Эволюция континентальной коры и гранитоидный магматизм Горного Алтая

Крук, Николай Николаевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Эволюция континентальной коры и гранитоидный магматизм Горного Алтая
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Эволюция континентальной коры и гранитоидный магматизм Горного Алтая"

На правах рукописи

КРУК Николай Николаевич

ЭВОЛЮЦИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ И ГРАНИТОИДНЫЙ МАГМАТИЗМ ГОРНОГО АЛТАЯ

25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ 3 2 2015

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Новосибирск - 2015

005562807

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институт геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского отделения Российской академии наук, г. Новосибирск.

Официальные оппоненты:

Скляров Евгений Викторович, член-корреспондент РАН, профессор, доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник ФБУН Института земной коры СО РАН (г. Иркутск). Акинин Вячеслав Васильевич, доктор геолого-минералогических наук, заместитель директора на науке, заведующий сектором петрологии и изотопной геохронологии ФБУН Северо-Восточного комплексного научно-исследовательского института (г. Магадан). Лучицкая Марина Валентиновна, доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник ФБУН Геологического института РАН (г. Москва)

Ведущая организация:

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН (г. Иркутск)

Защита диссертации состоится 13 ноября 2015 г. в 14-00 на заседании диссертационного совета Д 003.067.03, созданного на базе Федерального государственного бюджетного учреждения науки Института геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского отделения РАН, в конференц-зале по адресу: г. Новосибирск, пр-т академика Коптюга, 3.

Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные гербовой печатью организации, просим направлять по адресу: 630090, г. Новосибирск, пр-т. академика Коптюга, 3, Туркиной О.М.

факс: (383) 333-2130; адрес электронной почты: turkina@igm.nsc.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке и на сайте ФГБУН Института геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО РАН (адрес: www.igm.nsc.ru, раздел «Образование»)

Автореферат разослан «15» сентября 2015 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Доктор геолого-минералогических наук

О.М. Туркина

Введение

Актуальность исследования. Проблемы формирования и эволюции континентальной коры относятся к числу фундаментальных в геологии, петрологии и геохимии. Интерес исследователей к этим вопросам возник с момента становления геологии как науки и резко возрос в последние полвека в связи развитием новых методов определения возраста и изотопных характеристик горных пород.

За последние три десятилетия в исследованиях континентальной коры достигнут значительный прогресс. С одной стороны, получен и осмыслен огромный объем геологических, геохимических, геохронологических и изотопных данных, характеризующих породы континентальной коры. Так, например, для территории Центрально-Азиатского складчатого пояса доказано резкое преобладание ювенильной коры, возраст формирования которой не превышает 1 млрд лет, оценены пропорции «ювенильного» и «рециклированно-го» компонентов в составе континентальной коры отдельных крупных сегментов, проведено Nd изотопное районирование территории [Коваленко и др., 1996, 1999; Ярмолюк и др., 1999; 2012; Крук и др., 1999; Jahn et al., 2000; Kruk et al., 2011 и др.]. С другой стороны, разработаны обоснованные модели формирования и эволюции коры [Taylor, McLennan, 1985; Rudnick, 1995; Wedepohl, 1995; Rudnick, Gao, 2003 и др.]. Вместе с тем некоторые фундаментальные вопросы пока не нашли своего окончательного решения. Так до последнего момента не удавалось на примере крупных сегментов земной коры с длительной геологической историей, проследить весь процесс формирования континентальной коры (от образования первичных коровых масс до становления коры континентального типа), связать между собой механизмы формирования континентальной коры, процессы ее эволюции и специфику гранитоидного магматизма.

Цель работы - на примере Горно-Алтайского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса проследить процесс формирования континентальной коры и установить роль гранитоидного магматизма в ее эволюции.

Основные задачи исследований:

1. Выяснение природы метаморфических комплексов Горного Алтая.

2. Установление источников вещества и механизмов формирования первичной коры Горного Алтая.

3. Реконструкция источников и механизмов формирования гранитоидов Горного Алтая.

4. Синтез полученных данных, реконструкция основных закономерностей формирования континентальной коры Горного Алтая и индикаторной роли гранитоидов в процессах ее эволюции.

Фактический материал и методы исследования. В основу диссертационной работы положены материалы, собранные автором в ходе исследова-

ния геологических комплексов Горного Алтая и сопредельных регионов в период с 1993 по 2013 г. Для обоснования защищаемых положений изучено около 1500 шлифов, использовано более 1000 авторских анализов горных пород на петрогенные компоненты выполненных методом РФА в Аналитическом центре ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) и методом «мокрой» химии в ИЗК СО РАН (г. Иркутск). Редкоэлементная характеристика гранитоидов, вулканических, осадочных и метаморфических пород региона выполнена на основе более 400 авторских анализов, выполненных методом ICP-MS в Аналитическом центре ИГМ СО РАН и Байкальском ЦКП СО РАН (г. Иркутск), а также методами нейтронной активации и рентгено-флуоресцентного анализа (элементы группы железа и Ga) в ИГМ СО РАН. Изотопная характеристика базируется на более чем 100 определениях изотопного состава Nd, полученных в лабораториях Москвы (ИГЕМ РАН), Санкт-Петербурга (ИГТД РАН), г. Апатиты (ГИ КНЦ РАН) и Иркутска (ИЗК СО РАН). Для уточнения возраста гранитоидов в ходе выполнения работы проведено U-Pb датирование 12 монофракций акцессорных цирконов, а также определение возраста детритовых цирконов в двух пробах песчаников. U-Pb исследования выполнялись методом ID-TIMS в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) и по единичным зернам цирконов на ионном зонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Датирование детритовых цирконов проведено методом ICP-MS в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ и в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток).

Кроме того, при подготовке работы обобщен большой объем опубликованных к настоящему времени геологических, палеонтологических, геохимических, геохронологических и изотопных данных по геологическим комплексам Горного Алтая. В максимальной мере задействован огромный фактический материал, полученный сотрудниками производственных геологических организаций при создании Госгеолкарты-200/2 и 1000/3 Алтайской серии листов и легенды к ней и опубликованный в виде объяснительных записок и тематических монографий.

Защищаемые положения:

1. Горно-Алтайский сегмент Центрально-Азиатского складчатого пояса сформирован на океаническом основании. Допозднерифейский сиалический фундамент в регионе отсутствует. Протолиты метаморфических комплексов соответствуют породам позднерифей-раннепалеозойской существенно юве-нильной коры.

2. Основной объем первичной коры Горного Алтая был сформирован в результате двух главных этапов тектогенеза: раннекаледонского и позднека-ледонского. Раннекаледонская ювенильная кора представлена океаническими блоками с преобладанием базальтов, варьирующих от MORB до OIB и остро-водужными террейнами, вулканогенно-осадочные толщи которых по средне-

взвешенному составу отвечают низкокалиевым андезитам и андезибазальтам. На позднекаледонском этапе в результате аккреционно-коллизионных событий были сформированы турбидитовые бассейны с океаническим (МОЯВ+ОШ) основанием, выполненные осадочными толщами андезидаци-тового состава. Геохимические и изотопные характеристики осадочных пород определялись предшествующим островодужным магматизмом, процессами внутрикоровой дифференциации в раннекаледонских террейнах и прив-носом древнего корового материала.

3. Ранне-среднепалеозойский гранитоидный магматизм Горного Алтая является индикатором строения и степени зрелости коры региона. Для блоков палеоокеанической литосферы типоморфными являются М-граниты, в остро-водужных террейнах магматизм эволюционирует от М- до 1-гранитов, для турбидитовых палеобассейнов характерно синхронное проявление I- и Я-гранитов. Редкоэлементные и изотопные характеристики гранитоидов обнаруживают прямую зависимость от состава коры вмещающих террейнов. Гра-нитоиды А-типа приурочены к двум возрастным рубежам (0[ и 0ЗГг), проявлены в террейнах различной природы, характеризуются повышенными концентрациями высокозарядных и редкоземельных элементов, имеют значимо более высокие значения с^О.

4. Становление коры континентального типа в разновозрастных и разнотипных террейнах Горного Алтая произошло практически синхронно (в среднем-позднем девоне). В раннекаледонских террейнах этот процесс явился следствием многократного рециклинга ювенильной коры базитового состава, в позднекаледонских турбидитовых бассейнах - однократного внут-рикорового плавления «гибридной» андезитовой коры, содержащей значительную долю рециклированного корового материала.

Научная новизна. Впервые для крупного сегмента земной коры (Горный Алтай) дана системная геохимическая и изотопная характеристика пород континентальной коры. Доказано, что регион развивался на океаническом основании и не имеет допозднерифейского сиалического фундамента. Показано, что первичная кора, сформированная на ранне- и позднекаледонском этапах геологической истории региона, имела разный состав, различные источники и механизмы формирования. Доказана принадлежность девонских гранитоидов Горного Алтая к четырем самостоятельным эпизодам эндогенной активности, отличающимся друг от друга характером пространственного распределения ареалов магматизма, набором петрохимических типов гранитоидов, их геохимическими и изотопными характеристиками. Впервые для Горного Алтая выполнена геохимическая и изотопная типизация ранне- и среднепалеозойских гранитоидов, установлены их источники и механизмы генерации. Проведен анализ связи геохимических характеристик гранитоидов с природой и составом вмещающих геоблоков, определены рубежи фор-

мирования континентальной коры в ранне- и позднекаледонских блоках Горного Алтая.

Практическая значимость. Изложенные в диссертационной работе и публикациях автора результаты могут быть использованы для совершенствования легенд Госгеолкары-200, 1000 (Алтайская серия листов), корректировки региональных схем магматизма и метаморфизма, геодинамических реконструкций, а также учитываться при постановке прогнозно-поисковых работ.

Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано более 50 научных работ, в том числе две монографии (в соавторстве) и 20 статей в рецензируемых журналах из перечня ВАК. Исследования по теме диссертации выполнялись в рамках планов НИР ИГМ СО РАН, интеграционных проектов Президиума СО РАН № 6.5, 13, 79, программы ОНЗ РАН «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)», РФФИ (проекты № 96-05-65961, 97-05-65219, 00-05-65309, 03-05-65081, 04-05-64443, 07-05-00853, 10-05-00474), договоров о научном сотрудничестве и хоздоговоров с «Южсибгеолкомом», ФГУП «Горно-Алтайская экспедиция» и «Запсибгеолсъемка», КПР по Кемеровской области.

Результаты исследований по теме диссертации и ее положения докладывались на международных в российских совещаниях в Новосибирске (1996-2014), Иркутске (2003-2014), Москве (1998-2005), Санкт-Петербурге (2009), Улан-Удэ (2008), Екатеринбурге (2010), Владивостоке (2011), Чанчуне (КНР, 2002). Материалы автора использованы при подготовке комплектов Госгеолкарты-200/2, 1000/3 (Алтайская серия листов).

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка цитированной литературы (461 наименование), содержит 176 иллюстраций и 65 таблиц, общий объем работы - 554 страницы.

Благодарности:

Диссертационная работа подготовлена в Лаборатории петрологии и ру-доносности магматических формаций Федерального государственного бюджетного учреждения науки Института геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО РАН (г. Новосибирск).

Автор выражает искреннюю благодарность докторам геол.-мин. наук H.A. Берзину, A.C. Борисенко, М.М. Буслову, В.В. Голозубову, А.Э. Изоху, Н.В. Сенникову, С.Н. Рудневу, О.М. Туркиной, кандидатам геол.-мин. наук Г.А. Бабину, В.Г. Владимирову, Н.И. Волковой, A.C. Гибшеру, Н.И. Гусеву, ВА Зыбину, CA Каргополову, В.И. Крупчатникову, Ю.Д. Литасову, С.З. Смирнову, В.И. Тимкину, C.B. Хромыху, С.П. Шокальскому за плодотворные дискуссии и ценные советы при подготовке данной работы; Л.В. и МЛ. Куйбиде, C.B. Палесскому, П.Д. Котлеру, И.В. Семенову, И.В. Кармышевой, О.П. Герасимову, АЮ. Вострикову,

И.И. Крекшину, Е.И. Кудишину - за неоценимую помощь в проведении полевых работ; Л.И. Ипполитовой, Н.Г. Кармановой, Н.М. Глуховой, А.Н.Таряник, И.В. Николаевой, Ю.П. Колмогорову (ИГМ СО РАН), Т.Б. Баяновой, П.А. Серову (ГИ КНЦ РАН), Е.Б. Сальниковой, В.П. Ковачу, O.A. Левченкову (ИГГД РАН), А.Н. Ларионову (ВСЕГЕИ), C.B. Пантеевой, В.В. Марковой, Е.И. Демонтеровой (ИЗК СО РАН), Г.И. Вовне, В.И. Киселеву (ДВГИ ДВО РАН) за помощь в проведении аналитических исследований, а также A.B. Владимировой, И.В. Добрыниной и Я.В. Куйбида, оказавшим большую помощь в обработке материалов, оформлении диссертации и автореферата.

Автор глубоко благодарен академикам Н.Л. Добрецову, М.И. Кузьмину, А.И. Ханчуку и В.В. Ярмолюку, членам-корреспондентам РАН Г.В. Полякову и Е.В.Склярову, профессорам Г.Б. Ферштатеру, О.М. Розену, Б-м. Джану, оказавшим большое влияние на формирование его научного мировоззрения и неоднократно дававшим ценные советы в ходе исследований.

Особую благодарность автор выражает своему первому учителю, профессору А. Г. Владимирову, неизменно поддерживавшему эти исследования на всем их протяжении, а также Елене Крук за неоценимую помощь и безграничное терпение.

Глава 1. Общие представления о процессах формирования континентальной коры и петрогенезисе гранитоидов

Континентальная кора представляет собой уникальное явление, отличающее Землю от всех остальных планет Солнечной системы. Принципиальное отличие ее от океанической состоит в наличии «гранитного» или «гранитно-метаморфического» слоя, состоящего главным образом из метаморфических пород амфиболитовой фации и гранитоидов. Мощность континентальной коры варьирует в разных ее сегментах от 30 до 70 км [Ронов и др., 1990; Condie, 2005], строение ее по латерали неоднородно и резко различается в древних платформах и складчатых поясах.

В контексте данной работы наибольший интерес представляют три аспекта роста и эволюции континентальной коры: 1) скорость роста коры, 2) состав коры и отдельных ее частей, и 3) источники вещества и механизмы образования коры.

Оценки скорости роста коры, полученные разными исследователями, расходятся принципиально. В одних моделях [Fyfe, 1978; Veizer, Jansen, 1979; Armstrong, Harmon, 1981; McLennan, Taylor, 1982; Reymer, Shubert, 1984] предполагается, что практически весь объем континентальной коры был сформирован либо в раннем архее, либо в архее-палеопротерозое, а в более позднее время интенсивность корообразующих процессов была много ниже. Согласно другим моделям [Hurley; Hurley, Rand, 1969] рост коры происходил практически «линейно» на всей истории Земли, а в фанерозое интенсивность ко-

рообразующих процессов повысилась. В пользу активного роста коры в фа-нерозое свидетельствуют многочисленные Nd-изотопные данные по грани-тоидам Центрально-Азиатского складчатого пояса, указывающие на резкое преобладание в регионе «молодой» ювенильной коры. Балансовые оценки [Коваленко и др., 1996, 1999, 2003; Ярмолюк и др., 1999] показали, что процент древнего материала в составе разных регионов северной части ЦАСП колеблется от 3 до 20 %, а средняя скорость роста коры в фанерозое, определенная на примере Монголо-Забайкальского сегмента ЦАСП и аппроксимированная на другие каледонские складчатые пояса, составила около 1.1 км3/год [Коваленко и др., 2003]. Необходимо отметить, что представления о резком превалировании в Центральной Азии ювенильной коры разделяются далеко не всеми исследователями: например, по мнению А. Крёнера с соавторами [Kröner et al., 2014] большая часть региона сложена «гибридной» корой, содержащей значительную долю рециклированного раннедокембрийского материала.

Оценки состава континентальной коры и отдельных ее резервуаров, полученные разными авторами, довольно близки между собой: состав верхней коры соответствует гранодиориту, валовый состав коры - андезиту, а нижней коры - базальту или андезибазальту. Оценки редкоэлементного состава варьируют более широко [Taylor, McLennan, 1985; Wedepohl, 1995; Rudnick, 1995; Rudnick, Fountain, 1995; Gao, 1998; Rudnick, Gao, 2003], но в целом отличаются друг от друга не более чем на 30 %. Всеми исследователями единодушно отмечается, что земная кора обогащена относительно мантии крупноионными литофильными (LILE), высокозарядными (HFSE), редкоземельными (РЗЭ) и радиоактивными элементами, обеднена «переходными» (Sc, V, Cr, Ni, Со) элементами и по геохимическим характеристикам отвечает андезитам активных континентальных окраин. Соотношение составов верхней и нижней коры в разных моделях также принципиально не отличается: верхняя кора обогащена кремнеземом и калием, обеднена фемическими компонентами и кальцием, имеет более высокие концентрации LILE, HFSE и РЗЭ, пониженные -«транзитных» элементов.

При оценке механизмов формирования континентальной коры авторы различных моделей едины в двух моментах. Во-первых, все согласны с тем, что источником корового вещества является мантия. При этом, поскольку состав коры не отвечает «прямым» выплавкам из мантии (оливиновым толеи-товым базальтам или бонинитам островных дуг), во всех моделях предполагается, что формирование континентальной коры не является одноактным процессом. Во-вторых, общепринято, что формирование гранодиоритовой верхней коры связано с процессами внутрикоровой дифференциации. В остальном все имеющиеся представления о механизмах формирования континентальной коры делятся на две группы: «эмпирические», исходящие из ана-

лиза больших объемов геохимической информации, и «теоретические», ставящие во главу угла определенные петрологические модели (также разработанные на базе геохимических и геофизических данных).

Наиболее проработанной среди «теоретических» является модель, предложенная P.C. Тейлором и С.М. Мак-Леннаном [Taylor, McLennan, 1985]. Авторы принимают двучленное строение континентальной коры (верхняя -гранодиоритовая и нижняя - базитовая), считая эти резервуары продуктами дифференциации первичной коры андезитового состава. Механизмы формирования коры в архейское и постархейское время предполагаются различными: для архейской коры принята «бимодальная» модель формирования, для постархейской - «андезитовая». Образование дифференцированной коры континентального типа является, по мнению авторов, результатом одноактного внутрикорового плавления: остаток, образующийся после удаления из «валовой» коры 25 % верхнекорового компонента, соответствует нижней коре. Главные особенности данной модели сводятся к следующему: 1) первичная ювенильная кора имеет андезитовый состав и соответствует валовому составу современной континентальной коры; 2) формирование дифференцированной коры континентального типа является следствием одноактного внутрикорового плавления; 3) в процессе внутрикоровой дифференциации валовой состав континентальной коры не изменяется.

В большинстве «эмпирических» моделей предполагается трехчленное строение континентальной коры (верхняя, средняя и нижняя кора), причем состав ни одной из этих частей не соответствует валовому составу коры. Оценивая возможные механизмы формирования коры авторы «эмпирических» моделей [Rudnick, 1995; Rudnick, Fountain, 1995; Wedepohl, 1995; Rudnick, Gao, 2003 и др.] исходят из того, что среди продуктов частичного плавления мантии резко преобладают базальты. Соответственно, состав первичной коры предполагается базальтовым, а последующее формирование ан-дезитовой коры связывается с процессами многократного внутрикорового плавления с образованием сначала тоналитов и трондьемитов, затем грано-диоритов и, в конечном итоге - калиевых гранитов. В качестве дополнительных факторов, определяющих облик современной континентальной коры, рассматриваются внутриплитный магматизм, аккреция к окраинам континентов океанических плато, деламинация и рециклинг в мантию эклогитизиро-ванной нижней коры, обогащенной реститовым и кумулусным материалом [Rudnick, 1995; Туркина, 2008; Лучицкая, 2014]. В качестве главных особенностей рассматриваемого механизма можно выделить следующие: 1) первичная кора имеет базитовый состав; 2) формирование дифференцированной коры континентального типа является результатом многоактного внутрикорового плавления; 3) каждый эпизод внутрикоровой дифференциации сопрово-

ждается удалением в мантию высокоплотных реститов и, соответственно, изменением валового состава коры.

Таким образом, независимо от принятой модели, при анализе процессов формирования континентальной коры необходимо выделять два аспекта: 1) формирование первичной коры и 2) ее эволюцию с образованием коры континентального типа. В связи с этим встает вопрос: с какого момента кору можно считать континентальной и как этот момент может быть зафиксирован в реальных геологических объектах? Ответ может быть получен при изучении вещественного состава гранитоидов, которые маркируют каждый эпизод внутри-корового плавления и несут информацию о составе существующих в этот момент коровых субстратов.

Наиболее достоверную информацию о соотношении состава гранитоид-ных магм и магмогенерирующих субстратов дают результаты экспериментальных работ по плавлению пород, максимально схожих по составу с отдельными коровыми резервуарами: метабазальтов (базальтовый слой океанической коры, нижняя кора [Taylor, McLennan, 1985], первичная кора [Rudnick, 1995]), андезитов и тоналитов (валовый состав коры) и пересыщенных глиноземом пород кварцдиорит-гранодиоритового состава (верхняя кора либо средний состав осадочного слоя). Анализ этих данных указывает на наличие прямой связи составов анатектических выплавок и магмогенерирующих субстратов. Так при плавлении метабазальтов образуются высококальциевые расплавы с низкими содержаниями калия, соответствующие природным тоналитам и трондьемитам [Beard, Lofgren, 1991; Rapp, Watson, 1995; Туркина, 2000]; анатексис недосыщенных глиноземом пород среднего состава (кварцевых амфиболитов) приводит к формированию гранитов с приблизительно равными содержаниями калия и натрия, повышенными концентрациями кальция и умеренной глиноземистостью [Patino-Douce, Beard, 1995]; при дегидратационном плавлении тоналитов формируются выплавки с 68-70 мае. % SiÜ2, умеренными содержаниями кальция и слабым преобладанием калия над натрием [Singh, Johannes, 1996]; наконец плавление кордиеритовых гнейсов продуцирует пересыщенные глиноземом (A/CNK> 1,3) низкокальциевые магмы с калиевой специализацией щелочей [Koester et al., 2002]. Таким образом, за счет плавления субстратов, присутствующих в коре, может быть сформирован широкий спектр расплавов, повторяющих все наиболее распространенные типы гранитоидов. Исключением являются щелочные граниты А-типа: идентичные им анатектические выплавки не были получены ни в одном из экспериментов. В наибольшей степени гранитоидам А-типа соответствуют анатектические выплавки, полученные при плавлении тоналитов в «среднекоровых» (Р = 10 кбар) условиях [Skjerlie, Jonston, 1993], однако, во-первых, по значениям коэффициента агпаитности (0.91-0.98) эти расплавы соответствуют умеренно-щелочными разностям, а во-вторых, необходимым

условием для их образования являются высокие содержания фтора в стартовом материале, что нетипично для обычных пород коры. Таким образом, гра-нитоиды А-типа не могут быть продуктами обычного корового анатексиса: генезис этих пород традиционно связывается с эволюцией мантийных расплавов и(или) активным корово-мантийным взаимодействием и, как следствие, не является отражением эволюции континентальной коры.

Анализ экспериментальных данных позволяет решить вопрос о моменте формирования коры континентального типа: он маркируется первым эпизодом образования гранитоидных батолитов, сложенных известково-щелочными гранитоидами с калинатровой специализацией щелочей (соответствующих продуктам плавления андезитов). В то же время образование S-гранитов, которые традиционно считаются типичными для блоков «зрелой» континентальной коры, отражает, прежде всего, не степень ее дифференциации, а наличие в разрезах метатерригенных пород, претерпевших в процессе геологической истории экзогенный цикл выветривания.

Для того чтобы оценить возможность «прямого» использования экспериментальных данных при изучении природных объектов, проведен анализ наиболее распространенных механизмов петрогенезиса гранитоидных магм, обсуждаемых в современной литературе. Сделан вывод, что эффективное фракционирование базитовых расплавов с образованием кремнекислых магм возможно только для серий повышенной щелочности (в остальных случаях процесс фракционирования прекращается при содержаниях Si02 = 59-61 мае. % из-за резкого повышения вязкости магм и уменьшения разницы плотностей расплава и кристаллизующихся фаз). Контаминация мантийных магм веществом коры способна обеспечить формирование расплавов среднего состава, однако их последующее фракционирование с образованием кислых магм (например по модели AFC) практически невозможно в силу причин, изложенных выше. Наконец, смешение мантийных и коровых магм может приводить к образованию широкого спектра составов (от основных до кислых), однако формирование гомогенных магматических жидкостей в этом случае регламентируется соотношением вязкостей смешивающихся магм и кинетикой процессов смешения; наиболее эффективно этот процесс реализуется в сериях повышенной щелочности. Таким образом, практически единственным механизмом, способным обеспечить формирование больших объемов достаточно однородных гранитоидных магм, является анатектическое плавление пород коры.

В завершающем разделе главы проведен обзор наиболее распространенных классификаций гранитоидов с позиций возможности использования их для реконструкции источников гранитоидных магм. Для геохимической типизации гранитоидов Горного Алтая выбрана «алфавитная» (с выделением М, I, S и А-типов) классификация; кроме того, определена комбинация диа-

грамм, позволяющая наиболее корректно различать по петрохимическим характеристикам расплавы, образованные при плавлении субстратов различного состава: метабазальтов, метаандезитов, тоналитов, глиноземистых гнейсов (рис. 1).

60 70 80

SiO,, мае. %

50 60 70

SiO,, мае. %

i СИ> н

CD hi CD iv

1 2

АГОДСаО +■ Na.O + K,0)

Рис. 1. Набор петрохимических диаграмм для дискриминации гранитоидов по источникам расплавов. Поля составов выплавок: I - из метабазальтов (по: [Beard, Lofgren, 1991; Rapp, Watson, 1995]), П - из кварцевых амфиболитов (по: [Patino Douce, Beard, 1995]), III - из тоналитов (по: [Singh, Johannes, 1996]), IV - из метапелитов (по: [Koester et al., 2002]).

Глава 2. Краткий геологический очерк

Территория Горного Алтая является составной частью Центрально-Азиатского складчатого пояса и представляет собой крайнее западное окончание протяженной дуги каледонид, обрамляющей Сибирский кратон с юга и юго-запада. С востока структуры Горного Алтая граничат по Кузнецко-Телецкой и Телецко-Курайско-Кобдинской системам разломов со складчатыми сооружениями Горной Шории и Западного Саяна, с запада отделяются Северо-Восточной зоной смятия от герцинских структур Рудного Алтая, на

юге продолжаются в Монголию и Китай. Северная граница Горного Алтая перекрыта четвертичными отложениями Бийско-Барнаульской впадины.

Горный Алтай имеет длительную и многоэтапную историю развития. Геологическое строение и тектоническая история региона подробно охарактеризованы в работах [Зоненшайн и др., 1990; Берзин и др., 1994; Берзин, Кунгурцев, 1996; Шокальский и др., 2000; Владимиров и др., 2003; Добрецов, 2003; Добрецов и др., 2004, 2005, 2007; Буслов и др., 2013]. Синтез данных, приведенных в этих работах, позволяет выделить главные этапы геологической эволюции: 1) венд-раннекембрийский, связанный с эволюцией океанических, окраинноморских и островодужных систем; 2) среднекембрийский-раннеордовикский аккреционно-колизионный, отражающий причленение пе-риокеанических и островодужных систем к краю Сибирского континента; 3) среднеордовикский-раннедевонский, соответствующий обстановке пассивной континентальной окраины; 4) девон-раннекаменноугольный, обусловленный зарождением и эволюцией активной континентальной окраины;

5) каменноугольно-раннепермский, соответствующий коллизии Сибирского и Казахстанского палеоконтинентов на фоне активности Таримского плюма;

6) пермско-раннемезозойский, характеризующийся проявлениями внутри-плитного магматизма, связанного с Сибирским суперплюмом.

В результате этой длительной истории была сформирована современная мозаично-блоковая структура Горного Алтая, в которой по глубинным разломам (часто сдвиговой природы) совмещены блоки разной природы и возраста (прил. 1). Восточную часть региона занимают раннекаледонские тер-рейны океанической и островодужной природы, а центральную, западную и южную части - позднекаледонские террейны турбидитовых бассейнов и аккреционных клиньев. Кроме того, в Горного Алтая присутствует ряд блоков, сложенных метаморфическими породами. Природа и возраст этих блоков до последнего времени оставались дискуссионными: ряд исследователей рассматривал их как выступы раннедокембрийского кристаллического фундамента Горного Алтая, другие считали образованиями неогея.

Глава 3. Первичная кора Горного Алтая: этапы формирования и особенности состава

Ключевым для решения вопросов формирования и эволюции Горного Алтая является вопрос о наличии в регионе допозднерифейского сиалическо-го фундамента. Для решения этого вопроса было проведено обобщение имеющихся геологических и геохронологических данных по метаморфическим комплексам Горного Алтая, а также выполнены геохимические и изотопные исследования метаморфических пород региона.

Метаморфические комплексы слагают около 15 % территории Горного Алтая. Представлены они в основном образованиями зеленосланцевой фации

метаморфизма, для которых фрагментарно установлены постепенные переходы к неметаморфизованным толщам раннего палеозоя. Ассоциации пород более высоких степеней метаморфизма слагают (самостоятельно или совместно с зеленосланцевыми образованиями) ряд обособленных блоков (прил. 1), имеющих исключительно тектонические границы с окружающими неме-таморфизованными толщами и приуроченных к крупным региональным зонам глубинных разломов, отделяющим складчатые сооружения Горного Алтая от соседних геологических структур, либо разделяющим отдельные тер-рейны. Несмотря на обилие геологических данных и многочисленные публикации, проблема корреляции метаморфических толщ Горного Алтая далека от своего окончательного решения: практически все блоки метаморфических пород выделяются в качестве самостоятельных комплексов. Их краткая характеристика приведена в табл. 1.

Результаты геологических и геохронологических исследований свидетельствуют об отсутствии в регионе допозднерифейских метаморфических событий. Наиболее древние оценки возраста метаморфизма океанических базальтов соответствуют эдиакарию (613+9 млн лет, возраст метаморфизма терригенных толщ не превышает 490 млн лет (см. табл. 1).

Вещественный состав метаморфических пород разнообразен. Общей особенностью метапелитов являются повышенные, в сравнении с составом верхней континентальной коры (по оценке [Taylor, McLennan, 1985]), концентрации Fe, Ti и Mg, пониженные концентрации кремнезема и калия. На диаграмме М. Хиррона (прил. 2, а) большинство точек составов пород попадает в поля глинистых сланцев и граувакк, значительно реже присутствуют глинистые сланцы, обогащенные железом (породы чаустинского и, частично, уймонского комплексов). «Зрелые» протолиты отсутствуют. Редкоэлемент-ный состав метапелитов характеризуется относительно невысоким уровнем накопления LILE, HFSE и РЗЭ цериевой группы, в то время как концентрации элементов группы железа, эффективно концентрирующихся в осадочных породах глинистой размерности (V, Cr, Со) находятся на уровне, типичном для постархейских глинистых сланцев (прил. 2, б). Наиболее «зрелые» соста вы, приближающиеся к PAAS, характерны для пород южно-чуйского, курай-ского и телецкого комплексов, наиболее «примитивные» - для гнейсов чаустинского комплекса. Для всех без исключения пород характерно избирательное обеднение Nb и Та, указывающее на важную роль в их источнике материала, происхождение которого связано с субдукционными процессами.

Среди метабазитов по особенностям состава выделяется три группы. Породы первой группы (преобладают среди метабазитов чаустинского и ку-райского комплексов, встречаются в балтырганском и уймонском) близки по составу к N-MORB; вторая группа, наиболее распространенная в балтырганском

Таблица 1.

Краткая характеристика метаморфических комплексов Горного Алтая

Комплекс Преобладающие породы Р-Т-условия метаморфизма Возраст метаморфизма Возраст протолитов T(Nd)DM, млрд. лет

Балтырганский Эклогиты (1), вш амфиболиты (2), амфиболиты (3), (1)Р = 20кбар,Г=660°С; (2) Р = 7-8 кбар, Т= 500-600 °С; (3) Р = 2-3 кбар, Т= 500°С 619+13 млн лет (U-Pb) 593+3 млн лет (Ar-Ar)* Нет данных

Курайский Гнейсы, метаморфические сланцы, амфиболиты М1: эпидот-амфиболитовая фация повышенных давлений; М2: зональный метаморфизм умеренных давлений М1: 444+10 млн лег (U-Pb) М2: 380+8 млн лег (U-Pb) = 510 млн лет(детр. Zr) 1.5-1.6

Южно-Чуйский Гнейсы, метаморфические сланцы М1: Р = 5-7 кбар, 7=570-670°С; М2: Р < 3.5 кбар, Г = 600-670 °С Ml: 468+5 млн лет (U-Pb) М2: 380-370 млн лет (U-Pb) ~ 500 млн лет (детр. Zr) 1.4-1.6

Уймонский Голубые и зеленые сланцы Р= 6-8 кбар, 7= 400-450°С 490+3 млн лет (Ar-Ar)* Фанерозой (фаун.) 1.2-1.3

Барбышский Гнейсы, метаморфические сланцы, амфиболиты Низы амфиболитовой фации умеренных давлений 410-415 млн лет (Ar-Ar) Нет данных 1.2-1.3

Белокурихин-ский Гнейсы, метаморфические сланцы М1 :Р = 5-7 кбар, Т= 550-600 °С М2: Р = 3 кбар, Т = 650-700 °С Ml: нет данных М2: 311+12 млн лет (U-Pb) Нет данных 0.95

Телецкий Зеленые сланцы, метаморфические сланцы, амфиболиты Зеленосланцевая и эпидот-амфиболитовая фации низких давлений Древнее Dj Нет данных 0.7-0.9

Кебезеньский Амфиболиты, амфибо-ловые гнейсы Амфиболитовая фация умеренных давлений Моложе Gj е, (?)

Чаустинский Амфиболиты, вгП амфиболиты, Ку-Б! сланцы Р= 8-10 кбар, Г= 550-600 °С Моложе Gi Нет данных 0.6

При составлении таблицы использованы данные, обобщенные в [Крук и др., 2013]. Исходная информация - в библиографии данной работы. * возраст тектонического экспонирования.

и уймонском комплексах, соответствует ОШ; наконец третья, преобладающая в кебезеньском и телецком комплексах и присутствующая в курайском -островодужным толеитам (прил. 2, в-ж). Пород, соответствующих образованиям блоков со «зрелой» корой (известково-щелочных базальтов, шошони-тов) среди протолитов метабазитов не встречено.

Модельный N(1 возраст метапелитов колеблется в интервале от 0.8 до 1.6 млрд лет, причем наиболее древние (допозднерифейские) модельные возрасты зафиксированы для метаморфических комплексов, для которых по данным датирования детритовых цирконов доказан фанерозойский возраст протолитов [Гусев, Шокальский, 2010]. В целом же, вся совокупность имеющихся данных позволяет утверждать, что комплексы метаморфических пород Горного Алтая представляют собой фрагменты неопротерозойской-раннепалеозойской коры, метаморфизованные в ходе более молодых геологических событий. Допозднерифейский сиалический фундамент в регионе отсутствует.

Основной объем первичной коры Горного Алтая был сформирован в течение двух этапов тектогенеза: раннекаледонского (венд-ранний кембрий) и позднекаледонского (поздний кембрий-ранний ордовик) [Крук и др., 2010]. На раннекаледонском этапе по периферии Сибирского континента были образованы две системы вулканических поясов [Берзин и др., 1994; Бабин, 2003]. В первой системе, объединяющей фрагменты внутриокеанических поднятий и симаунтов, преобладают базальты (при подчиненном развитии карбонатных и кремнистых пород). Наиболее представительными образованиями этого типа в Горном Алтае являются вулканические разрезы Катунского и Ку-райского ареалов (см. прил. 1). Вторая система поясов сложена вулканоген-но-осадочными толщами. Среди вулканических пород в лавовой фации резко преобладают базальты, в меньшей степени — андезибазальты. Более кислые породы (андезиты, дациты, риолиты) встречаются значительно реже. В пи-рокластической фации наряду с базальтовыми обычны туфы андезитов и более кислых пород. Осадочные породы представлены граувакковыми песчаниками и алевролитами. Пояса этого типа маркируют систему примитивных островных дуг, сформированных на океанической коре в обрамлении Сибирского палеоконтинента [Берзин и др., 1994; Шокальский и др., 2000; ВцбЬу е1 а1., 2002; Бабин, 2003]. Наиболее изученными сегментами этой системы являются Балхашский и Сарысазский вулканические ареалы в восточной части Горного Алтая и Садринский ареал на стыке структур Горного Алтая и Горной Шории (см. прил. 1). В Садринском ареале наряду с собственно островодужными толщами для прямого изучения доступны породы океанического основания дуги [Бабин, 2003; Бабин, Крук, 2011].

В позднем кембрии-раннем ордовике произошли масштабные аккреционно-коллизионные события, связанные с причленением окраинноморских и

островодужных систем к окраине Сибирского континента. Для этого этапа характерны деформация и «скучивание» венд-кембрийских бассейнов в обрамлении Сибирского кратона, образование глаукофансланцевых поясов [Берзин и др., 1994; Добрецов, 1999; Волкова, Скляров, 2007; Добрецов, Буслов, 2007], масштабная орогения, проявления базитового и гранитоидного магматизма [Шокальский и др., 2000; Владимиров и др., 2001; Руднев и др., 2004; Дистанова, 2013]. Эрозия складчатых сооружений привела к формированию обширных турбидитовых бассейнов, имеющих океаническое основание и выполненных толщами флишоидного и молассоидного облика.

Океанические ассоциации Курайского и Катунского палеосимаунтов детально описаны в работах [Белоусов, 1961, 1962; Кочкин, 1964; Белоусов и др., 1969; Винкман, 1970, 1978; Волков, Зыбин, 1988; Добрецов и др., 1992, 2003, 2004, 2005; Буслов, Ватанабе, 1996; Вш1оу е1 а1., 2002; Бабин, 2003; Сафонова и др., 2004, 2008; 11сЫо ее а1„ 2004; Зыбин, 2006; 01а е1 а1„ 2007; Шипогшуа е1 а1„ 2009; Бабин, Крук, 2011; Байэпоуа й а1„ 2011]. Расшифрована первичная структура палеовулканических построек, интенсивно деформированных позднейшими процессами: диагностированы фации океанического дна (пиллоу-лавы в ассоциации с кремнистыми породами), центральных частей гайотов, склоновые (обломочные известняки, реже кремнисто-терригенные породы, пиллоу-лавы и туфы, вулканомиктовые песчаники) и вершинные (карбонатные «шапки») фации.

Базальты океанического основания палеосимаунтов и островных дуг близки к М-МОЯВ (прил. 3), а среди пород центральных частей построек преобладают Е-МОЯВ (Курайский палеосимаунт) и 01В (Катунский палеосима-унт). Значения е^О) в океанических базальтах варьирует от +1 до +9. При этом разности, близкие к Ы-МОЯВ, характеризуются устойчиво радиогенным составом неодима (£^(0 > +6), в то время как для Е-МСЖВ и 01В закономерной связи геохимических и изотопных характеристик пород не выявлено.

Островодужные ассоциации изучены существенно слабее. Наилучшая сохранность отмечается для разрезов Садринского ареала. Здесь в относительно крупных блоках реконструирована латеральная смена субвулканических жерловых фаций лавами, затем туфами и тефроидами, а на удалении от палеовулканических построек - вулканомиктовыми осадочными породами [Бабин, 2003; Бабин, Крук, 2011]. В остальных ареалах вулканогенно-осадочные разрезы нарушены более поздними деформациями и восстановление первичной зональности резко затруднено.

Разрезы разных ареалов обладают рядом сходных черт: 1) в тех случаях, когда удается наблюдать подошву островодужных толщ - они залегают на породах океанической коры; 2) в лавовой фации резко преобладают базальты (> 80 %); 3) среди пирокластических образований наряду с базальтовыми обычны туфы андезитов и более кислых пород. Характерно, также, наличие

туфов эффузивов различного состава, указывающих на синхронность основного и кислого вулканизма; 4) осадочные породы по количественному составу обломочного материала близки к туфам.

Базальты островодужных разрезов разнообразны по составу. Среди них преобладают магнезиальные и глиноземистые разности, близкие к образованиям современных энсиматических дуг (прил. 4). Реже встречаются бонини-топодобные разности, характеризующиеся более низкими концентрациями несовместимых элементов, еще реже (и только в Балхашском ареале) - высокотитанистые разности, напротив обогащенные HFSE и РЗЭ. Кислые породы (дациты, риолиты) характеризуются высокой известковистостью, низкими содержаниями калия и деплетированностью в отношении несовместимых элементов (см. прил. 4). Среди андезитов (объемы их в островодужных разрезах невелики) выделяются две группы пород. Андезиты первой группы обогащены (в сравнении с высокомагнезиальными и высокоглиноземистыми базальтами) LILE, HFSE и РЗЭ и «наследуют» петро- и геохимические особенности пород мантийного генезиса. Для пород второй группы характерна более высокая железистость и известковистость, более низкие концентрации несовместимых элементов. Туфы и тефроиды по составу близки к соответствующим разностям пород лавовой фации; туфы эффузивов различного состава сходны с андезитами второго типа. Осадочные породы наследуют петро-химические и редкоэлементные особенности туфов: их средневзвешенный состав соответствует низкокалиевому андезиту. Соотношение петрохимиче-ского и редкоэлементного состава пород раннекембрийских островодужных разрезов указывает на то, что практически единственным источником кла-стического материала для осадочных толщ служили синхронные им вулканиты (главным образом - туфы).

Все породы раннекембрийских островодужных разрезов характеризуются высокими положительными значениями £Nd(t) (от +3.4 до +8.5), указывающими на резкое превалирование в их источнике ювенильного корового материала.

Образования позднекаледонского этапа распространены в Горном Алтае значительно шире. Они слагают крупные турбидитовые бассейны (Ануй-ско-Чуйский, Чарышско-Талицкий, Холзунско-Чуйский) в центральной, западной и южной частях региона (прил. 1), комплексы аккреционных клиньев в его северо-западной части (Маралихинский и Засурьинский террейны), локально распространены в Бийско-Катунском и Теректинском блоках и в пределах Каимского аллохтона.

Кембро-ордовикские турбидитовые толщи Горного Алтая объединены в «сборный» стратон - горноалтайскую серию. Уже на ранней стадии геологического изучения региона [Тихонов, 1956; Нехорошев, 1958; Перфильев, 1959; Сенников, 1959; Белоусов, 1960; Волков, 1966, Родыгин,1979] были ус-

тановлены определенные отличия турбидитовых толщ, проявленных в разных частях Горного Алтая. Указанное разнообразие, в сочетании с огромными размерами турбидитового мегабассейна, привело исследователей к мысли о многообразии обстановок осадконакопления. Попытки объяснить особенности литологии осадочных толщ в рамках фациальной зональности единого крупного мегабассейна [Ёлкин и др., 1994, Шокальский, 1999] не дали положительного результата, поскольку осадочные разрезы во многих местах перекрыты более молодыми отложениями, повсеместно деформированы, местами метаморфизованы, а взаимное положение отдельных частей палеобас-сейна изменено вследствие более молодых тектонических движений.

Для кембро-ордовикских турбидитовых разрезов, проявленных в разных частях Горного Алтая, характерно двучленное строение. Нижняя часть характеризуется резким преобладанием монотонных ритмичных средне- и мелкозернистых песчаников и метаалевролитов, сложенных преимущественно кварцем и плагиоклазом при подчиненных количествах обломков основных, средних и кислых вулканитов. Верхние части разрезов обычно имеют «мо-лассоидный» облик и сложены более грубозернистыми и слабее сортированными пестрыми осадками грауваккового состава.

В Бийско-Катунском и Теректинском блоках кембро-ордовикские тур-бидитовые толщи несогласно перекрывают отложения среднего кембрия. Основание осадочных разрезов турбидитовых бассейнов вскрыто в единичных случаях и представлено океаническими базальтами. В северной части Хол-зунско-Чуйского террейна реконструирован стратиграфический контакт с перекрытием базальтов, через маломощные прослои гравелитов и конгломератов, кембро-ордовикскими турбидитами.

В современных обстановках осадочные толщи сходного фациального облика (турбидиты подножия континентального склона) повсеместно подстилаются комплексами океанической коры. Этот факт также указывает на то, что обширные позднекембрийские-раннеордовикские турбидитовые бассейны Горного Алтая также имеют океаническое основание.

Качественно иной литологический состав отложений характерен для За-сурьинского и Маралихинского террейнов. Основной объем последнего слагают черные и темно-серые глинистые сланцы и аргиллиты. В незначительных количествах в разрезах присутствуют пласты кварцевых песчаников, линзы и тонкие прослои кремнистых пород. Засурьинский террейн более чем на 70 % сложен осадочными породами: темно-серыми мелкозернистыми песчаниками и алевролитами, содержащими прослои и линзы кремнистых пород. С ними ассоциируют маломощные будинированные тела интенсивно рассланцованных базальтов и долеритов, сходных с породами спрединговых центров и океанических островов [Буслов и др. 1999]. На этом основании за-сурьинская свита охарактеризована М.М. Бусловым с соавторами как «экзо-

тический террейн океанической коры». Однако, результаты наших исследований заставляют предполагать, что Засурьинский террейн (также как и соседний Маралихинский) представляет собой фрагмент аккреционной призмы. В пользу этого предположения свидетельствует характер контактов разнофа-циальных образований: для базальтов и кремнистых пород они стратиграфические, в то время как соотношения с терригенными породами у обеих перечисленных разностей исключительно тектонические, без каких либо следов термального воздействия как в верхнем, так и в нижнем контакте.

Вещественный состав кембро-ордовикских осадочных пород характеризуется повышенной, в сравнении с осадками раннекембрийских островодужных разрезов, кремнекислотностью и более высокими содержаниями калия (усредненный петрохимический состав осадочных толщ соответствует андезидациту). В то же время в сравнении с составами PAAS и верхней коры (по оценкам [Taylor, McLennan, 1985]) кембро-ордовикские турбидиты характеризуются повышенными содержаниями фемических элементов (ТЮ2 - до 1 мае. %; Fe203+Mg0 - до 10-12 мае. %). Уровень накопления несовместимых элементов (LILE, HFSE, РЗЭ) также существенно выше, чем в осадках раннекембрийских островодужных разрезов и является промежуточным между составами валовой и верхней континентальной коры (по оценке [Taylor, McLennan, 1985]). В целом такие составы наиболее близко отвечают современным продуктам разрушения пород океанических дуг и фельзитов островных дуг, т.е. коры переходного типа(прил. 5)

Сопоставление геохимических характеристик осадков из разрезов различных террейнов Горного Алтая показало отсутствие значимых различий. Исключением являются породы песчанской толщи Каимского аллохтона, имеющие значимо более низкую кремнекислотность и калиевость и обедненные несовместимыми элементами.

В то же время изотопный состав Nd в осадочных породах резко неоднороден: максимальные значения £Nd(t) (+4...+5.5) и минимальные модельные возрасты T(Nd)DM-2 (0.8-0.87 млрд лет) зафиксированы в породах Ануйско-Чуйского, Бийско-Катунского террейнов и Каимского аллохтона; наименее радиогенный состав Nd (eNd(t) = -3.3...-3.6; T(Nd)DM = 1.5 млрд лет) - в песчаниках Холзунско-Чуйского террейна [Крук и др., 2010].

Базальты океанического основания позднекаледонских турбидитовых бассейнов по составу отвечают преимущественно E-MORB и OIB, обнаруживая широкие вариации изотопного состава Nd ( +3.5< £Nd(t) <+10).

Таким образом, каледонские геологические процессы привели к формированию на территории Горного Алтая геоблоков (террейнов) с корой трех разных типов: 1) блоки океанической литосферы, сложенные преимущественно, базальтами MORB и OIB; 2) блоки островодужной коры; 3) турбидитовые палеобассейны, сформированные на океаниче-

ском основании (MORB+OIB) и выполненные мощными толщами сла-бометаморфизованных осадочных пород андезидацитового состава.

Глава 4. Природа и механизмы формирования первичной коры

Горного Алтая

Резкие вариации в составе пород ранне- и позднекаледонской коры являются следствием различия источников их вещества и механизмов формирования. Раннекаледонскя кора Горного Алтая имеет исключительно ювенильную природу: слагающие ее породы образованы за счет переработки вещества мантии и базальтового слоя океанической литосферы. В частности, результаты модельных геохимических оценок, выполненные по методике О.М. Туркиной [2000] в совокупности с изотопными данными свидетельствуют, что в раннекембрийских островодужных системах Горного Алтая образование кислых магм было связано с плавлением океанических и островодужных метабазальтов при давлениях около 8 кбар. Породы среднего состава представляют собой либо продукты фракционной кристаллизации базальтовых магм (андезиты I типа), либо результат смешения основных и кислых магм (андезиты II типа, туфы эффузивов различного состава). Признаков вовлечения в процессы магмообразования пород рециклированной коры не выявлено. Осадочные породы островодужных разрезов формировались исключительно за счет размыва синхронных вулканических толщ [Kruk et al., 2005; Крук и др., 2007].

Источники вещества позднекембрийских-раннеордовикских турбидитов значительно более разнообразны. Результаты геохимических исследований свидетельствуют о заметной роли в источниках их (спастического материала пород гранитного состава, относительно обогащенных несовместимыми элементами. Результаты Nd изотопных исследований заставляют предполагать, что в современной структуре позднекембрийского-раннеордовикского тур-бидитового мегабассейна Горного Алтая совмещены фрагменты трех самостоятельных бассейнов (Ануйско-Чуйского, Чарышско-Талицкого и Холзун-ско-Чуйского), имевших различные источники сноса, содержавшие в разных пропорциях «ювенильный» и «рециклированный» коровый материал.

Результаты исследования детритовых цирконов в кембро-ордовикских песчаниках [Gusev et al., 2010; Крук, 2014; Wang et al., 2014] указывают на преобладание в их источнике материала раннекембрийских вулканитов. В то же время в песчаниках Холзунско-Чуйского и Талицкого террейнов обнаружены докембрийские (вплоть до позднеархейских) цирконы (прил. 6), что указывает на привнос древнего корового материала (по данным [Рубанова, Буслов, 2014] в осадках Ануйско-Чуйского террейна цирконов с допозднерифейскими возрастами не обнаружено). С другой стороны, во всех случаях обнаружены позднекембрийские детритовые цирконы с возрастом 512-490 млн лет, не имеющие возрастных аналогов среди островодужных вулканитов Централь-

ной Азии (за исключением локальной Салаирской дуги), но синхронные с первым этапом массового гранитообразования в западной части АССО [Владимиров и др., 1999; Руднев и др., 2004].

Вариации изотопного состава Nd, наблюдаемые в породах кембро-ордовикских разрезов разных частей Горного Алтая, вполне логично объясняются смешением раннекаледонской ювенильной коры и привнесенного материала более древних континентальных блоков. Однако корреляция между изотопным составом Nd в породах разных террейнов и их геохимическими характеристиками не позволяет принять простую модель «двухкомпонентного» смешения. На диаграммах, демонстрирующих соотношение изотопного состава Nd с уровнем содержаний HFSE и РЗЭ и степенью их дифференцированно-сти (определяемой по величине La/Sc отношения [Taylor, McLennan, 1985]), фиксируется два тренда (прил. 7), первый из которых маркирует примесь более древнего корового материала, в то время как второй отражает процессы дифференциации ювенильной коры в раннекаледонских блоках. Таким образом, поздиекаледонская кора Горного Алтая имеет «гибридную» природу и содержит значительную долю рециклированного корового компонента [Крук и др., 2010,2015].

Глава 5. Гранитоидный магматизм Горного Алтая

Результаты предшествующих геолого-геохронологических исследований [Шокальский и др., 2000; Владимиров и др., 2001; Руднев и др., 2001; Гусев и др., 2012], дополненные новьми данными, свидетельствуют о принадлежности гранитоидов Горного Алтая к трем крупным мегаритмам: позднекем-брийскому (512-495 млн лет), девон-каменноугольному (410-362 млн лет) и позднепалеозойскому-раннемезозойскому (340-190 млн лет; рис. 2). Пространственное распределение гранитоидных интрузий Горного Алтая показано в прил. 8, краткая характеристика интрузивных комплексов приведена в табл. 2.

Формирование позднекембрийских гранитоидов было связано с аккреционно-коллизионными процессами. Их массивы немногочисленны. Они приурочены к раннекаледонским палеоокеаническим и палеоостроводужным блокам (прил. 8) и представлены низкощелочными, низкокалиевыми тонали-тами и трондьемитами. Редкоэлементный состав позднекембрийских гранитоидов характеризуется крайне низкими содержаниями калия, LILE, HFSE и РЗЭ (прил. 9), что указывает на их принадлежность к гранитоидам М-типа. Породы характеризуются высокими значениями sNd(t) (+6 и выше).

В рамках девон-раннекаменноугольного мегаритма выделяется четыре рубежа гранитоидного магматизма (раннедевонский, среднедевонский, фран-ский и фаменский, см. рис. 2), различающихся закономерностями размещения магматических ареалов и набором геохимических типов гранитоидов [Kruk et al., 2011]. Раннедевонский импульс гранитоидного магматизма при-

урочен к формированию в АССО «рифтовой провинции» [Ярмолюк и др. 2000; Бабин и др., 2004; Воронцов и др., 2008, 2013], среднедевонские гранитоиды образованы в обстановке активной континентальной окраины (АКО) Андско-го типа, франский рубеж магматизма маркирует инверсию режима АКО с субдукционного на трансформный, а внедрение крупных батолитов фамен-ских гранитоидов происходило в обстановке трансформной континентальной окраины [Владимиров и др., 2003; Kruk et al., 2011].

возраст, млн лет

Рис. 2. Сводная гистограмма распределения и-РЬ (1) и Аг-Аг (2) изотопных возрастов для гранитоидов Горного Алтая (использованы данные [Шокальский и др., 2000; Владимиров и др., 2001; Анникова и др., 2006; Кгик е1 а1„ 2011; Гусев и др., 2012] и неопубликованные авторские материалы).

Интрузии раннедевонских гранитоидов приурочены к обрамлению крупных сдвиговых зон, локализуясь как в островодужных блоках раннека-ледонской консолидации, так и в метаморфических террейнах (прил. 8). Они сложены известково-щелочными гранитоидами 1-типа, однако спорадически в составе магматических серий проявляются монцодиориты и граносиениты, обогащенные НР8Е и тяготеющие к породам А-типа (прил. 10). Изотопный состав неодима варьирует значительно шире, чем в позднекембрийских тона-литах и трондьемитах: значения 8М(1(0 колеблются от +3.8...+4.1 для пород, локализованных в островодужных блоках до +1.7...+4.1 в гранитоидах метаморфических террейнов.

Среднедевонские гранитоиды редки: они тесно ассоциируют с синхронными вулканитами «надсубдукционного» генезиса и представлены в разной

Таблица 2

Краткая характеристика гранитоидных комплексов Горного Алтая

Комплекс Вмещающие террейны Преобладающие Породы Геох. тип Возраст млн лет ЕщШ Т(Ш)БМ-2

Раннепалеозойские

Мештуе-рыкский Балхашский (ОД) Пироксениты, габбро, плагиограниты М е,(?) +7.6

Джеганте-рекский Балхашский (ОД) Габбро, диориты, тона-литы, трондьемиты М 509+10 +6.9

Саракок-шинский Уймено-Лебедской (ОД) Габбро, тонапиты, трондьемиты м 512+6 +6.7 0.7

Баранголь-ский Бийско- Катунский (ОК) Габбро, диориты, тонапиты, гранодиориты, граниты м 496+5 +6.8...+6.3 0.69-0.73

Раннедевонские

Каракудюр-ский Телецкий(М) Габбро, диориты, гранодиориты, граниты I 406+2 +3.5 0.88

Катандин-ский Теректинский (М) Габбро, гранодиориты, граниты I 404+7 +1.7 1.02

Тургундин-ский Теректинский (М) Габбро, монцодиориты, тоналиты, гранодиориты, граниты А, I 410+7 +2.3 0.98

Югалин-ский Уймено-Ле-бедской (ОД) Габбро, диориты, тоналиты, гранодиориты, граниты I 406+4 399+2 +4.1 0.82

Турочак-ский Уймено-Ле-бедской (ОД) Граносиениты, гранит-лейкограниты А, I 390+7 +3.8 0.84

Среднедевонские

Топольнин-ский Ануйско-Чуйский (Т) Габбро, диориты, гранодиориты, граниты, лей-кограниты I 398+2 397+5 399+5 +5.5...+4.1 0.7-0.82

Кызылташ-ский Уймено-Ле-бедской (ОД) Гранит-лейкограниты I о2 +5.0 0.74

Франские

Майорский Чарышско-Инс-кой, Тапицкий (Т) Гранит-лейкограниты А 381+4 +4.5 0.7

Киндер-линский Бийско-Катун-ский (ОК) Габбро, диориты, гранодиориты, граниты I 384+4 +3.4 0.87

Елиновско-бутачихин-ский Ануйско-Чуйский (Т) Гранит-лейкограниты, I, А 377+5 373+11 +4.1...+1.5 0.8-1.01

Комплекс Вмещающие террейны Преобладающие Породы Геох. тип Возраст млн лет Т(га)ОМ-2

Фаменские

Усть-белов-ский Чарышско-Ин-ской, Талицкий, Ануйско-Чуйс-кий (Т); Марали-хинский (АК) Габбро, диориты, тона-литы, гранодиориты, ме-ланограниты I 364-371 374+3 +2.9...-0.1 0.9-1.19

Боровлян-ский Чарышско-Ин-ской, Талицкий, Холзунско-Чуй-ский (Т); Мара-лихинский, За-сурьинский (АК) Гранодиориты, граниты, лейкограниты Б 362-369 375+1 +2.6...0 0.92-1.1

Рахманов-ский Холзунско-Чуйский (Т); Габбро, диориты, гранодиориты, граниты 1-8 375+11 -2.0...-1.7 1.29-1.33

Кубадрин-ский Телецкий (М) Гранодиориты, гранит-лейкограниты 1-Б 373+7 +3.4 0.86

Позднепалеозойские-раннемезозойские

Харловский Талицкий (Т) Монцогаббро, монцо-диориты, фаносиениты А 330-334

Шебелик-ский Ануйско-Чуйский (Т) Гранит-лейкограниты А 306+5

Айский Каимской аллохтон Габбро, сиениты, грано-сиениты, граниты, лейкограниты 1-А 247+5

Белокури-хинский Каимской алл., Талицкий (Т) Гранит-лейкограниты ЯМ 232+5

Синюшен-ский Чарышско-Инс-кой (Т) Гранит-лейкограниты ЯМ 248+1

Теранжик-ский Курайский (М) Монцогаббро, монцони-ты, монцодиориты, гра-носиениты, граниты А 247-249

Тархатин-ский Холзунско-Чуйский (Т) Сиениты, монцодиориты, граносиениты А 247+3 254-246

Чиндага- туйско-Кал- гутинский Холзунско-Чуйский (Т) Гранит-лейкограниты ЯМ 212-190

Примечание: Вмещающие террейны: ОК - океанические, ОД - островодужные, Т -турбидитовых бассейнов, АК -аккреционных клиньев, М - метаморфические.

ЯМ - редкометалльные гранитоиды, продуктивные в отношении XV, Мо, Ц, Ве, Та. В колонке «возраст» прямым шрифтом - датировки, полученные и-РЬ методом по цирконам, курсивом - полученные Аг-Аг методом по слюдам и амфиболам.

степени дифференцированными гранитоидами I-типа (прил. 11) с высокими (+4.1...+5.5) значениями £Nd(t)-

Франские гранитоиды, распространенные почти на всей территории Горного Алтая (см. прил. 8) характеризуются резкой неоднородностью вещественного состава: наряду с известково-щелочными гранодиоритами и гранитами I-типа в отдельных массивах (Майорский, Елиновский, Орешенско-Аскатинский) широко распространены умеренно-щелочные и щелочные (ри-бекитовые) гранит-лейкограниты, обогащенные HFSE и РЗЭ, относящиеся к A-типу (прил. 12). Изотопные характеристики франских гранитоидов варьируют достаточно широко (eNd(t) = +1.5...+4.5), причем наиболее радиогенный состав Nd присущ щелочным разностям.Для фаменского рубежа характерны максимальные масштабы гранитоидного магматизма, приуроченность крупных интрузий к турбидитовым палеобассейнам (см. прил. 8), субсинхронное проявление гранитоидов I и S-типов (прил. 13). Изотопный состав Nd в фа-менских гранитоидах широко варьирует (fiNd(t) = -2.2...+3.4), обнаруживая строгую корреляцию с изотопными характеристиками пород верхней коры.

Позднепалеозойские-раннемезозойские гранитоиды имеют, главным образом, внутриплитную природу и синхронны с эпизодами эндогенной активности, обусловленной воздействием мантийных плюмов (С3-Р1, P2-Ti). Ареалы их распространения дисконформны по отношению к более древним геологическим структурам (см. прил. 8), а среди магматитов преобладают либо породы, тяготеющие по геохимическим особенностям к гранитоидам А-типа, либо разности повышенной редкометалльности [Владимиров и др., 1998; Шокальский и др., 2000; Анникова и др. 2006; Крупчатников и др., 2015].

Таким образом, ранне-среднепалеозойские гранитоиды (за исключением пород A-типа) являются индикаторами процессов эволюции континентальной коры региона, в то время как позднепалеозойские-раннемезозойские отражают реакцию уже сформированной коры континентального типа на мантийную активность во внутриконтинентальных условиях. В отношении ранне- и среднепалеозойских гранитоидов необходимо подчеркнуть, что каждый из выделенных рубежей помимо специфики их геологической позиции характеризуется специфическим набором петрогеохимических типов гранитоидов с последовательной сменой высококальциевых низкокалиевых тоналит-трондьемитов М-типа, резко обедненных LILE, HFSE и РЗЭ, умеренно- и высококалиевыми гранитоидами I-типа, а затем (по мере смещения магматических ареалов в турбидитовые палеобассейны) - гранодиоритов и гранитов S-типа. Эта последовательность нарушается внедрением гранитоидов А-типа, приуроченных к двум возрастным рубежам (раннедевонскому и франскому), обладающих повышенными содержаниями HFSE и РЗЭ, имеющими более радиогенный состав неодима.

Глава 6. Источники гранитоидов и эволюция континентальной коры Горного Алтая

Неоднородность первичной коры Горного Алтая, сформированной в процессе ранне- и позднекаледонских эпох тектогенеза, находит свое отражение в различиях масштабов, наборе петрохимических типов, геохимических и изотопных характеристик гранитоидов, локализованных в блоках разной природы. Так, блоки с корой океанического типа характеризуются крайне малым распространением гранитоидов. Здесь резко преобладают разности М-типа, лишь единичные массивы позднедевонского возраста сложены из-вестково-щелочными (I-тип) породами. Изотопный состав Nd в тоналитах и трондьемитах (eNd(t)= +6 и выше) соответствует изотопным характеристикам базальтов вмещающих геоблоков. Террейны островодужного типа характеризуются несколько большими масштабами гранитоидного магматизма и разнообразием его петрогеохимических типов. Позднекембрийские грани-тоиды, маркирующие начальные стадии преобразования первичной коры, представлены тоналитами и трондьемитами М-типа, близкими к гранитоидам «океанических» блоков. Среди девонских образований преобладают умеренно- и высококалиевые гранодиориты и граниты I-типа, обогащенные относительно раннепалеозойских М-гранитов несовместимыми элементами. Турби-дитовые палеобассейны отличаются максимальными объемами гранитоидов. В среднем девоне здесь проявились гранитоиды I-типа, а фаменский магматизм был представлен субсинхронными породами I- и S-типов.

Редкоэлементный состав ранне- и среднепалеозойских гранитоидов нормальной щелочности, локализованных в блоках разной природы, также обнаруживает закономерные вариации: минимальные концентрации LILE, HFSE и РЗЭ характерны для пород массивов, локализованных в палеоокеанических блоках, максимальные наблюдаются в гранитоидах турбидитовых палеобас-сейнов.

Сопоставление редкоэлементных характеристик разновозрастных (от кембрия до позднего девона) гранитоидов, локализованных в раннекаледонских блоках Горного Алтая показывает, что с омоложением геологического возраста в гранитоидах возрастают концентрации LILE, HFSE и РЗЭ, причем средне-позднедевонские гранитоиды по уровню накопления близки к I-гранитам, локализованным в турбидитовых палеобассейнах. В то же время изотопный состав неодима в ранне- и среднепалеозойских гранитоидах океанических и ост-роводужных блоков существенно не меняется: модельный возраст во всех случаях составляет 0.7-0.8 млрд лет (табл. 3, прил. 14). В фаменских гранитоидах турбидитовых палеобассейнов изотопный состав неодима обнаруживает тесную связь с осадочными породами верхней коры: в гранитоидах Ануйско-Чуйского террейна eNd(t) ~ +3, T(Nd)DM-2 = 0.9 млрд лет; в породах Чарышско-Талицкой группы блоков eNd(t) = -0.6...+ 1.1, T(Nd)DM-2 = 1.05-1.15 млрд лет;

Таблица 3.

Вариации изотопного состава неодима в гранитоидах, локализованных в блоках разной природы

Террейны Изотопные характеристики

Породы коры Гранитоиды

Т(Ы())ОМ, млрд лет возраст тип Ем(1(1)/Т(м<1)ОМ-2, млрд лет

Палеоокеанические

Катунский г.ад (540) = +1...+6.3 е3 М +6.3...+6.8/0.68-0.73

I +3.4/0.87

Островодужные

Сарысазский 0.7-0.8 е3 М +6.7/0.7

о, I +3.5...+4.1 /0.82-0.83

о2 I +5 / 0.74

Балхашский 0.7-0.8 е3 М +5.8...+6.9/ 0.67-0.77

Турбидитовых бассейнов

Ануйско-Чуйский 0.8-0.9 о2 I +4.1...+5.5/0.7-0.81

Озгг I +4.1 / 0.8

оЗГт I +2,8 /0.91

Чарышско-Талицкий 1.1-1.3 Оз Гт I -0.6...+1.1 / 1.05-1.2

Б 0...+1.1 / 1.05-1.15

Холзунско-Чуйский 1.4-1.6 Оз Гт 1Б -2.2...-1.7/ 1.28-1.33

Метаморфические

Уймонский 1.1-1.3 О, I + 1.7/1.0

Телецкий 0.8-0.9 О, I +3.5/0.87

Оз Гт 1Б +3.4/0.86

Примечание. Из рассмотрения исключены гранитоиды А-типа, а также интрузивы, локализованные в непосредственном обрамлении зон долгоживущих глубинных разломов (где возможно тектоническое совмещение субстратов разных блоков).

в Холзунско-Чуйском террейне eNd(t) составляет -2.2...-1.7, T(Nd)DM-2=1.29-1.33 млрд лет (прил. 14).

Изотопный состав Nd в гранитоидах A-типа не обнаруживает связи с изотопными характеристиками вмещающих террейнов. Как правило, А-граниты имеют максимальные (среди пород рассматриваемых возрастных рубежей) значения £Nd(0 и минимальный модельный возраст.Обобщая приведенные данные, необходимо отметить, что связь редкоэлементных и изотопных характеристик гранитоидов (исключая породы A-типа) с природой и составом коры вмещающих их террейнов имеет достаточно сложный характер. С одной стороны, для каждого типа коровых блоков характерен определенный набор петрогеохимических типов гранитоидов, а уровень содержаний LILE, HFSE и РЗЭ, также как и изотопный состав неодима, в целом коррелируют с аналогичными характеристиками пород вмещающих террейнов. С другой стороны, для блоков с многократным проявлением гранитоидного магматизма фиксируется последовательная смена петрогеохимических типов гранитоидов с возрастанием содержаний несовместимых элементов при сохранении относительно стабильных изотопных характеристик пород. Суммарно эти две тенденции отражают решающий вклад вещества коры в генерацию гранитоидных магм и эволюцию состава магмогенерирующих субстратов во времени.

Для того чтобы реконструировать возможные источники первичных расплавов ранне- и среднепалеозойских гранитоидов Горного Алтая была проведена серия модельных оценок редкоэлементного состава анатектиче-ских выплавок, которые могли бы сформироваться при плавлении субстратов, соответствующих главным типам пород первичной коры Горного Алтая. В качестве исходных субстратов были приняты: для палеоокеанических блоков - N-MORB и средний состав венд-раннекембрийских океанических базальтов Горного Алтая; для островодужных террейнов - усредненные составы раннекембрийских островодужных базальтов и осадочных пород Горного Алтая; для турбидитовых террейнов - средний состав осадочных пород чарышской свиты и составы базальтов засурьинской серии.

В качестве основы при моделировании (для определения степеней плавления и количественного состава реститовых парагенезисов) были использованы результаты экспериментальных работ по плавлению пород, петрохими-ческий состав которых в максимальной степени отвечал выбранным модельным источникам. Модельные составы и условия моделирования приведены в табл. 4. Модельные оценки проводились для условий порционного плавления с использованием уравнения CL/C0= 1/(D+F(1-D)), где CL и С0 - содержания элемента в выплавке и исходном субстрате соответственно, F - степень плавления, D- суммарный коэффициент распределения соответствующего элемента между минералами и расплавом, рассчитанный для реститового пара-

генезиса. В ходе моделирования оценивались содержания в модельных выплавках крупноионных литофильных (Шз, Бг, Ва), ряда высокозарядных элементов, не образующих собственных минеральных фаз (N5, Ш, У), ТЬ и ряда РЗЭ (Ьа, Се, 8т, Ей, вё, УЬ, Ьи).

Сопоставление результатов модельных оценок с составами реальных гранитоидов, проведенное с учетом данных по изотопному составу N(1, позволило установить источники расплавов главных типов ранне-среднепалеозойских гранитоидов Горного Алтая.

Таблица 4.

Граничные условия модельных оценок

Типы коры

Океаническая

Островодужных террейнов

Турбидитовых палеобассейнов

а сз

о 2

№

Я) л ■s M cd л S (L> H О. g. á 1« ¡u 2

u 4 ü E3 o. c3 ea So2° Я и J ч

et о я g е(->

|8 « £§2 о g. S

О О

к < У

8 о a ;; с- ^

Soo'

й» ^ О щ о

Э « «

g & a

° I

о,5 >>ь

И ^ —

Й H

о- 3 « 'S4 и В о. S ° § 22 2 « 3 й Й

■ j Ю . .

к к i « S o u

"SB»

3 fe

H о

S g 3

к я

I— то

й о н

¡S5

¿а о

S а) н M S 4 e; a)

0 о,

в w a s 5 H

a я S « Si u

S « s °

1 и

о I 1» ¡в

CCI. сз

Экспериментальные составы

Метабазальты

БОА (синтетический кварце вый амфиболит)

Метабазальты

РЕ-1 (кордие-рито-вый гнейс)

Источник

Beard, Lofgren, 1991; Rapp, Watson, 1995

Patino Douce, Beard, 1995

Beard, Lofgnen, 1991;Rapp,Watson, 1995_

Koester et al., 2002

P = 6.9 кбар, Г=900-1ООО °C, F= 12-16%

P = 5-7 кбар, Г= 925-950 °C, F= 12-23 %;

F=6.9 кбар, T= 900-1000°С, F= 12-16%

Р = 5 кбар, Г= 800-900°С, F= 32-57%

Условия

Я=8кбар, Г= 1000-1025°С, F= 18-20% (+Н20)

Р= 10 кбар, Т= 950-1025 °С, F= 18-31%

/"=8 кбар, Т= 1000-1025 °С F= 18-20% (+Н20)

Р= 10 кбар, Г =800-900 "С, F= 10-32% (+Н20)

Примечание: Р - степень плавления; (+Н20) - плавление в присутствии воды

Кембрийские плагиогранитоиды М-типа, проявленные в океанических и островодужных блоках, соответствуют низкоглиноземистым тоналитам и трондьемитам М-типа, формирование которых традиционно связывается с плавлением субстратов метабазальтового состава. По редкоэлементным характеристикам наименее дифференцированные тоналиты и трондьемиты соответствуют составам модельных выплавок из океанических базальтов Горного Алтая (при Р = 8 кбар в присутствии воды) либо обнаруживают значительную примесь в источнике базальтов надсубдукционного генезиса (прил. 15 а). Изотопный состав неодима в позднекембрийских гранитоидах соответствует таковому в базальтах океанических и островодужных террейнов (прил. 16).

Девонские I-гранитоиды раннекаледонских террейнов характеризуются повышенными, в сравнении с кембрийскими гранитоидами М-типа, концентрациями калия, HFSE и РЗЭ. На классификационных петрохимических диаграммах их фигуративные точки тяготеют к полям составов анатектических выплавок из кварцевых амфиболитов и метатоналитов, а наиболее дифференцированных разностей - к полям выплавок из метапелитов. В сравнении с модельными выплавками из раннекембрийских островодужных базальтов и осадочных пород девонские I-граниты островодужных террейнов Горного Алтая обладают слабо повышенными содержаниями РЗЭ цериевой группы, обогащены Rb и Th, имеют более низкие концентрации Sr и Ва. Таким образом, источник девонских I-гранитов был обогащен относительно пород ост-роводужной коры некогерентными элементами. В то же время модельные Nd возраста T(Nd)DM-2 девонских I-гранитов не отличаются от модельных возрастов T(Nd)DM островодужных осадочных пород и лишь незначительно превышают модельные возрасты T(Nd)DM-2 кембрийских М-гранитов. Таким образом, есть все основания считать, что источником девонских I-гранитов в раннекаледонских блоках являлся новообразованный коровый источник, обогащенный несовместимыми элементами и имеющий «среднекоровое» l47Sm/144Nd = 0.12 (прил. 16). Учитывая особенности геологической истории региона вероятно, что дифференциация коры раннекаледонских блоков была обусловлена кембро-ордовикскими аккреционно-коллизионными событиями, сопровождавшимися метаморфизмом, анатексисом и формированием гранитоидов.

Плюмазитовые граниты турбидитовых бассейнов принадлежат к гра-нитоидам S-типа, по: [Chappel, White, 1974], происхождение которых традиционно связывается с плавлением метаосадочных пород верхней коры. На петрохимических диаграммах фигуративные точки наименее дифференцированных S-гранитов тяготеют к полям составов выплавок из метапелитов, а редкоэлементный состав наиболее»обогащенных» разностей почти идентичен составу модельных выплавок из кембро-ордовикских турбидитов при

Р = 5 кбар (прил. 15, б). Изотопный состав N<1 в Б-транитах соответствует таковому в кембро-ордовикских турбидитах вмещающих террейнов, либо несколько отклоняется в область более радиогенных составов (до £ма(0 = +1 в гранитах Абинского массива и еш(0 = +2 - в гранодиоритах Чарышского). Синхронное с повышением £^(0 понижение Се/№> отношения в гранитоидах позволяет утверждать, что наблюдаемые вариации связаны с вовлечением в плавление в незначительных объемах пород метабазитового основания тур-бидитовых бассейнов (океанических базальтов) (прил. 17). Таким образом, формирование позднедевонских Б-гранитов Горного Алтая было связано преимущественно с частичным плавлением кембро-ордовикских турбидитов.

Наиболее сложным вопросом является формирование в турбидитовых бассейнах известково-щелочных (1-типа) гранитоидов, крупные массивы которых известны практически во всех позднекаледонских блоках Горного Алтая. Происхождение подобных пород традиционно связывается либо с эволюцией известково-щелочных базитовых магм, либо с анатексисом метавулканических пород среднего состава. В турбидитовых бассейнах, верхний слой которых представлен пересыщенными глиноземом осадками, а нижний - океаническими базальтами, метавулканических пород среднего состава, способных при частичном плавлении продуцировать магмы гранитоидов 1-типа, изначально просто нет. Возможность формирования больших объемов гранитоидов за счет мантийных расплавов маловероятна (см. гл. 1); кроме того, ей противоречит строгая корреляция изотопного состава N(1 гранитоидов и пород верхней коры. В то же время результаты модельных геохимических оценок (прил. 15 а) свидетельствуют о том, что расплавы гранитоидов 1-типа с наблюдаемыми геохимическими характеристиками не могли быть генерированы при частичном плавлении турбидитов, базальтов океанического основания турбидитовых бассейнов, либо их смеси. На это указывает, также, наличие в составе магматических серий тоналитов, обладающих сходньми с гранодиоритами геохимическими характеристиками (включая Се/№> = 2,7), но имеющих более радиогенный состав неодима: еш (370) = +2.9, по сравнению с См/370) = 0в гранодиоритах, габброидах и кембро-ордовикских турбидитах.

Рассматривая возможную природу источника тоналитовых магм необходимо учитывать что он должен, во-первых, иметь существенно метабазито-вый состав, во-вторых - быть обогащен радиогенным неодимом в сравнении с позднедевонскими мантийными расплавами и породами верхней коры и, в-третьих, иметь «надсубдукционные» геохимические характеристики.

Напомним, что в среднем девоне на территории Горного Алтая существовала активная континентальная окраина, обусловленная погружением литосферы Объ-Зайсанского океанического бассейна под край Сибирского континента. Специфика этой окраины состояла в том, что краевая часть блока, под который шла субдукция (собственно территория Западного Алтая) пред-

ставляла собой к этому моменту деформированный турбидитовый мегабас-сейн, не имевший коры континентального типа. Возможно, именно по этой причине среднедевонские вулканические ассоциации характеризуются обилием базальтоидов (их доля в разрезах достигает 35 - 40 %) при резком преобладании андезибазальтов, что указывает на масштабное развитие процессов кристаллизационной дифференциации базальтовых магм и предполагает наличие в нижней коре крупных промежуточных очагов, сложенных куму-лусными габброидами. Геохимические и изотопные особенности базальтоидов полностью соответствуют таковым, предполагаемым для субстрата тона-литов: они относительно обогащены крупноинными литофильными компонентами и обеднены высокозарядными (Ti, Nb, Та), а значения eNd(t) в них варьируют от +2 до +4. Соответствующие геохимические и изотопные характеристики должны быть присущи и кумулятивным габброидам, которые, с точки зрения автора, и являлись субстратом, продуцировавшим при частичном плавлении тоналитовые магмы (прил. 17).

Гранодиориты, слагающие основной объем интрузий, характеризуются значительными вариациями минерального и вещественного состава. Даже в пределах одного интрузивного тела количественные соотношения биотита и амфибола в породах резко варьируют. Для вещественного состава характерно непостоянство соотношений щелочей, глинозема и кальция: индекс Шенда колеблется от 0.85 до 1.05, причем в ряде случаев породы, содержащие модальный амфибол по химизму пересыщены глиноземом. Изотопный состав Nd в гранодиоритах идентичен таковому в осадочных породах верхней коры (см. табл. 3). Эти данные позволяют считать, что формирование гранодиори-тов явилось следствием взаимодействия тоналитовых магм с породами верхней коры. В какой именно форме происходило это взаимодействие, установить на основе имеющегося фактического материала невозможно. Принципиальным в данном случае является активное участие в процессах гранито-образования новообразованного (в результате андерплейтинга) вещества нижней коры. В пользу реализации этого механизма свидетельствуют, также, результаты изотопного исследования цирконов в гранитоидах Кадринского массива (Яломанский ареал усть-беловского комплекса) [Cai et al., 2014]. Кроме позднедевонских цирконов с отрицательными значениями cHf<t) в гранитоидах были обнаружены цирконы ранне-среднедевонского (410-395 млн лет) возраста с £Hr(t) = +4.9...+5.8.

Отметим, что формирование новообразованной нижней коры в результате андерплейтинга на активных окраинах континентов показано на примере Охотско-Чукотского вулканического пояса [Акинин, 2000, 2005; Акинин и др., 2003, 2013], а активное участие этой новообразованной коры в формировании широкого спектра гранитоидов - на примере палеозойских интрузий Урала [Ферштатер и др., 2001, 2002, 2003; Ферштатер, 2013].

Гранитоиды А-типа в Горном Алтае приурочены к двум возрастным рубежам: раннедевонскому (410-400 млн лет) и позднедевонскому (384-380 млн лет). Наиболее ярко магматизм с «внутриплитными» характеристиками проявлен на франском этапе. Интрузии умеренно-щелочных и щелочных гранитоидов локализованы, преимущественно, в турбидитовых бассейнах, однако отдельные массивы, сложенные породами, в той или иной степени обогащенными высокозарядными и редкоземельными элементами, встречаются и в блоках другой природы. При этом изотопный состав N(1 щелочных гранитоидах не обнаруживает какой-либо связи с составом коры вмещающих террейнов.

Франские гранитоиды А-типа в Горном Алтае сопровождаются щелочными бимодальными вулканическими сериями, в которых основные породы представлены базальтами с геохимическими характеристиками ОШ и = > 8, кислые разности резко обогащены высокозарядными и редкоземельными элементами и имеют 8^(0 = +6.5. В целом формирование франских гранитоидов майорского и елиновско-бутачихинского комплексов (включая породы А- и 1-типов) может рассматриваться как результат взаимодействия в разных масштабах щелочно-риолитовых магм (дифференциатов мантийных расплавов) с выплавками из пород коры.

Проведенные оценки вероятных источников и механизмов формирования гранитоидов различных геохимических типов, проявленных на отдельных рубежах ранне-среднепалеозойской геологической истории Горного Алтая и приуроченных к блокам различной природы, дают возможность проследить общие тенденции эволюции континентальной коры региона и оценить роль гранитоидного магматизма в этом процессе.

В процессе вендских - раннепалеозойских геологических событий на территории Горного Алтая были сформированы три группы геоблоков (террейнов) с корой различного типа: а) палеоокеанические блоки с корой бази-тового состава; б) островодужные блоки, состав коры которых отвечал низкокалиевым андезибазальтам и в) фрагменты турбидитовых палеобассейнов, основание которых было сложено океаническими базальтами (МОЯВ, 01В), а осадочное наполнение представлено толщами турбидитов андезидацитового состава. Кора блоков первых двух типов, сформированных на венд-раннекембрийском (раннекаледонском) этапе геологической истории региона, была полностью ювенильной. В образовании позднекаледонских осадочных толщ принимал участие рециклированный материл, сформированный в раннекаледонских блоках в ходе кембро-ордовикских аккреционно-коллизионных событий, а также более зрелый континентальный материал, снесенный в кембро-ордовикские турбидитовые бассейны из-за пределов региона. Как следствие, усредненный состав позднекаледонской коры приближался к андезитовому.

Процессы внутрикорового плавления, дифференциации и формирования коры континентального типа в раннекаледонских блоках начались в раннем кембрии. Изначально они происходили только в островодужных террейнах (формирование кислых вулканитов), а в позднем кембрии охватили и блоки океанической литосферы (например - образование гранитоидов баранголь-ского комплекса в Бийско-Катунском терерйне). Субстратами формировавшихся на этом этапе кислых магм служили исключительно метабазальты. В ходе этих процессов в раннекаледонских блоках была сформирована кора ан-дезибазальтового или андезитового состава, обогащенная в сравнении с первичными вулканическими и осадочными породами калием и несовместимыми элементами. Свидетельством образования такого источника является генерация в островодужных блоках в раннем девоне известково-щелочных гранитоидов, обогащенных калием, крупноионными, высокозарядными и редкоземельными элементами относительно кембрийских М-гранитов, но имеющих существенно № специализацию щелочей и обедненных несовместимыми элементами относительно типичных гранитоидов 1-типа (югалинский комплекс). В среднем-позднем девоне в островодужных блоках фиксируется появление калинатровых и калиевых 1-гранитов, маркирующее формирование коры континентального типа.

В блоках позднекаледонской консолидации (турбидитовых палеобассей-нах) процессы внутрикоровой дифференциации начались в среднем девоне (формирование кислых членов вулканических серий АКО) и достигли максимума в фамене с формированием крупных гранитоидных батолитов (Усть-Беловский, Талицкий, Яломанский, Рахмановский), объем пород которых значительно больше, чем всех предшествующих гранитоидов Горного Алтая вместе взятых. Генерация больших объемов гранитоидных магм была связана, с одной стороны, с подъемом очагов гранитообразования в верхнюю кору (плавление кембро-ордовикских турбидитов и формирование Б-гранитов), а с другой - с активным вовлечением в процессы магмогенерации новообразованной нижней коры, сформированной, вероятнее всего, в результате андеп-лейтинга базитового материала в среднем (а возможно - и в раннем) девоне. Резкое преобладание среди фаменских гранитоидов калиевых пород нормальной щелочности свидетельствует, что на этом этапе в позднекаледон-ских блоках Горного Алтая была образована кора континентального типа. Поскольку первичная кора турбидитовых бассейнов была более «зрелой» (обогащенной калием и некогерентными элементами) в сравнении с первичной корой островодужных и, тем более, океанических террейнов, для преобразования ее в континентальную потребовалось существенно меньшее число эндогенных событий (циклов внутрикорового фракционирования) и, соответственно, меньшее время.

Таким образом, континентальная кора в разновозрастных блоках Горного Алтая (раннекаледонских островодужных и позднекаледонских турбидитовых бассейнах) сформировалась практически одновременно: в среднем-позднем девоне [Крук, 2015]. В раннекаледонских террейнах ее формирование было следствием многократного рециклирования первичной ювенильной коры базитового состава, а в позднекаледонских -произошло вследствие одного цикла внутрикорового фракционирования «гибридной» (содержащей значительный процент рециклированного компонента) андезитовой коры.

Заключение

Проведенные исследования позволили проследить весь процесс формирования континентальной коры Горного Алтая. Установлено наличие четкой взаимосвязи между источниками и механизмами формирования первичной коры, закономерностями ее эволюции и особенностями состава гранитоидов, маркирующих главные стадии внутрикоровой дифференциации.

На примере ранне- и позднекаледонских структур Горного Алтая показано, что различие в источниках вещества и механизмах формирования первичной коры (в первую очередь - различие в соотношении ювенильного и рециклированного компонентов) приводят к формированию блоков коры различного состава (и структуры). Дальнейшие процессы их эволюции, приводящие к формированию коры континентального типа, в значительной мере определяются спецификой вещественного состава субстратов первичной коры. Этот фактор оказывает решающее влияние на специфику вещественного состава гранитоидов, проявленных в пределах рассматриваемых блоков.

Проявления гранитоидного магматизма маркируют главные стадии преобразования первичной коры (внутрикоровой дифференциации) и фиксируют изменение состава коры во времени: типичная для раннекаледонских террей-нов Горного Алтая эволюция гранитоидов от низкокалиевых тоналитов и трондьемитов М-типа до умеренно- и высококалиевых гранитоидов 1-типа с прогрессирующим обогащением пород несовместимыми элементами отражает постепенное обособление «верхнекорового» источника, обогащенного кремнеземом, калием, крупноионными литофильными, высокозарядными и редкоземельными элементами. Такой характер эволюции гранитоидного магматизма в целом закономерен и может нарушаться вследствие двух главных причин: 1) проявления гранитоидов А-типа, маркирующих воздействие на литосферу «аномальных» мантийных источников и 2) вовлечениием в процессы гранитогенеза новообразованных нижнекоровых источников (в первую очередь - сформированных в результате андерплейтинга).

Основные выводы данного диссертационного исследования отражены в защищаемых положениях.

Основные публикации по теме диссертации (статьи в журналах списка ВАК)

1. Титов A.B., Крук H.H., Поспелова JI.H., Журавлев Д.З., Палесский C.B. Р-Т-условия кристаллизации и происхождение магм Рыбалкинского габбро-диорит-тоналитового интрузива (Горный Алтай) // Геология и геофизика. -

1997.- Т. 38, № 12.- С. 1921-1932.

2. Владимиров А.Г., Пономарева А.П., Шокальский С.П., Халилов В.А., Костицын Ю.А., Пономарчук В.А., Руднев С.Н., Выставной С.А., Крук H.H., Титов A.B. Позднепалеозойский-раннемезозойский гранитоидный магматизм Алтая И Геология и геофизика. - 1997. - Т. 38, №4.-С. 715-729.

3. Крук H.H., Титов A.B., Пономарева А.П., Шокальский С.П., Владимиров А.Г., Руднев С.Н. Внутреннее строение и петрология Айской сиенит-граносиенит-гранитной серии (Горный Алтай) // Геология и геофизика. -

1998. - Т. 39, № 8, - С. 1072-1084.

4. Крук H.H., Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Журавлев Д.З. Sm-Nd-изотопная систематика гранитоидов западной части Алтае-Саянской складчатой области // Доклады РАН. -1999. - Т. 366, № 3. - С. 395-397.

5. Владимиров А.Г., Козлов М.С., Шокальский С.П., Халилов В.А., Руднев С.Н., Крук H.H., Выставной С.А., Борисов С.М., Березиков Ю.К., Мец-нер А.Н., Бабин Г.А., Мамлин А.Н., Мурзин О.М., Назаров Г.В., Макаров В.А. Основные возрастные рубежи интрузивного магматизма Кузнецкого Алатау, Алтая и Калбы (по данным U-Pb изотопного датирования) // Геология и геофизика. - 2001. - Т. 42, №8. - С. 1157-1178.

6. Плотников A.B., Титов A.B., Крук H.H., Ота Т., Кабашима Т., Хирата Т. Среднепалеозойский возраст метаморфизма в Южно-Чуйском комплексе Горного Алтая (результаты Ar-Ar, Rb-Sr и U-Pb изотопного датирования) // Геология и геофизика. - 2001. - Т. 42, №9. - С. 1333-1347.

1. Плотников A.B., Крук H.H., Владимиров А.Г., Ковач В.П., Журавлев Д.З., Мороз E.H. Sm-Nd-изотопная систематика метаморфических пород западной части Алтае-Саянской складчатой области // Доклады РАН. - 2003. -Т. 388, № 2. - С. 228-232.

8. Владимиров А.Г., Крук H.H., Руднев С.Н., Хромых C.B. Геодинамика и гранитоидный магматизм коллизионных орогенов // Геология и геофизика. - 2003. - Т. 44, № 12. - С. 1321-1338.

9. Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А., Крук H.H., Бабин Г.А., Борисов С.М. Раннепалеозойские гранитоидные батолиты Алтае-Саянской складчатой области (латерально-временная зональность, источники) II Доклады РАН. - 2004. - Т. 396, № 3. - С. 369-373.

10. Крук H.H., Владимиров А.Г., Руднев С.Н., Владимиров В.Г., Савиных Я.В., Левченков O.A., Ковач В.П., Киреев А.Д. Внутреннее строение, геодинамическая позиция и U-Pb изотопный возраст Кубадринского гранитоидного батолита (Горный Алтай) // Геология и геофизика. - 2004. - Т. 45, №6. -С. 688-702.

11. Добрецов Н.Л., Владимиров А.Г., Крук H.H. Пермско-триасовый магматизм Алтае-Саянской складчатой области как отражение Сибирского суперплюма II Доклады РАН. - 2005. - Т. 400, № 4. - С. 505-509.

12. Крук H.H., Руднев С.Н., Шокальский С.П., Бабин Г.А., Куйбида М.Л., Лепехина E.H., Ковач В.П. Возраст и тектоническая позиция плагио-гранитоидов Саракокшинского массива (Горный Алтай) // Литосфера. -2007. -№ 6. - С. 137-146.

13. Крук H.H., Бабин Г.А., Крук Е.А., Руднев С.Н., Куйбида М.Л. Петрология вулканических и плутонических пород Уймено-Лебедского ареала, Горный Алтай // Петрология. - 2008. - Т. 16, № 5. - С. 548-568.

14. Крук H.H., Шокальский С.П., Хромых С.В., Николаева И.В. Магматизм ранних стадий коллизии Сибирского и Казахстанского континентов // Доклады РАН. - 2009. - Т. 428, № 4. - С. 500-504.

15. Крук H.H., Владимиров А.Г., Шокальский С.П., Сенников Н.В., Руднев С.Н., Волкова Н.И., Ковач В.П., Серов П.А. Континентальная кора Горного Алтая: природа и состав протолитов // Геология и геофизика. - 2010. - Т. 51, № 5. -С. 551-570.

16. Kruk N.N., Rudnev S.N., Vladimirov A.G., Shokalsky S.P., Kovach V.P., Serov P.A., Volkova N.I. Early-Middle Paleozoic granitoids in Gorny Altai, Russia: Implications for continental crust history and magma sources // Journal of Asian Earth Sciences. - 2011. - Vol. 42, № 5. - P. 928-948.

17. Крук H.H., Сенников H.B. Геологическая позиция, геохимические особенности и геодинамическая обстановка формирования позднеживетско-раннефранских базальтов центральной части Горного Алтая // Доклады РАН. - 2012. - Т. 446, № 5. - С. 550-555.

18. Крук H.H., Волкова Н.И., Куйбида Я.В., Гусев H.H., Демонтерова Е.И. Природа метаморфических комплексов Горного Алтая // Литосфера. -2013. -№ 2. - С. 20-44.

19. Крупчатников В.И., Врублевский В.В., Крук H.H. Раннемезозойские лампроиты и монцонитоиды юго-востока Горного Алтая: геохимические и изотопные характеристики, источники расплавов // Геология и геофизика-2015. - Т. 56, № 6. - С.1057-1079.

20. Крук H.H. Континентальная кора Горного Алтая: этапы формирования и эволюции, индикаторная роль гранитоидов// Геология и геофизика.-2015. - Т. 56, № 8. - С. 1403-1423.

JbJ^&fJtJL d

V Террейновая схема Горного Алтая Приложение 1.

(по H.A. Берзину |Nocleberg et al., 2002| с изменениями и упрощениями).

R /\ 1

S г-1-— & Моиопи» 1

17 Китай 1

0100" 1^112 RF113

ES14 tum15

I четвертичные отложения, 2-7 террейны: 2 океанические (БК-Бнйско-Катунский. БР Баратальскин), 3 - островолужные террейны (УЛ-Уймено-Лебслской, БЛ Балхашский), 4-5 террейны аккреционных призм: 4- состоящие преимущественно из осадочных порол, 5 содержащие значительные количества пород океанической литосферы (ТК Тсрсктинский компостный, MP Маралихинский, ЗС - Засурьинский), 6 террейны турбидитовых бассейнов (ХЧ -Холзунско-Чуйскнй, ЛЧ Ануйско-Чуйский, ТА Талицкий, ЧИ Чарышско-Инской), 7 метаморфические террейны (ЮЧ Южно-Чуйскнй, КР Курайекий, ТЛ - Телсцкий). 8 сшивающие и перекрывающие комплексы с достоверно неизвестным основанием. 9-главные аллохтонные блоки (КМ - Каменский. УБ Устюбинскнй). 10-12 - разломы: 10 надвиги, II - сдвиги (стрелками показано направление смещений), 12 прочие; 13 блоки высокомстаморфизованных порол, показанные вне масштаба (Бт Балтырганскии, Ч Чаустинский. Кб Ксбсзсньский. Бк - Белокурихинский, Бш- Барбышский);

14 положение изученных ареалов венд (?) раннсксмбрийского океанического (а) и островодужного (б) вулканизма (ареалы: I - Курайекий, II Катунский, III Садринскнй. IV - Балхашский. V - Сарысазский);

15 государственные границы.

Приложение 2.

Геохимические характеристики метаморфических пород Горного Алтая.

(Л 13

I2 J

= 1

0 \ III IVI

— 1 — 2— 3— 4 5 — 6— 7

МпО*Ю a i *2

íro.i

0.01 0.001

. ....."1 . ■ ■ . • 1 • ....... комснлшы н liait ЮЛЛСрН 1Ы \ Г

- дфомютш

риолнш

д. / трахиты"^

г ланиш и риолациГВ—— Г "

' ---__ ipaxiiaiucutTp*

ЛНЛС1И1Ы ----

—ж-

r аилеMóa<лль! uft^X" ^ / 1 1

щелочные

• ^ашлмы* . . . . ...л . . базальты ...i . .......

кто

КГ) К)-i I-0.L

IODO, KD-

ю-11 OL KID

KD К) 1

о.;

0.01

0.1 I

Nb'Y

Bl ■ 2 BD3 ■ 4 ■ 5 И6

a - днафамма Хиррона для метапелитов; комплексы: I курайекий. 2 южно-чуйский, 3 белокурихинский, 4 телсцкий, 5 барбышский, 6 уймонскнй. 7 чаустинский: б - вариации содержаний крупноионных, переходных, высокозарядных и редкоземельных элементов в метапелитах в сравнении с содержаниями их в PAAS [Taylor. McLennan, 1985] (условные обозначения тс же); в-г дискриминационные диаграммы для метабазнтов. комплексы: I балтырганскии, 2 уймонскнй, 3- чаустинский, 4 курайекий, 5 ксбсзсньский, 6 - телсцкий; д-ж мультизлементные диафаммы для мстабазальтов. имеющих геохимические характеристики N-MORB (д), E-MORB и OIB (с), IAT (ж). Условные обозначения тс же.

Приложение 3.

Геохимические характеристики венд-раннекембрийских океанических базальтов Горного Алтая.

0.001

•Ж w * щелочим

^ачальты

0.01

вМИПЦ нефели-! щелочные питы базальты jJ.......

1000

0.1

Nb/Y

<£> ^ С5- ^ с*? ч^ & 4

а) диаграмма Nb/Y Zr/TiO, [Winchester, Floyd. 1977]: I-3 Курайекий палсосимаунт ( I базальты океанического основания. 2 - базальты центральной части палсоокеанического острова, 3- породы даек и силлов); 4 5 Катунский палсосимаунт (4 базальты океаническою основания. 5 базальты центральной части острова). 6-7 базальты океанического основания раннекембрийских островных дуг (6 Садринскнй ареал, 7 Сарысазский ареал), б-г мультизлементные диафаммы для базальтов Курайского (б) и Кагунского (в) палсосимаунтов и океанического основания островных дуг (г). Серые поля базальты с характеристиками близкими к N-MORB, голубые E-MORB, розовые -OIB. Черная линия - спектр N-MORB. красная - OIB (110 [Rollinson, 19941).

Приложение 4. Приложение 5.

Геохимические характеристики венд (?)- раннекембрийских островодужных пород Горного Алтая.

25 20

015-I <

10 Ч

' "Ч?

♦ »

2520-|„

8 12 MgO

2.5 2

О 'S р 1

0.5

базальты

• ш

Wjm '

8Са012

I высокома! незиальные I бонинитополобные

I высокоглинозсмистыс РТ^ высокотнтанистыс

A-í®

" ----- -------------------песчаники

А 100 А

Садринскнй ареал Балхашский ареал | | Сарысазский ареал

Геохимические характеристики позлнекембрийскнх-раннеордовикских осадочных пород из разных террейнов Горного Алтая (в сравнении с раннекембрийскими осадками

островодужных разрезов).

Fc,0,+Mg0

Fe,0,+Mg0

• Ануйско-Чуйский террейн

• Холзунско-Чуйскнй террейн

• Чарышско-Талицкая фуппа блоков

♦ песчаники раннекембрийских островодужных разрезов

300

■£

<_- 200

Z t 100 N

• •

• Vû-Y

ч»*«

.. f

S 8

200-1

Г) M

а-100

50 100 150 сумма РЗЭ. r/r

? W**

" i

200 0

V • «

• щ

*> • • •• г • • •

50 100 150 сумма РЗЭ, г/т

200

• Анунско-Чунскни террейн

• Чарышско-Талицкая группа блоков « Холэунско-Чуйский террейн

Тсрсктинский террейн ■ Каимский аллохтон С~*> песчаники островодужных разрезов

1 2 La/Sc

Приложение 6.

Графики распределения возрастов '"'Pb/^U детритовых цирконов из кембро-ордовикских песчаников Холзунско-Чуйского (а) и Талицкого (б) террейнов.

1«

¡2

проба 07-23

Холзунско-Чуйский террсйн N=34

[Guscv et al.. 2010].

I И I

400 600 800 1000 1200 14СЮ 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000

возраст, млн лет

1 f>

5 12'

с ° 8-

проба 8-684 Талиикмй террсйн N=40

(неопубликованные данные Н.Н. Крука и Г.М. Вовны).

АЛ,

400

600 800 1000 1200 14(H) 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 возраст, млн лет

При построении графиков использованы только значения с дискордантностью менее 10%.

Приложение 7.

Сопоставление геохимических и изотопных характеристик позднекембрийских-ранне-ордовикских осадочных пород из разных частей Горного Алтая и раннекембрийскнх осадочных пород островодужных разрезов.

80 120 160 сумма РЗЭ, г/т

■ «

(La/Yb)4

8-1

I •

О 100 300 300

Zr+Hf+Nb, г/т La/Se

• Лнуйско-Чунскнй террсйн • Чарышско-Талицкая îpyniia блоков • Холзунско-Чуйский террсйн

Тсректинский террсйн ■ Каимский аллохтон С1Г> песчаники островодужных разрезов

Тренд I (красная стрелка) указывает на привнес древнего корового материала (вероятно из-за пределов региона), тренд II (синяя стрелка) отражает процессы внутрикорового фракционирования в раннекале-донских блоках Горного Алтая.

км I) 10 20км » * * > '

' Бийско-Барнаульская впадина

Приложение 8.

2 ГХЛЗ

501

ти [Z3 5

□ б ЕП]7

СЕ ю [Ем [^]12[Ж]«3 И"4Ш]15

Схема расположения гранитоидных интрузий в геологических структурах Горного Алтя (по |Кгик е! а1., 20111 с дополнениями).

I четвертичные отложения. 2 - девонские вулканические и вулканогенно-осадочныс толщи, 3 ордоаик-силурийские террш енные и терригенно-карбонатные толщи. 4 позднекембрий-ско-раннсорловикскис осадочные толщи, 5 вснл-раннсксмбрийские вулканические и вулканогенно-осадочныс отложения островныхдуг, 6 вснд-раннсксмбрийекие океанические толщи (вулканогенные, карбонатные, кремнистые), 7 метаморфические толщи нсрасчлснснные 8-11 граннтоилы: 8 позднспалсозойскис раннсмсзозойскис, 9-10 позднсдсвонские (9 фамснскнс. 10 франскис), 11 сроднсдсвонскис, 12 - раннс-дсвонскне 13 - раннсиалсо-зойскис; 14 главные разломы. 15 гранитондные интрузивы, описанные или упоминаемые в работе: 1 -5 - раннсиалеозойскис (I - Мсштусрыкский. 2 Джсгантерскский 3 Саракокшин-скнй.4 Барангольскнй. 5 Агалыкскин); 6-10 раннсдсвонскис (6- Югалннский 7 - Тупо чакский, 8 Каракудюрский. 9 Катандннский. 10 Тургундинскнй); II 13 срсднсдсвон-скис (11 Цыганский, 12 Кызылташский, 13 Топольнинский); 14 23 франскис (14 Орсшенско-Аскатинский, 15 - Ьутачихинский, 16 Елиновский, 17 - Майорский 18 - Киндср-линский, 19 Элскмонарский, 20- Бнрюксинский, 21 Западно-Яломанский 22 - Куладин-ский, 23 - Шсбалинский); 24-37 фамснскнс (24 - Колыванский, 25 - г. Очаровательной 26 -Усть-Бсловский, 27 Абинский, 28 - Боровлянский, 29 - Бащелакский, 30 Верхнее-Бащсла-кскнн, 31 Чарышский, 32 - Чскетаманский, 33 - Кадринский, 34 Западно-Яломанский,35 Рыбалкинский, 36 Кубадрннский. 37 Рахмановскнй); 38-47 позднепалсозойскис-раннс-мсзозойские (38 Харловский, 39 Шсбсликский, 40 - Бслокурихннский, 41 Синюшенский 42 Айский, 43 Атуркольский, 44 Тархатннскнй. 45 - Тсранжнкский, 46 Калгутинский. 47 - Чиндагатуйский).

s? & <(• ^ cf <(> & <? & ¿P кнарценые диори гы, юнаднгы, i ранолиори i ы

Геохимические характеристики

200 100

кембрийских i ранитоидов Горного Алтая Приложение 9.

грондьемнты, i рани гы, лейкш рани i ы 1000........ ■■.....

— мсштусрыкский комплекс И! саракокшинский комплекс джсгантерскский комплекс барангольскнй комплекс

а - диаграмма «Si0.-K,0»: ноля составов пород: I низкокалисвых, II умеренно калиевых, III вы-сококадисвых, IV улыракалисвых. Границы полей

по [Rickwood, 19891; б диаграмма «Si0,-Na,0+K,0-Ca0» [Frost ct al.. 20011, поля составов: I извсстковистых, II - нзвсстково-щс-лочных, III щслочно-извсстковнстых, IV щелочных; в-с спскгры распределения РЗЭ и мультизлементные диаграммы для гранитоидов.

железистые

магнезиальные

A- C-L^f l- S Геохимические характеристики раннедевоиских гранитоилов Горного Алтая Приложение 10.

киидерлинский комплекс

10001 ................

■I югалинский комплекс __] турочакский комплекс Ц каракудюрский комплекс L- ll катандннский комплекс тур|-ундннский комплекс

а диаграмма «Si0,-K,0>>; поля составов пород I низкокалисвых, II умеренно калиевых. III высококадисвых, IV улыракалисвых. Границы полей по |Rickwood. 1989); б диаграмма «Si0,-Na,0+K,0-Ca0» [Frost et al 2001]. Поля составов пород поля составов: I - извсстковистых. II извсстково-щслочных. III щслочно-нзвсстковнстых. IV щелочных: в диаграмма «AI.O,/(CaO+Na.O+K.O) A1.0,/(Na,0+K.0)» (молекулярные количества [Машаг, Piccoli, I989J; г диаграмма «SiO,-FcO*/(FeO*+MgO)» [Frost ct al.. 2001 J; д - з - спектры распределения РЗЭ и мультизлементные диаграммы для граннтоидов.

Геохимические характеристики среднедевонских гранитоилов Горного Алтая. Приложение 11

SiO,. мае. %

■ ранодноригы, Iраносиснигм

топольнинский комплекс

кызылташскии комплекс

Условные обозначения в прил. 10.

Приложение 12.

SiO,. мае. %

80 60 70

SiO,, мае. %

I I майорский комплекс I I киидерлинский комплекс I I елиновско-бутачихннскин комплекс

SiO,, мае. %

известково-щелочные кварцевые диориты и гранодиориты умеренно-щелочные i ранит-лейкограниты

извсстково-щелочн ыс фанит-лейкофаниты щелочные фанит-лейкогранигы

<2,

S 0.8 +

гО.6

АГОДСаО + Na,0 + К.О)

магнезиальные

SiO,7'tac. %

80 60 70 80 SiO,, мае. %

Геохимические харак-тернстики франских гранитоилов Горного Алтая

маиорскии комплекс

1000,---

метапшно-земнетые

пер глиноземистые

SiO,. мае. %

АГОДСаО + Na.O + К,О)

% + —

1.0 0.8 0.6 0.4

А1,0,/(Са0 + Na.O + К.О)

магнезиальные

SiO,, мае. %

' «•чч* г^ч? с' г-Ч^г*- 4 -с®

I рани I ы. ленкшранигы

о ~ 70

SiO,, мае. %

магнезиальные

боровлянскнй к-с

SiO,, мае. %

тоналигы и I ранолиори i ы

ч?<5-•Wtp-S? s? I ранит-лейко! раниты

рахмановский к-с кубадрннский к-с Условные обозначения в прил. 10.

Приложение 13.

„ 70 SiO,. мае. %

I 2

А!,0,/(Са0 + Na,0 + К.О)

I] усть-бсловский к-с

Геохимические характеристики фаменскнх гранитоилов Горного Алтая. 12г-------

псрглиноземистък

/О^^^^ у

Приложение 14.

Соотношение N(1 изотопных характеристик ранне-средиепалеозойских 1 рани юилов и порол коры Горного Алтая (по |Кгик, 2015]).

Тсррсйны

|_| палсооксаничсскис

I I островодужныс I.....I Ануйско-Чуйский

|---1 Чарышско-Талицкнй

| 1 Холзунско-Чуйский

| | мстамофнчсскис

ий I

й_I

3 8

Гранитоиды

М-тнп Э-тнп

1-тип [] А-тии

0.95

N11 модельные возрасты гранитоиды, М, I и Б-типы

0 84 1гоаннтошы. А-тип

породы первичной коры

Приложение 15.

С опоставление редкоэлементных характеристик ранне-среднепалеозойских гранитоидов Горного Алтая с составами выплавок полученных при геохимическом моделировании процессов частичного плавлен- л^.ьгх типов пород первичной коры Горного Алтая.

и Се

ШЭтЬииЛЬ

УЫл

ЬаСс М&пЕиОПЪ 6 7 -К- 8 9

УЫи

А) Палсооксаничсскис и островодужныс тсррсйны. 1-4 составы модельных выплавок:

I из раннекембрийских океанических базальтов Горного Алтая, 2-3 из раннскембрийскнх островодужных базальтов (2-легндратацноннос плавление 3 г 5-10 составы гранитоидов: 5-7 позднскембрийских (5 тоналит Барангольского массива, 6 тоналит Лжегантсрекского массива, 7 трондьемнт Джсга!

плавление в присутствии волы), 4 из островодужных осадочных порол.

стого ба^ьтазасу^ш ^ко^ (фанит массива г Цыган).Б) Турб^итовыс пад^асссГшьГ . 1-3 ^сост^вьГмодад^

^б~па77РЬ^н°иЙт :ГГ8НТн^Г=ГсснГ9 ^^^ << " ™ Колыванекогомасснва. 5-6 - .ранодиориты Колыванского мае-

Приложение 17.

Диаграмма Се/Мьс^О) лля гранитоидов и вмещающих пород Чарышско-'Галицкого турбиди юною бассейна.

базальты

засурьинской свиты

8 "I

6 -

4 "

2 -

модельные выплавки из турбидитов

турбидиты чарышской свиты

модельные выплавки из метабазальтов

8-граниты боровлянского комплекса

базальты

онгудайской

свиты

породы усть-бсловского комплекса (1-тип)

тоналит

гранодиориты

Сс^Ь

симаунт

Катунский симаунт

Приложение 16.

Соотношение изотопных характеристик N(1 в I ранизоилах и породах первичной коры палеоокеанических и островодужных террейнов Горного Алтая.

океаническое основание островных дуг

возраст, млн. лет

гранитоиды: + мозднскембрийскис 4" девонские

Породы островодужных разрезов, синие- базальты, зеленые дациты и рнолиты, желтые осадочные породы (кружки, ромбы и квадраты - Балхашский, Садринский и Сарысазский ареалы соответственно). Черные маркеры - океанические базальты.

Поля эволюции изотопного состава N(1: МИД В океанических базальтах Курайского и Катунского налсосимаунтов

I I в островодужных базальтах I I в кислых островодужных вулканитах

в осадочных породах ос гровных дуг

;'.'....: в модельном коровом источнике, сформированном за счет дифференциации первичной ювенильной коры в позднем кембрии - раннем ордовике (Т=500 млн лет)

СН1Ж

1 ООО

Подписано в печать 10.08.2015. Формат (60х84)/16. Печать офсетная Печ. л. 2,6. Тираж 130 экз. Заказ № 177

Издательство СО РАН 630090 Новосибирск, Морской просп., 2 Отпечатано в типографии Издательства СО РАН

Информация о работе

Крук, Николай Николаевич
доктора геолого-минералогических наук
Новосибирск, 2015
ВАК 25.00.04

Автореферат

Похожие работы