магматической природе (рис. 11). Ксеногенные цирконы с более древними значениями возраста с неявными, сглаженными ребрами имеют более удлиненный габитус (соотношение ширины и длины 1:2) и по морфологии отличаются от цирконов со значением возраста 480 млн лет. Природа происхождения данных цирконов в настоящей статье не рассматривается.

Проба К574 отобрана из мелкозернистых гранатсодержащих гранитов на правобережье р. Нарын. Циркон из монофракции представляет собой полупрозрачные кристаллы с коричневатой окраской, ярко выраженными гранями призмы {100}. Зерна удлиненной формы: 170–210 мкм по удлинению и 70–100 мкм по ширине. Во внутреннем строении цирконов в CL режиме отмечаются сильно измененные с залеченной трещиноватостью ядерные части зерен с реликтовой зональностью. Провести аналитические исследования по ядерным частям не удалось. Краевые части кристаллов циркона отличаются более широкой осцилляторной зональностью, отсутствием трещиноватости (см. рис. 10). Соотношения Th/U в зернах цирконах варьируются от 0.03 до 0.12, что не позволяет однозначно определить магматическую или метаморфическую природу их происхождения (рис. 11). В Прил. 1, табл. 1.1, представлены результаты аналитических исследований по 24 локальным точкам в краевых частях цирконов. Конкордантное значение возраста (по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U) составляет 483±2 млн лет (СКВО=2.9) (см. рис. 9).

Мелкозернистые разгнейсованные гранатсодержащие граниты из пробы PR49-2 отобраны на водораздельном хребте в междуречье рек Эрзин и Нарын. По морфологии и внутреннему строению цирконы из данной пробы аналогичны пробе К574. На CL изображениях хорошо видно неоднородное строение всех кристаллов циркона: более темные ядерные части, с содержанием ²⁰⁶Pb=19–89 г/т, U=169–1186 г/т, и светлоокрашенная кайма (²⁰⁶Pb=11–71 г/т, U=153–992 г/т). Во внутренних и внешних частях наблюдается осцилляторная магматическая зональность. Ядерные части цирконов характеризуются трещиноватостью, иногда со смещением отдельных фрагментов зерен относительно друг друга. Во внешней кайме деформации не отмечаются (см. рис. 10). Аналитические исследования (Прил. 1, табл. 1.1; см. рис. 9) проводились в краевых и центральных частях зерен по 32 кристаллам циркона (36 локальных точек). Ядерная и краевая части на диаграмме с конкордией образуют две отчетливые группы с возрастными оценками 517±3 млн лет (СКВО=5.7) и 490±3 млн лет (СКВО=0.93) (см. рис. 9). Соотношение Th/U в цирконах из центральной части варьируется от 0.46 до 1.23, а в краевой – 0.32–1.13, что в целом позволяет характеризовать генезис циркона как магматический (рис. 11).

Анализ внутреннего строения цирконов и полученных оценок возраста в центральной и краевой части однозначно свидетельствует о двух этапах магматических событий – гранитообразовании в раннекембрийское время и более поздних магматических процессах. Более древние оценки возраста единичны и связаны с захватом ксеногенного циркона.

Петрогенезис лейкогранитов. Образование жильных тел лейкогранитов в мигматитах и кордиерит-гранат-биотитовых сланцах может быть связано как с плавлением in situ и незначительным перемещением расплава, так и с внедрением жил гранитного расплава в метаморфические породы. Образование высокоглиноземистых лейкогранитов с содержанием SiO2 72–74 мас. % и с соотношением нормативных кварца и полевых шпатов, близкими к составу гранитной эвтектики, возможно при анатектическом плавлении коровых источников и при дифференциации кремнекислых магм. Широкие вариации содержания K2O и, как следствие, разброс значений по Na2O/K2O (0.39–4.29) не позволяют однозначно отнести лейкограниты к натровой или калиевой серии, что затрудняет определение их происхождения.

Широкий диапазон значений La/Yb отношения (5.32–15.21) и высокие значения Gd/Yb (1.23–2.43) для большинства исследованных образцов (см. рис. 5, в) указывают на незначительную степень отделения расплава от рестита. В целом петрогеохимические данные указывают на то, что лейкогранитный расплав не прошел стадии длительной сегрегации в камере и был сформирован при низких степенях плавления.

По петрографическому (наличие граната и кордиерита, см. рис. 3) и петрогеохимическому (A/CNK=1.02–1.34, K2O/Na2O=0.23–2.55, среднее – 1.23, см. рис. 4) составу лейкограниты соответствуют гранитам S‑типа. Согласное простирание жил лейкогранитов относительно минеральной линейности мигматитов, наличие мелких, по морфологии «ксеногенных» агрегатов кордиерита и граната и микровключения силлиманита позволяют предполагать, что тела лейкогранитов представляют собой крупные неосомы эрзинского мигматитового комплекса.

Согласно экспериментальным данным, появление лейкогранитов за счет высокоглиноземистых метапелитов возможно при низких температурах в результате дегидратационного плавления мусковита и/или биотита [Patiño Douce, Harris, 1998; Patiño Douce, 1999]. Экспериментальные исследования (см. обзор в работе [Chen et al., 2021]) показали, что лейкогранитный расплав может образовываться при частичном плавления метаосадочных пород посредством трех реакций: а) плавления мусковита в присутствии флюида при температуре <750 °C; б) дегидратационного плавления мусковита при температуре 720–770 °С; в) дегидратационного плавления биотита после истощения мусковита при температуре 760–830 °C.

При частичном плавлении с участием воды в большей степени плавится полевой шпат относительно слюды, что приводит к повышенному содержанию Sr, Ba, Ca и отношению Sr/Y при низком содержании Rb и отношении Rb/Sr. Во время дегидратационного плавления слюда плавится в большем количестве относительно полевых шпатов, что приводит к более высокому содержанию Rb и более низкому содержанию Sr, Ba и более высокой величине Rb/Sr [Gao et al., 2017; He et al., 2021]. Корреляции между соотношением Rb/Sr и Ba в лейкогранитах не наблюдается (рис. 12, а), а Rb/Sr соотношение составляет 0.04–0.69 (<2), что соответствует процессам плавления биотита с участием флюида [Inger, Harris, 1993; Visonà, Lombardo, 2002; Gou et al., 2016]. Содержание в лейкогранитах TiO2=0.07–0.59 мас. % (в среднем >0.17 мас. %) также свидетельствует о плавлении биотита при образовании нового расплава [King et al., 2011; Liu et al., 2014; Patiño Douce, Harris, 1998].

Скопления мелких флюидных включений, маркирующих контуры реликтовых минералов и концентрирующихся вдоль линейных и винтовых зон скалывания в лейкогранитах, характеризуют начальную стадию процесса плавления в присутствии флюида. Триггером эвтектического плавления могли служить сдвиговые деформации, обеспечившие появление зон мелкозернистых агрегатов с высокой плотностью трещин скалывания, формированием обстановок локального сброса литостатического давления и привноса перегретого флюида. Процессы плавления и консолидации лейкогранитного расплава происходили относительно быстро, что не позволило объединиться мелким флюидным включениям [Shemelina et al., 2022].

При термомеханическом моделировании порционного режима плавления и подъема расплавов в коре с наличием плотностных границ было показано, что движение и подъем расплава могут происходить при доле расплава свыше 5–7 об. % [Polyansky et al., 2019]. Согласно экспериментальным данным [Sylvester, 1998] лейкограниты образовались при степени плавления <20 % (рис. 12, б). При низких степенях плавления сегрегации и перемещению расплава могли способствовать сдвиговые тектонические движения, индикаторные структуры которых отмечены непосредственно в обнажениях и в петрографических шлифах (см. рис. 3).

Этапы формирования гранатсодержащих гранитов. Граниты с гранатом и кордиеритом входят в состав эрзинского мигматит-гранитного комплекса, сформировавшегося при заложении тектонической зоны 515 млн лет назад [Karmysheva et al., 2021]. Их древний возраст подтверждается прорыванием гранатсодержащих гранитов гранитными дайками и породами ухадагского комплекса (~485 млн лет) (см. рис. 2, б, в).

В цирконах из гранатсодержащих гранитов (К574 и PR49-2) выделяются ядерная и краевая часть (517±3 и 483–490 млн лет соответственно). Для цирконов обеих возрастных групп характерен разброс значений Th/U соотношения (рис. 12). Низкие значения (0.03–0.12), соответствующие метаморфическим цирконам или переходной зоне, выявлены в гранитах с крупными изометричными трещиноватыми и частично растворенными гранатами (проба К574) (см. рис. 6, б). Структуры пород, морфология гранатов и Th/U соотношения в краевой части зерен циркона с возрастным значением 483 млн лет указывают на анатектическое образование гранитов при частичном плавлении метаморфических толщ. Для гранитов с мелкими гранатами альмандин-спессартинового ряда степень плавления протолита была выше, что привело к образованию магматического расплава и росту цирконов с соотношением Th/U=0.32–1.13 в краевой части, соответствующей возрасту 490±3 млн лет.

Петрогеохимический состав гранатовых и кордиерит-гранатовых гранитов полностью идентичен. Исследования составов гранатов (ксеноморфных и крупных изометричных) также показали отсутствие каких-либо значительных изменений. Комплекс всех новых и ранее опубликованных данных однозначно указывает на то, что эволюция мигматит-гранитов эрзинского комплекса включает два этапа. Первый, тектонотермальный, этап (515 млн лет) привел к мигматизации и диатексису с образованием гранат-кордиеритовых гранитов при Т=790 °C и Р=5.4 кбар [Karmysheva et al., 2021]. Второй этап – наложение тектонических событий в позднем кембрии – раннем ордовике и повторный прогрев при Т=550–630 °C – привел к реоморфизму и мобилизации гранитов.

Условия проявления S-гранитов на позднеколлизионном этапе. Коллизионный магматизм характеризуется последовательной сменой петрогеохимических типов гранитоидов, что отражает эволюцию магмогенерирующих субстратов во времени [Kruk, 2015]. Масштабные проявления гранитоидного магматизма приурочены преимущественно к поздне- и постколлизионным стадиям эволюции орогенов, когда образуются гранодиориты, граниты и лейкограниты I- или A‑типа [Bonin, 2004; Gonzalez-Menendez et al., 2017; и др.]. Формирование этих гранитоидов в некоторых случаях является индикатором стабилизации коры после орогенных событий (через 20–50 млн лет), когда утолщение коры и накопление радиогенного тепла приводит к прогреву и образованию магматических камер [Elliot, 2003; Bea, 2012]. Однако для многих коллизионных поясов фиксируется образование гранитов S‑типа на позднеколлизионной стадии [Merino Martínez et al., 2014; Huang et al., 2024]. Так, в пределах Гималайского орогена, являющегося «эталонным» примером коллизионного гранитообразования, одновозрастное формирование разных типов гранитов связано с различной температурой плавления в присутствии флюида или при реакциях дегидратации и с участием процессов фракционной кристаллизации граната, калиевого полевого шпата и перитектического захвата граната [Huang et al., 2024].

Выделенные для Западного Сангилена раннеколлизионные (570–535 млн лет), коллизионные (535–495 млн лет) и позднеколлизионные (495–430 млн лет) стадии орогенеза [Vladimirov et al., 2017] характеризуются разными масштабами проявления основного и кислого магматизма. Становление наибольшего объема гранитоидов (граниты А‑типа ухадагского комплекса) приходится на позднеколлизионную стадию (~485 млн лет) [Karmysheva et al., 2022]. Проведенные исследования показали, что в этот же период происходило выплавление синтектонических гранитов S‑типа. Образование гранатсодержащих гранитов и лейкогранитов связано с ремобилизацией мигматит-гранитных толщ и их частичным плавлением в результате повторного прогрева в зонах локального растяжения при сдвиговых деформациях, обеспечивших вскрытие тепловых источников.

На северо-западной окраине Тувино-Монгольского микроконтинента образование высокоглиноземистых гранитов S‑типа было связано с двумя рубежами тектономагматической активности орогена: 515 млн лет (коллизионная стадия) и 485 млн лет (позднеколлизионная стадия).

Активные сдвиговые деформации в пределах тектонических зон способствовали переносу тепла и транспорту кислых магматических расплавов, что стало основными факторами формирования жильных тел лейкогранитов. Образование лейкогранитного расплава происходило при участии биотита в присутствии флюида в процессе плавления при температуре около 760–830 °C и степени плавления <20 %.

Реоморфизм раннекембрийских мигматит-гранитов эрзинского комплекса был проявлен неравномерно, что контролировалось проявлением зон пониженного давления. Образование новых расплавов (~485 млн лет) связано с низкой степенью плавления метапелитов, температура кристаллизации расплава составляет 550–630 °C.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.