Петрология, 2024, № 5

Российская академия наук
ПЕТРОЛОГИЯ
Том 32     № 5     2024     Сентябрь–Октябрь
Основан в 1993 г. 
Выходит 6 раз в год 
ISSN 0869-5903
Журнал индексируется 
в Current Contents
Журнал издается под руководством 
Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор
В.В. Ярмолюк
Редакционная коллегия:
Акинин В. В., Аранович Л. Я., Арискин А. А., 
Дубинина Е. О., Каменецкий В. С.,
Каргин А. В., Копылова М. Г., Котов А. Б., 
Латыпов Р. М., Носова А. А. (ответственный секретарь),
Плечов П. Ю., Портнягин М. В., Пухтель И. С., 
Самсонов А. В. (заместитель главного редактора), 
Сафонов О. Г., Силантьев С. А., Симакин А. Г., 
Скляров Е. В., Соболев А. В.
Зав. редакцией И.И. Невская
Адрес редакции: 119017 Москва, Старомонетный пер., 35 
e-mail: petrolog@igem.ru
Москва
ФГБУ «Издательство «Наука»
© Российская академия наук, 2024
© Редколлегия журнала 
     “Петрология” (составитель), 2024

СОДЕРЖАНИЕ
Том 32, номер 5, 2024
Термальная история и флюидный режим становления Эльджуртинского массива 
биотитовых гранитов (Большой Кавказ): реконструкции на основе изотопных (δ18О, δD) 
и геохимических данных
Е. О. Дубинина, А. С. Авдеенко, А. А. Носова, Ю. Н. Чижова, С. Е. Борисовский,
О. М. Жиличева, А. Я.  Докучаев 
529
Осумилитсодержащие лавы Кельского нагорья (Большой Кавказ): 
петролого-геохимические характеристики, минеральный состав 
и условия образования магматических расплавов
Е. Н. Кайгородова, В. А. Лебедев, П. М. Карташов, Е. В. Ковальчук, А. В. Чугаев 
552
Обобщенный Р—Т тренд и флюидный режим эксгумации метапелитов 
Центральной зоны комплекса Лимпопо (ЮАР) 
О. Г. Сафонов, В. О. Япаскурт, Д. Д. ван Ринен, К. А. Смит, 
С. А. Ушакова, М. А. Голунова
586
Роль ликвации в формировании редкометальных гранитов 
Катугинского массива, Алданский щит
Е. В. Толмачева, С. Д. Великославинский, А. Б. Котов, А. М. Ларин, Е. В. Скляров, 
Д. П. Гладкочуб, Т. В.  Донская, Т. М. Сковитина, В. П. Ковач, О. Л. Галанкина 
625

ПЕТРОЛОГИЯ,  2024, том 32, № 5,  с.  529–551
УДК 505.42
ТЕРМАЛЬНАЯ ИСТОРИЯ И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ СТАНОВЛЕНИЯ 
ЭЛЬДЖУРТИНСКОГО МАССИВА БИОТИТОВЫХ ГРАНИТОВ 
(БОЛЬШОЙ КАВКАЗ): РЕКОНСТРУКЦИИ НА ОСНОВЕ ИЗОТОПНЫХ 
(δ18О, δD) И ГЕОХИМИЧЕСКИХ ДАННЫХ1
© 2024 г. Е. О. Дубининаа, *, А. С. Авдеенкоа, А. А. Носоваа, 
Ю. Н. Чижоваа, С. Е. Борисовскийа, О. М. Жиличеваа, А. Я.  Докучаева
аИнститут геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии 
РАН, Москва, Россия
*e-mail: elenadelta@gmail.com
Поступила в редакцию 02.02.2024 г.
После доработки 18.04.2024 г.
Принята к публикации 21.05.2024 г.
На основе геохимических и изотопных (δ18О, δD) характеристик гранитов Эльджуртинского 
массива проведена реконструкция теплового и флюидного режима становления интрузивного 
тела. Анализ пород из керна Тырныаузской глубокой скважины (ТГС), отобранного в интервале 
глубин 1427–3923 м, показал, что изотопные параметры пород Эльджуртинского массива однородны. Значения δ18О валовых проб кварца, полевых шпатов и биотита в 12 образцах биотитовых 
гранитов составляют: 8.50 ± 0.33, 9.55 ± 0.22, 8.40 ± 0.33 и 5.45 ± 0.40‰ соответственно. Значения δD в биотите этих образцов варьируют в пределах −103.3÷−95.6‰. Температуры закрытия 
изотопной системы кислорода кварца составляют 440–980°С. Проведена реконструкция режима 
остывания пород на основе разработанного нами подхода, основанного на анализе единичных 
зерен кварца. Показано, что данный подход может быть применен для детальной реконструкции 
термальной истории становления интрузивных тел. На примере конкретных образцов показана 
работоспособность уравнения Додсона для описания δ18О кварца в гранитной системе. Полученные данные позволяют считать, что становление изученной части массива протекало, по меньшей мере, в два близких по времени этапа. Первой кристаллизовалась нижняя часть разреза, а 
вторая инъекция гранитного расплава поступила непосредственно вслед за первой, которая к 
данному моменту успела закристаллизоваться, но еще не успела существенно остыть. Значения 
Тс в нижней части массива указывают на повторное открытие изотопной системы кислорода 
кварца с последующим длительным изотопным переуравновешиванием между минералами. Это 
приводит к снижению наблюдаемой Тс и расчетных скоростей остывания породы, поскольку 
возрастает объем интрузивного тела, а остывание происходит в окружении уже прогретых пород. Оценки изотопных параметров водного компонента указывают на отсутствие экзогенного 
флюида (метеорных или захороненных вод) на стадии остывания пород массива, а имеющиеся 
вариации величины δ18О в минералах биотитовых гранитов Эльджуртинского массива могут быть 
описаны в рамках простого ретроградного обмена на стадии остывания.
Ключевые слова: массив Эльджурта, δ18О, δD, изотопная термометрия, скорость остывания, уравнение 
Додсона, ретроградный изотопный обмен, биотитовые граниты, диффузия, флюид 
DOI: 10.31857/S0869590324050018 EDN: ALVJJX
ВВЕДЕНИЕ
Эльджуртинский массив представлен самыми 
молодыми биотитовыми гранитами на Земле: их 
______________________________________
1Дополнительные материалы размещены в электронном 
виде по doi статьи.
возраст, определенный разными изотопными методами, составляет около 2 млн лет. По результатам K-Ar датирования он варьирует от 2.0 ± 0.2 до 
1.9 ± 0.15 млн лет (Борсук и др., 1972), а по данным Rb-Sr метода – 1.982 ± 0.008 млн лет (Журавлев, Негрей, 1993). Детальные оценки, полученные 
40Ar/39Ar методом по биотиту, варьируют в зависимости от глубины отбора пробы от 2.2–2.5 млн лет 
529

ДУБИНИНА и др.
при изучении кернового материала глубоких скважин, пройденных в массиве (Gazis et al., 1995; Костицын, 1995).  Однако указанные работы основаны на изотопно-кислородных данных, полученных 
методом объемного фторирования, существенно 
уступающих современным методам в точности и 
количестве анализируемого вещества. В настоящей работе мы использовали современный метод 
изотопного анализа кислорода, привлекли изотопно-водородные данные и применили новые подходы к оценке скоростей остывания, основанные на 
изотопном анализе кислорода единичных зерен 
кварца.
Необходимость в высоком качестве изотопного 
анализа связана с тем, что для оценки термальной 
истории породы требуется максимально точная 
оценка температуры закрытия изотопной системы кислорода минералов. Для этого необходимо 
не только точное определение величины δ18О, но 
и знание точного размера минеральных зерен, которые в пределах одного домена гранитной породы могут различаться на порядки. Метод оценки 
скоростей остывания подразумевает использование уравнения Додсона (Dodson, 1973), которое 
связывает температуру закрытия изотопной системы минерала со скоростью остывания породы, 
диффузионными свойствами минерала и размерами минеральных зерен. Подход, основанный на 
применении температуры закрытия, претерпевал 
ряд модификаций (Dodson, 1979; Jenkin et al., 1994; 
Ganguly, Tirone, 1999; Eiler et al., 1993 и др.), но в 
самом простом варианте уравнение Додсона имеет 
вид:
             
(1)
в верхней части массива до 1.2–1.4 млн лет на глубине ~3800 м (Hess et al., 1993). Возраст, определенный по U-Pb системе циркона, составил 2.04 ± 
0.03 млн лет (Grün et al., 1999) и 2.10 ± 0.08 млн 
лет (Соловьев и др., 2021). В указанных интервалах 
оказываются и все остальные датировки биотитовых гранитов Эльджуртинского массива с несколько более молодыми возрастами, установленными 
для ассоциирующих с ними лейкогранитов (Аракелянц и др., 1968; Костицын, 1995; Лебедев и др., 
2004; Чернышев и др., 2011 и др.). 
Внимание к эльджуртинским гранитам привлекает не только их молодой возраст, но и пространственная связь с крупным W-Mo редкометальным 
месторождением Тырныауз. Наличие и пространственной, и генетической связи является предметом дискуссии как в прошлые годы (Пэк, 1962; Ляхович, 1976; Хитаров и др., 1980; Chernyshev, 1985; 
Ляхович, Гурбанов, 1992; Докучаев, Носова, 1994; 
Костицын, 1995), так и сейчас (например, Соловьев и др., 2021). Так или иначе, нельзя отрицать 
роль внедрения расплава эльджуртинских гранитов как фактора источника тепловой энергии или 
также возможного триггера циркуляции флюидных 
потоков. С этой точки зрения, термальная история 
и флюидный режим становления массива эльджуртинских гранитов заслуживают особого внимания. 
Имеющиеся данные о тепловом и флюидном 
режиме становления Эльджуртинского массива 
противоречивы. Вероятность присутствия экзогенных метеорных вод на стадии становления массива или его отдельных фрагментов оценивается 
от полного отрицания (Хитаров и др., 1980, Gazis 
et al., 1995; Soloviev et al., 2021) до признания их 
доминирующей роли (Костицын, 1995). Что касается теплового режима, то часть исследований 
поддерживает монотонный однородный характер 
строения и остывания всего тела массива (например, Хитаров и др., 1980). В то же время некоторые данные указывают на различие пород верхней 
и нижней части массива по отдельным изотопным 
(Костицын, 1995) характеристикам или динамике 
остывания (Gazis et al., 1995). Кроме того, некоторые исследователи привлекают модели мультистадийного внедрения расплавов эльджуртинских 
гранитов, подразумевающие наличие гранитного 
прототела, так называемой первой фазы внедрения 
(например, Соболев, Кононов, 1993).
Как тепловой, так и флюидный режимы становления гранитных тел являются традиционными задачами для геохимии стабильных изотопов 
кислорода и водорода. Эти изотопные системы минералов интрузивной породы отражают не только 
динамику ее остывания, но также позволяют установить параметры водного компонента флюидной 
фазы, находившейся в равновесии с минералами 
на определенной стадии формирования массива. 
Эти задачи частично решались около 30 лет назад 
где а – линейный размер минерального зерна (например, радиус); А – фактор геометрической формы зерна (для изометричных зерен А = 55, Dodson, 
1973); Do – коэффициент диффузии интересующего изотопа или элемента; δT∕δt – скорость остывания породы; Е – энергия активации (Дж/моль); 
R – универсальная газовая постоянная. При выводе данного уравнения и его аналогов подразумевалось, что диффузия элемента или изотопа в среде, 
окружающей минеральное зерно, протекает быстрее, чем в самом зерне. Этому условию в гранитах, как правило, удовлетворяет кварц, в котором 
скорость диффузии кислорода существенно ниже, 
чем в полевых шпатах и биотите (например, Farver, 
Yund, 1991; Farver, 2010). Однако граниты часто 
являются неравномерно-зернистыми, порфировидными породами, и для них сложно корректно 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 5
2024

ТЕРМАЛЬНАЯ ИСТОРИЯ И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ СТАНОВЛЕНИЯ
531
Аракелянц и др., 1968; Hess et al., 1993; Соловьев и 
др., 2021) расположен в южной части Эльбрусской 
вулканической области, в области сочленения зон 
Передового и Главного хребтов Большого Кавказа. 
Он прорывает палеозойские и мезозойские островодужные комплексы первой зоны и протерозойские-раннепалеозойские метаморфические породы второй зоны (рис. 1). 
Площадь массива оценивается в 20 км2 (Соловьев и др., 2021), его выходы в левом борту р. Баксан достигают максимальной абс. отметки в 2550 м, 
кровля массива падает к юго-западу под углом 30°, 
контакты крутые, около 60°. Естественные выходы 
и глубокие буровые скважины дают возможность 
проследить разрез гранитного массива более чем 
на 5 км (например, Докучаев, Носова, 1994; Соловьев и др., 2021; Gazis et al., 1995). Массив характеризуется относительно гомогенным строением, со 
скрытой расслоенностью, выраженной вариациями структур и модального состава гранитов. Граниты секутся дайками и жилами лейкогранитов и 
аплитов. Преобладающими типом пород являются 
порфировидные, крупно-среднезернистые биотитовые граниты. Их минеральный состав слабо варьирует с глубиной (см. Supplementary2  1, ESM_1) 
в следующих пределах: 20–45 об. % КПШ, 30–50 
об. % плагиоклаза, ≈30% кварца и от 5–7 до 15 об. 
% биотита. Акцессорные минералы представлены 
ильменитом, апатитом, цирконом, сульфидами. 
Граниты не несут признаков существенных 
гидротермально-метасоматических изменений, за 
исключением части разреза на глубинах 2100–3200 
м, где наблюдаются следы гидротермальной проработки и содержится молибденит-висмутиновая минерализация, тогда как для выше- и нижележащих 
частей разреза характерна шеелит-вольфрамитовая 
минерализация (Докучаев, Носова, 1994). Однако 
эти изменения выражены слабо: породы содержат не более 1–3% новообразованных минералов 
(замещение биотита хлоритом, развитие серицита, карбонатов и альбита в виде тонкозернистого 
агрегата, замещающего, как правило, центральную 
часть кристаллов плагиоклаза).
учесть размер зерен кварца, если анализируется 
минеральная фракция, отобранная из дробленого 
образца. В этом случае используют усредненную 
величину размера зерна в уравнении (1), сопоставляя ее с усредненной величиной δ18О, полученной для навески минерала. В результате возникает 
двойная неопределенность – как в информации о 
размерах зерен, так и в оценке средней величины 
δ18О, которая при гетерогенном изотопном составе 
зерен не обязательно корректно отражает средний 
изотопный состав минерала. Как следствие, оценки скоростей остывания с помощью уравнения (1) 
могут различаться на порядки (Gazis et al., 1995).
В настоящей работе нами применен подход, 
связанный с изучением величины δ18О для отдельных (единичных) зерен кварца, для которых могут 
быть точно установлены размер и их форма, а сами 
зерна могут быть извлечены из единого фрагмента 
или домена породы. Как следует из уравнения (1), 
если остывание породы не было осложнено какими-либо термальными событиями (прогревом и/
или перекристаллизацией за счет последующих 
магматических, метаморфических, тектонических 
и др. процессов), значения Тс для зерен разного размера в одном домене породы должны быть 
разными, а скорости остывания – близкими друг 
к другу, в идеале – идентичными. Протестировать 
данный подход именно на гранитах Эльджуртинского массива является интересной задачей, поскольку эти породы удовлетворяют всем необходимым условиям: они имеют неравномерно-зернистую порфировидную структуру и в силу молодого 
возраста не испытали заметных термальных изменений после формирования.
Оценка изотопных параметров флюидной фазы 
в настоящей работе проведена с помощью двух 
изотопных систем – водорода и кислорода по результатам изучения биотита. Изотопное отношение водорода в биотите не подвержено искажению 
за счет ретроградного обмена, поскольку в породе 
нет других Н-содержащих фаз, и оно контролируется исключительно равновесием с флюидом, что 
позволяет более четко ответить на вопрос о происхождении последнего. 
МАТЕРИАЛЫ 
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА 
ЭЛЬДЖУРТИНСКОГО МАССИВА 
Эльджуртинский гранитный массив неогенового возраста (Костицын, Кременецкий, 1995; 
__________________________
2В дополнительных материалах к русской и английской онлайн-версиям статьи на сайтах https://elibrary.ru/ и http://
link.springer.com/ соответственно приведены Supplementary 
1: 
ESM_1 − Минеральный состав пород;
ESM_2 − Элементный состав пород;
ESM_3 − Элементный состав биотита.
В 1987–1990 гг. ГНПП Недра в центральной части массива из долины р. Баксан (абс. отм. 1300 м) 
была пробурена Тырныаузская глубокая скважина (ТГС) на глубину 4001 м. В настоящей работе 
изучались образцы, представленные фрагментами 
керна с разных глубин. В соответствии с петрографическими особенностями изученной части керна, породы массива были разделены на несколько 
зон (Докучаев, Носова 1994), в пределах которых 
для настоящей работы были отобраны 13 образцов 
биотитовых гранитов (Эл-1 … Эл-13), три образца 
пород из маломощных (≈10 м)  даек лейкогранитов 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 5
2024

ДУБИНИНА и др.
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 5
2024

ТЕРМАЛЬНАЯ ИСТОРИЯ И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ СТАНОВЛЕНИЯ
533
Рис. 1. Схема геологического строения Тырныаузского рудного поля (Пэк, 1962; Курдюков, 1983; Докучаев, Носова 
1994). 
1 – четвертичные отложения; 2–7 – зона Передового хребта: 2 – глинистые сланцы, алевролиты, песчаники (джигиатская свита), J1-2, 3 – известняки (нижняя подсвита гидамской свиты), D3–С1, 4 – алевролиты, песчаники, 
конгломераты (верхняя подсвита гидамской свиты), D3–С1, 5 – лавы основного, среднего и кислого составов, 
туфы, туффиты, песчаники, конгломераты, глинистые сланцы, линзы известняков, кремни (кизилкольская и эльмезтюбинская свиты), D2–D3, 6 – филлиты, алевролиты, песчаники (артыкчатская и картджюртская свиты), D1-2, 
7 – плагиограниты (трондъемиты), PZ2; 8–10 – зона Главного хребта: 8 – кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты (макерская серия, дуппухская и ктитебердинская свиты), PR2, 9 – мигматиты, мигматизированные гнейсы, 
сланцы, амфиболиты (гондарайский комплекс), PR2, 10  – граниты (белореченский и уллукамский комплексы), 
PZ2-3; 11, 12 – Бечасынская зона: 11 – песчаники, конгломераты, алевролиты, аргиллиты, С3, 12 – хлорит-мусковит-альбитовые, мусковит-альбитовые сланцы (шаукольская свита), PR2; 13–15 – Тырныаузский магматический 
комплекс: 13 – лейкократовые граниты, N2
2, 14 – эльджуртинские граниты, N2
2, 15 – риолиты, N2
2; 16 – скарново-рудные тела с Mo-W оруденением; 17 – сбросы; 18 – надвиги; 19 – местоположение Тырныаузской глубокой 
скважины (ТГС); 20 – двуслюдяные граниты. 
представлены однообразными светлыми порфировидными крупно- и среднезернистыми биотитовыми гранитами, состоящими из КПШ, плагиоклаза, 
кварца и биотита. По сравнению с нижележащими гранитами, КПШ в породах зоны А заметно 
обогащены Ab-составляющей (до глубины 1100 
м). Плагиоклазы отличаются появлением очень 
(Эл-15 … Эл-17) и один образец двуслюдяного гранита (Эл-14). Места отбора образцов отмечены на 
рис.  2. Краткое описание зон в направлении сверху вниз: 
а) Прикровельная зона (глубина <1857 м). За 
исключением маломощной апикальной зоны, 
породы в этом интервале наиболее однородны и 
Рис. 2. Разрез гранитов Эльджуртинского массива по результатам изучения Тырныаузской глубокой скважины 
с отмеченными местами отбора изученных образцов. Составлено по (Докучаев, Носова, 1994). 
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 5
2024

ДУБИНИНА и др.
мусковит-биотитовыми гранитами. Весь вскрытый в ТГС интервал представляется довольно однородным. Отобран образец двуслюдяных гранитов (Эл-14).
МЕТОДЫ
Во всех перечисленных выше образцах были 
изучены: минеральный и элементный состав пород (см. Supplementary 1, ESM_1, 2), изотопный 
состав кислорода породообразующих минералов и 
валовых проб, а также изотопный состав водорода биотита (табл. 1, 2). В пяти образцах биотитовых гранитов исследовалась динамика остывания 
пород по единичным зернам кварца (табл. 3). Для 
независимых оценок температуры формирования 
биотита был изучен его элементный состав (см. 
Supplementary 1, ESM_3). 
Определение химического состава пород и биотита
Концентрации породообразующих элементов 
определялись классическим методом силикатного анализа (мокрая химия) и методом рентгенофлюоресцентного анализа (РФА) в ИГЕМ РАН 
(Москва). Содержания микроэлементов определены методом ICP-MS на масс-спектрометре ELAN6100 DRC (ЦЛ ФГБУ ВСЕГЕИ, аналитики В.А. 
Шишлов, В.Л. Кудряшов).
Анализ состава биотита в прозрачно-полированных шлифах, изготовленных из наиболее представительных образцов, проведен на электронно-зондовом микроанализаторе JEOL JXA-8200 
при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе зонда 
20 нА с использованием программы ZAF-коррекции фирмы JEOL (ИГЕМ РАН).
ИЗОТОПНЫЙ АНАЛИЗ КИСЛОРОДА
основных (до 64% An) составов в I генерации. На 
глубине 1688 м в ТГС фиксируется переход от мегапорфировидных (за счет крупных фенокристов 
KПШ) средне-крупнозернистых к мелко-среднезернистым порфировидным биотитовым гранитам. 
В последних несколько увеличивается количество 
биотита (до 13–15% по сравнению с 8–10% в крупнозернистых гранитах). В нижней части интервала 
граниты приобретают мелкозернистую и резкопорфировидную структуру. Отобраны образцы биотитовых гранитов (Эл-1 … Эл-3);
b) Верхняя часть интрузива (глубина 1857–2105 
м) сложена порфировидными средне-крупнозернистыми биотитовыми гранитами и, возможно, 
прорывающими их биотитовыми лейкогранитами. 
Обогащена SiO2 и К2O и обеднена всеми прочими 
породообразующими оксидами, особенно TiO2 и 
MgO. Здесь появляются КПШ с высокой долей Or
минала. Отобраны образцы биотитовых гранитов 
(Эл-4) и лейкогранитов (Эл-5);
c) Средняя зона интрузива (глубина 2105–3200 
м) сложена биотитовыми мелко-среднезернистыми 
гранитами с дайками лейкогранитов, около которых развиты зоны грейзенизированных гранитов. 
Структура гранитов в данном интервале варьирует 
от равномернозернистой в верхней части до слабопорфировидной в нижней части, где доля вкрапленников составляет 5–10%, редко до 15%. Содержание биотита здесь составляет 12–13%. Среди 
КПШ преобладают удлиненно-таблитчатые призмы: в верхней части с отношением сторон 1 : 4, 
с большим количеством пойкилитовых включений 
кварца, плагиоклаза, биотита. Отобраны образцы 
биотитовых гранитов (Эл-6 … Эл-8), грейзенизированных гранитов (Эл-9) и лейкогранитов (Эл-15, 
Эл-16);
d) Приподошвенная зона интрузива (глубина 
3200–3505 м) характеризуется сменой мелкозернистых гранитов средне-крупнозернистыми порфировидными (до 5–15% вкрапленников) биотитовыми гранитами. В последних отмечается 
уменьшение количества плагиоклаза и возрастание 
количества кварца и калиевого полевого шпата, по 
сравнению со всеми вышезалегающими разностями гранитов. Крупные вкрапленники представлены только КПШ и кварцем, но не плагиоклазом в 
отличие от вышележащих гранитов. Отобраны образцы биотитовых гранитов (Эл-10, Эл-11) и лейкогранитов (Эл-17); 
e) Нижняя часть интрузива (глубина 3505–3835 
м) характеризуется ростом количества вкрапленников (25–30%) в биотитовых гранитах, среди 
вкрапленников наряду с КПШ и кварцем вновь 
появляется плагиоклаз. Отобраны образцы биотитовых гранитов (Эл-12, Эл-13);
f) Основание вскрытой части массива (глубина >3800 м) представлено двуслюдяными 
Изотопный анализ кислорода проведен в ИГЕМ 
РАН методом фторирования с применением лазерного нагрева (Sharp, 1990). Экстракция кислорода из образцов силикатных минералов (1–1.5 мг) 
проводилась с помощью нагрева 30W CO2-лазером 
(λ = 10.63 мкм) в среде BrF5. Выделенный кислород очищали от примесей и остатков реагента и 
подавали в систему напуска масс-спектрометра 
“DELTAplus” (Finnigan). Измерения проводились относительно рабочего эталона О2, в котором изотопное отношение 18О/16О калибровано 
в международной шкале V-SMOW относительно 
пары международных стандартов NBS-28 (кварц) 
и NBS-30 (биотит). Воспроизводимость измерений 
по результатам многократного анализа внутреннего стандарта кварца POLARIS (δ18О = 13.0‰), 
плагиоклаза ОЛ-1 (δ18О = 7.1‰) и кварца ГИН 
(δ18О = 9.1‰) составляет ±0.1‰ (1σ).
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 5
2024

ТЕРМАЛЬНАЯ ИСТОРИЯ И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ СТАНОВЛЕНИЯ
535
При анализе растертых валовых проб гранитов 
применяли метод нагрева расфокусированным лазерным лучом (Spicuzza, 1998).
Изотопный анализ водорода
Анализ изотопного состава водорода биотита 
выполнен методом TC/EA-CF-IRMS в постоянном потоке гелия с использованием элементного 
анализатора FlashНТ и масс-спектрометра Delta 
V+ (Finnigan, Германия). В этом методе в результате реакции пиролиза при 1450°C в керамическом 
реакторе, заполненном стеклоуглеродом (Gehre, 
Strauch, 2003), происходит выделение газообразных Н2 и СО из минералов, содержащих ОН-группу. Выделенные газы очищаются от примесей хроматографическим методом и поступают в источник 
ионов масс-спектрометра. Измерения проводятся в 
онлайн режиме с использованием эталонного газа 
Н2. Стандартный измерительный метод включает 
регистрацию четырех пиков эталонного газа и одного пика образца (TC/EA Operating Manual, 2001). 
Навески образцов (1 мг) помещали в серебряные 
капсулы, которые размещали в алюминиевом 
планшете и просушивали в течение двух часов при 
105°С. После просушки каждую капсулу немедленно запаивали и сразу анализировали. Для калибровки измеренных величин δD использовали 
международные стандарты, которые анализировали одновременно с образцами для соблюдения 
идентичности аналитической подготовки и стратегии измерения. Анализ биотита эльджуртинских 
гранитов проводился в две серии. В первой серии 
вместе с образцами анализировался международный стандарт NBS-30, во второй – международные 
стандарты USGS-57 (биотит) и USGS-58 (мусковит). Во второй серии были повторно проанализированы три образца из первой серии для проверки воспроизводимости, которая не превысила 
величину ±2‰, что указывает на отсутствие инструментального дрейфа и компресс-фактора для 
данного метода TC/EA CF IRMS и позволяет нормализовать все измеренные величины δD в шкале 
V-SMOW методом линейной регрессии по измеренным значениям стандартов USGS-57 (биотит) и 
USGS-58 (мусковит). Нормализованное значение 
для NBS-30 составило −44.9‰, что почти на 21‰ 
Таблица 1. Изотопный состав кислорода минералов и валовых проб и водорода биотита гранитов Эльджуртинского массива
Номер 
образца
Глубина, м
Тип породы
δ18ОVSMOW, ‰
δDVSMOW, ‰ 
(биотит)
вал
кварц
полевые
шпаты
биотит
Эл-1
1427
Биотитовый гранит
8.31
9.46
8.05
5.99
–98.8
Эл-2
1689
Биотитовый гранит
8.84
9.44
8.80
5.69
–103.3
Эл-3
1829
Биотитовый гранит
8.95
9.47
8.43
5.75
Эл-4
1938
Биотитовый гранит
8.85
9.59
8.60
5.42
–100.4
Эл-5
2031
Биотитовый гранит
8.74
9.45
8.12
5.54
–99.2
Эл-6
2269
Биотитовый гранит
8.43
9.27
8.34
5.36
–97.3
Эл-7
2686
Биотитовый гранит
8.78
9.42
8.81
5.80
–99.6
Эл-8
2961
Биотитовый гранит
8.41
10.10
8.97
5.75
–99.8
Эл-9
3117
Биотитовый гранит
8.28
9.66
8.44
5.52
Эл-10
3250
Биотитовый гранит
8.38
9.48
8.22
5.08
–102.5
Эл-12
3632
Биотитовый гранит
7.85
9.46
7.97
4.76
–95.6
Эл-13
3747
Биотитовый гранит
8.17
9.78
8.08
4.79
–99.0
Среднее 
8.50
9.55
8.40
5.45
–99.5
Стандартное отклонение
0.33
0.22
0.33
0.40
2.3
Эл-14
3923
Двуслюдяной гранит
8.74
9.71
8.16
5.01
–96.5
Эл-15
2690
Дайка лейкогранитов
10.02
10.84
9.01
Эл-16
3020
Дайка лейкогранитов
9.96
9.98
9.04
Эл-17
3320
Дайка лейкогранитов
9.31
10.15
8.73
5.54
ПЕТРОЛОГИЯ
том 32
№ 5
2024