Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрологические индикаторы тектонической эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса (северо-восточный сегмент)

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрологические индикаторы тектонической эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса (северо-восточный сегмент)"

РГ.Б ОД

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ЗЕМНОЙ КОРЫ

На правах рукописи

СКЛЯРОВ Евгения Викторович

ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА (северо-восточный сегмент)

04.00.08 - Петрография, вулканология

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

ИРКУТСК - 1994

Работа выполнена в Институте земной кори СО РАН

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук A.A. Бухаров Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск

Доктор геолого-минералогических наук В.Г.Владимиров Объединенный институт геологии, геофизики и минералогии СО РАН, г. Новосибирск

Доктор геолого-минералогических наук В.В.Ярмолюк Инстигут геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, г. Москва

Оппонирующая организация: Институт геохимии им. Виноградова

Защн ш состоится " 8 11 декабря 1994 г. в 14^ час. на заседании специализированного совета Д003.07.01 при Институте земной коры СО РАН в конференцзале.

Адрес: 664033, Иркутск, ул. Лермонтова 12В

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИЗК СО РАН Диссертация разослана " 1 " Ил.О ¡,< ^ 1994 г.

СО РАН (г. Иркутск)

Ученый секретарь специализированног совета кандидат геол.-мин. наук

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы: Синтез геологических данных и попытки тектонических реконструкций а пределах складчатых поясов предполагают выделение наиболее важных индикаторных признаков. Традиционно приоритет отдается литолого-стрстиграфяческим признакам, что вполне оправдано, в то же время з последние десятилетия постоянно растет роль петролог ичесчх индикаторов, что обусловлено и развитием аналитической базы, а главное - возможностью сопоставления разнобразиых магматических и Метаморфических комплексе ', складчатых областей с подобными образованиями современных геодинамическпх обстановок. Широкое применение петрологических особенностей магматических и метаморфических комплексов для палеогеодкнамических реконструкций Центрально-Азиатского складчатого пояса (Зоненшайн и др., 1990; Гордиенко, '987; Моссаксвский и др., 1993;Руженцеп и др,. ¡992; Ярмолюк, Коваленко,. 1992 и многие другие) наряду с традиционными литолого-стратиграфическими построениями, позволило не только выявить основные черты тектонической эволюции Центрально-Азиаюкош складчатого пояса, по' и пересмотреть многие традиционные геологические представления для ряда складчатых систем, слагающих пояс. Степень изученности и использования разных комплексов существенно различается. Если офиолитм используются практически ао всех тектонических построениях (Зоненшайн и др., 1990; Моссяховский и ' др., 1993 и другие), при этом большей чаегью принимаете* во внимание лишь сам факт их присутствия и возраст, то высоксбарические комплексы рассматриваются лишь в специализированных работах, а комплексы метаморфических ядер - совершенно новая проблема в региональной геологии. Все метаморфические образования складчатого пояса традиционно рассматриваются как выступы дскембрийского фундамента. Между тем, образование некоторых из ни;; связано с каледонскими и даже более молодыми событиями. Геологическое и петрологическое изучение магматических и метаморфических комплексов является важным к актуальным не только для тектонических реконструкций, но и во многих других аспектах.

Цель и задачи работы: Основной целью проведенных исследовании было обобщение и систематизация собственных и опубликованных данных по петрологическим индикаторам северо-восточног о сегмен га Центрально-Азиатского складчатого пояса. Под пс-пологическими

индикаторами понимаются магматические или метаморфические комплексы, особенности состава, строения и эндогенной эволюции которых указывают на специфику палеогеодинамических усдоиий и« формирования и (или) последующей тектонической эволюции. Совершенно очевидно, что равнозначный охват всех петрологических комплексов, которые могут использоваться в качестве индикаторных, практически невозможен. Поэтому в качестве вахенейших были выбраны офиолиты, фиксирующие этап пери^кеанического развитии складчатых областей, высокобаричесхие комплексы, связанные с эпохами аккреции и коллизии в конвергентных зонах и', комплексы метаморфических ядер, которые могут использоваться о качестве индикаторов специфических режимов коллизионных и аккреционных событий. Основные задач!: исследований включали:

- детальное геологическое картирование ключевых комлексоБ с определенней характера их взаимоотношений с контактирующими толшама, выявлением особенностей состава и внутренней структуры и т.п.;

петрографическое, пегрохимическое, геохимическое и минералогическое исследование различных типов пород;

выявление закономерностей состава и строения, а также специфики комплексов;

- прямое или косвенное определение возраста;

- сопоставление однотипных комплексов между собой и с эталонными объектами с целью выявления закономерностей и особенностей их распространения в пространстве и времени.

Фактический материал: В основу работы положен собственный материал автора, собранный за период 1976-1994 гг. в регионах Южной Сибири (Восточный и Западный Саяны, Горный Алтай, Прибайкалье, Забайкалье), • Северной Монголии и Северо-Восточного Китая. Исследования проводились в рамках плановых НИР Бурятского геологического института СО РАН "Корреляция эндогенных геологических процессов в Прибайкалье к Забайкалье" и Института земной коры СО РАН "Лалеогеодинамика Южной Сибири". Часть исследований выполнена автором в составе советской рабочей группы по проектам МПГК 224 "Дс.орская эволюция Восточной Азии" и 283 "Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана". Геологические работы в пределах Монголии проводились в составе Советско-Монгольской геологической экспедиции. При петрографическом

изучении пород использоьано более 4000 шлифов. Петрологические выводы опираются на более чем 1000 оригинальны?, химических аналшоз пород и содержании элементов-примесей, около 120 определений РЗЭ в породах .и более 1500 микрозондовьы анализов минералов. При обобщении материалов использованы данные большего числа исследователей, изложенные э отечественных к зарубежных публикациях.

Методы неследомаинй: В соответствии с поставленными проблемами автором использован широкий спектр методов, включая геологическое картирование объектов, их минералогическое, петрологическое и геохронологическое изучение, тектонические реконструкции геологических струкгур различного ранга, обобщение и систематизация материалов по офйолйтам, высокобарическим комплексам и комплексам метаморофнчеамх ядер собственных и опубликованные данных, региональные палесгеодинамическке реконструкции.

Научная новизна: Научная новизна представленной работы складывается из новизны результате», полученных как в процессе изучения объектов, гак и настоящего обобщения. К наиболее зажпым автор относит:

1. Систематизированы данные о геологии, вещественном состаие и особенностях метаморфизма высскобаркческнх комплексов Цеитрально-Ататсхого складчатого пояса. Выделено пять типов зысокобарических поясов, отличающихся различными механизмами образования.

2. Вперзые выделены и изучены геолохически и петрологически Окинский и Хугейнский глауксфанзелшосланцеьые пояса.

3. Впервые поставлена проблема существования комплексов метаморфических ядер в складчатых системах Южной Сибири. Выделено два пояса комплексов метаморфических ядер в южном обрамлении Сибирской платформы, соответствующие различным г еодинамичесхнм обстановкам и разным этапам эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса.

4. На основании детальных геологических и петрологических исследований обоснована бонинитозая специфика офиолитов юго-восточного Саяна.

Апробация работы: Ра-личные положения работы выносились на обсуждение более, чем двадцати международных, всесоюзных и региональных совещаний и конференций, включая 27 (Москва, ¡984) и 2У (Киото, 1992) Междунароные Геологические Конгрессы, Международные симпозиумы по проекту ГССР 224 ''Доюрская эвлюцпя Восточной Лдпн" в

1938 (Пекан, КНР), 1589 (Таиланд), 1990 (Улан-Удэ), Международные симпозиумы по проекту ЮСР 283 "Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана" в 1991 (Шекьяь, КНР), 1993 (Новосибирск), всесоюзные совещания "Геохимия магматических пород" (Москва, 1984, 1988), "Вулканизм п структурах земли и в различных геодинамических обстановках" (Иркутск 1992), "Надвиги и шарьяжи платформенных и складчатых областей Сибири и Дальнего Востока и их метяшгогелическое значение" (Иркутск, 1992) . По теме диссертации опубликовано более 50 работ, включая три коллективные монографии.

Осшшпые защищаемые ис-ложсшш

1. Состав и характер тектонической эволюции офиолитов южного обрамления Сибирской платформы закономерно изменяются во времени. Наиболее древние офиолиты, расположенные в непосредственной близости с кратоном, характеризуются присутствием коматиитов, рифейские офиолиты Тувино-Монгояьского мнкроконтинента имеют бонинитовую специфику, венд-кембрийские офиолиты ассоциируют с образованиями внутрнокеаническнх дуг, характеризующихся присутствием даек и лав бонинигов и средяе-лалеозойские офиолиты центральных частей Центрально-Азиатского складчатого пояса ассоциируют с образованиями молодых и зрелых островных дуг.

2. Высокобарические пояса маркируют важнейшие сутури складчатого пояса. Выделяется пять типов высокобарических поясоа, отвечающих различным геодинамическим обстанозкам образования к последующей тектонической эволюции: 1) эклогит-гнейсоео-сланцевый, 2) эклогит-глаукофансланцевый, 3) эклогит-глаукофансланцево-меланжевый, 4) глаукофансланцевый, 5) глаукофан-зеленосланцевый.

3. В южном обрамлении Сибирской платформы выделяется два пояса комплексов метаморфических^ядер (КМЯ), фиксирующих стадии сип- или постколлизионного растяжения, которые могут использоваться в качестве индикаторов коллизионных (аккреционных) событий. Западный пояс, включающий КМЯ Кордильерского, Гималайского и Шотландского типов, сформировавшихся в раннем-среднем палеозое в результате нескольких коллизионных стадий. Образов ние восточного пояса КМЯ Кордильерского типа связано с закрытием Монголо-Ох о гского океана.

4. Использование петрологических индикагероа позволяет ьыисптъ к обосновать важнейшие атонические руб'ежи в эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Работа начата в Бурятском геологическом институте СО РАН и закончена в Институте земной корм СО РАК, Важнейшее значение для постановки проблемы и проведения исследований имели постоянная поддержка, консультации, а вначале и научное руководство академика Н.Л.Добргцова, которому автор хотел бы выразить свою искреннюю признательность. Автор считает своим приятным долгом вырази ть свою благодарность за участие в совместных полевых исследованиях обработке материалов, аналитических работах и плодотворных многочисленных дискуссиях бывшим коллегам по рг.боте в Бурятском геологическом институте И.В.Ащепкову, Ю.П.Бутову, А.Н. Булгатову, Н.Ф.Габову, И.В.Гордиекко, Н.А.Дорокииой, Г.Н.Знгузкну, А.Н. Занвилевич, С'.В.Канакину, Н.С.Кар.манону, Э.Г.Конкикову, Б.А. Литвиновскому, В.Н.Медведеву, А.А.Меляховецкому, А.Г.Миронову, П.В.Осокину, А.А.Постникову, Ф.Г.Рейфу, А.А.Шафееау, коллега» по работе В.Г.Бсличенко, Е.П. Васильеву, М.И.Грудинику, A.M. Мазукабзову, А.И.Мельникову, Л.Г.Резннцхому, геологам ПГО "Бурятгеология" А.М.Исакову, Ю.П.Катюхе. А.М.Рогачеву. В.Г.Скопшщеву. В разное время по отдельным вопросам,. касающимся дяссертшнга, проводились полезные обсуждения с ГЛ.Абрамовичем,

A.Н.Альмухамеяовым, 3. Балла, H.A. Берзкным, Р.Г.Боссом,

B.И.Будановым, М.М.Бусловым, Т. Ватанабе. А.Г. Владимировым.

C.В.Высоцкнл!, A.C. Гибшером, A.R. Дергуновым, В.В. Займовым, А.Э. Изохом, Л.ПЛСарсаковым, А.Л.Книппером, Р.Г.Колманом,

A.Б.Кузмичевым, М.И. Кузьминым, Ф.А. Летниковым, Маосонгом Ли. 3. Миллер, В.Е.Мииаевым, Г.Л.Митрофановым, Н.В.Поповым,

B.А.Симоновым, Сяо Сючанем, A.B. Татарнновым, О. Томуртогоо, О. Тычковым, Е.В.Хаиным, А.И. Ханчуком, Хе Гоци, Эдмунтом Чангом, Чжаном Синчжоу. Всем им автор очень признателен.

Исследования по комплексам метаморфических чдер и окончательная подготовка работы осуществлялись при поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований (грант № 93-059235).

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Содержание доклада дается по основным защищаемым положениям.

1. Состав и характер тектонической эволюции офиолитов южного обрамления Сибирской платформы закономерно изменяются во времени. Наиболее древние из них, расположенные в непосредственной близости с платформой, характеризуются присутствием коматиитов, рифейские офивлиты Тувино-Монгильского микрокситинепта имеют бонинитовую специфику, венд-кембрийские офнолитм ассоциируют с образованиями внугрнокеанических дуг, а средне-палеозойские афиолиты центральных частей Центрально-Азиатского складчатого попса ассоциируют с образованиями молодых и зрелых островных дуг.

1.1 ИНДИКАТОРНЫЕ ПРИЗНАКИ ОФИОЛИТОВ

Использование офиолитов в качестве индикаторных комплексов при палеогео динамических реконструкциях получило широкое распространение начиная с 70-х годов с развитием представлений тектоники литосферных плит и отождествлением этих образований с древней корой океанического типа. Само ил. Присутствие стало рассматриваться как доказательство существования палеоокеанов и предпосылка для выделения океанического этапа развития складчатых областей (Пейве, 1969; Колман, 1979 и многие другие). С тех пор выявлено широкое разнообразие офиолитов по составу, строению, и структурному положению. Появилось "немалое количество обобщающих работ •(Myiashiro, 1974; Rocci, et.al., 1973; Добрецов, 1974; Петрология..., 1977; Coleman, 1977; Nicolas, 1989 н др.), в которых рассмотрены разные вопросы генезиса и тектонической эволюции офиолитов и предприняты попытки их типизации по вещественным и структурным, признакам. Изучение офиолитов с одной стороны и выявление разнообразных геодинамических режимов в современных океанических обстановках с другой, показали возможность не только констатации существования океанического этапа развития складчатых областей по появлению офиолитов. но и выделения более дробных признаков, позволяющих судить о конкретных палеогеодинамнческих режимах формирования офиолитов и о механизмах их тектонического внедрения (emplacement).

Совокупность имеющихся данных по офкопитам дает возможность : решения следующих аспектов их генезиса и тектони ческой эволюции:

1. Петрологические особенности сфиолитсв как индикаторы разнообразия геодинамических режимов формирования и наложенных периокеанических процессов.

2. Особенности сгруктуры и метаморфизма офмолмтов как показатели режимов нх вовлечения в структуру континентов и тектонического развития складчатых области.

Петрологической типизации офнелкгоч посвяшено значительное количество работ (Beccaluva ct.al., 1981; Rocci et.al., 1973; Mviasiiiro, 1974; Добрецоо, 1974, 1981; Colman, !984, Nicolas, 1989 и др.). Наиболее известным и общепринятым является разделение офьолитон на гарцбургйтоЕый и лерцолитовый типы, отражающие различные геодинамические обстановки образования (Nicolas, Í989). Еолее дробное петрологическое расчленение и типизация сфиолитов столкнулись с целым рядом трудностей. Более того, выявился определенный парадокс. Основным доказатечьттам принадлежности базнтовых составляющих офиолитовых разрезов являлось геохимическое сопоставление с q базальта: .и современных океанических пространств. Использование отдельных дискриминационных -диаграмм нередко позволяет провести параллели между теми и другими. Однако детальные геохимические данные по большинству изученных офиолитовых комплексов показали существенные отличия от базальтов современных океанов. Боле; того, н древних офиолитах базиты нередко обнаруживают большое схсдсгво с • островодужньши толеитами. Последнее объясняется разными причинами, наиболее вероятной из которых является га, что древние .офиолмты соответствуют комплексам периокеанических обстаноьок (малым океаническим бассейнам) вкг 'очаюшим за дуговые моря, преддуговые и междуговые прогибы и т.п. В связи с этим, разбраковка сф.тс шглп по геохимическим особенностям субвулканитов и вулканитов сталкивается' со значительными трудностями. К одной из наиболее ¡¡ззсстных относится геохимическая классификация Беккалувы (Beccaluva et.а!., 1983), разделяющая офиояиты на 4 типа з зависимости от титанистоети вулканитов и субвулканитов. Более перспективным • нредсгаяляегся использование некоторых индикяторных магматических пород, в частности бонинитов и коматиитов. В современных геодннамнческнх обегановках бониниты описаны только среди вулканически;; образовании внутриокеанических (юных) островных дуг (Dobretsov et.al., 1980: Hick;v

& Frey, 1986; Cameron et.а!.. 1987 и др.). В офиолитах Ценгрально-Азиатского складчатого пояса, как это будет показано дальше, бонгнигы встречаются не только среда ассоциирующих с офиолитами островодужных образований, но и в качестве компонента офаолитовых разрезов. Что касается комапштоБ, тс они являются характерными для архейских зеченокаменкых присос (Конди, 1983), a Hi рассматриваемых сериях описаны только в дрезнейшкх протерозойских офиолитах (Scott et.al., mr>.

В зависимости от характера тектонического внедрения выделяется три типа офиолитовых. комплексов (Coleman, 1984; Nicolas, 1989): 1. надвинутые на пассивную континентальную окраину (Средиземноморский тип); 2. в аккреционных клиньях активных(в широком смысле) хонтинентагт.ных окраин (Кордильерский тип); 3. в коллизионных поясах. JIcitco заметить, что при рассмотрении древних складчатых областей (например Центрально-Азиатский складчатый пояс), все офислиты будут относиться к одному (третьему) типу, хотя в ряде из них возможна реконструкция признаков, позволяющая отнести их к "активному" или "пассивному** типам. Для первого типа характерны сильная тектоническая раздробленность ассоциаций: и присутствие их ь виде чешуй в сложных пакетах, включающих разнообразные формации. Высокооарические комплексы, включающие и эклогиты и глаукофановые сланцы, также нередко встречаются в виде отдельных чешуи или блоков в серпентинитоаом меланже или олистостроме. Одним из наиболее отличительных признаков Средиземноморского типг» является метаморфическая подошва (metamorphic sole) в основании офиояптового разреза. Степень метаморфизма в сравнительно маломощном слое существенно базитового состава достигает высокотемпературных субфзцнй амфиболитовой фаций. Ниже метаморфической подошвы могут встречаться ггаукофановце сланцы (офиолиты Омана) при отсутствии эклогнтов. Второй особенностью является сравнительно хорошая сохранность разрезов.

Таким образом к наиболее информативным признакам офиолитоа относятся: а) состав рестнтовых ультрабазнгов; б) состав вулканитов и субвулканитов: в) присутст':ie специфических -типр» пород в составе • ссряй или -. ассоциирующих с ними островодужных образованиях (бониниты, коматииты)- г) специфические типы метаморфизма, воздействующего на породы офиол-тосои серии или ассоциирующих комплексов (метаморфическая подои'ва, глаукофановме сланцы и

эклопггы); д) относительная сохранность офиолитовых разрезов. При анализе офиолитовых комплексов рассматриваемого • региона зтнм признакам и уделялось основное внимание.

1.2 ОФЖЫИГГОВЫЁ ПОЯСА И СИСТЕМЫ ПОЯСОВ

Офиолиты сравнительно широко распространены з пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса. В большинстве случаев они образуют линейные структуры или системы линейных структур разного порядка, реже их блоки и чешуи распространена на чкачигельных площадях, характеризуясь ареШ1ъиым распространением. Степень петрологической изученности офиолитовых комплексов сильно различается, что создает значительные трудности при обобщении данных. В настоящей работе основное внимание уделяется офиолитам Южной Сибири и прилегающих районов Монголии. Здесь оси объединяются в первом приближенна а несколько систем, в которых, в свою очередь, возможно выделение отдельных поясов. Байкато-Екисейско-Таймырская система объединяет Байкало-Муйшш, Енисейский н Таймырский офколт овые пояса, непосредственно примыкающие х Сибнрсксй Платформе. Восточно-Саянская' и Озерная системы расположены в пределах Тувино-Монгольского еупертеррейнч. Западно-Саянская и Горно-Алтайская системы находятся в западной части, а Джидкко-Баянхонгорская система - в восточной части рассматриваемого региона (рис. 1). Ниже дается краткая характеристика офиолитовых по .сов или-систем возрастного интервала поздний докембрии - ранннй палеозой. Сразу следует оговориться, что геохронологические исследования являются одним из наиболее слабых звеньев в изучении офиолнтов. Достоверные изотопные г шные о возрасте известны лишь для ограниченного числа объектов. Поэтому нередко предполагаемый возрастной интервал для офиолнтов слишком широк.

Байкало-Енисеско^Таймырская система. Офколитовые пояса раннего рифея - Байкало-Муйский, Енисейского кряжа и Таймыра - с возрастом 1100-1300 млн лет, расположены в непосредственной близости с Сибирском кратоном (ЬоЬгеЫу,' 1989; ОоЬШбоу ег.а!.. 1989; КлшшсЬсг, 1990). В первых двух поясах реконструируются полные офиопитсвые разрезы, включающие реститовые дуьиты л гарцбургитм, габбро, фрагменты дайкового комплекса, метабазальти и ассоциирующие

ю

!'-ис. 1. Схема распространения офполитов Южной Сибири и Северно« Монголии

Условные обозначения; I - Выступы раннедокгмбрийского фундамента Сибирской платформы; 2 - Чехол платформы; 3 складчатые пояса южного обрамления !>■" грской платформы; 4 - меэо-хаГшозойскле отложения наложенных владин; 3-7 -' !д>:г,1ТОПо.е пояса верхнепрот^розойского (5), веий-кемСрииского (6) и рякис-; .г.иепаясоэоПского(7) возраста; 8-9-области широкого распространения |''илчедокембрнГ|Ских (8) II рзнишглеозойскпх (9) островодужккх оСраювпиий; (0 -ос оолодужные образования юных (с бонинигэми) островных дуг; 11 - присутствие сс.^ннтов в офнолитовых разрезах; 12 - метаморфическая подошва в о<Иояитах; ! 3 -присутствие эклогнтов н жадеитптоз в офиолитах; 14 - глаукофапозые сланцы, '•сомиируглциес офмелмтйми; 15 - офиолитопыесистемы и пояса, рассматриваемые * работе: ! - Папкало Муйсклй пояс; 2 - Енисейский пояс; 3 - Восточно-Саяь кая -.;с~ема: 4 - Озерная састсма; 5 - ДвдцинскшЧ пояс; й - Баянхоигорскнй пояс; 7 -»зпадно-Саянская система; 8 - Горио-АлтаГская система

осадочньи комплексы (турбидты, кремни, реже карбонаты). Илкбсяее изученным из них является Байкило-Муйскни кояс.

Вайкало-Муйскнй офиолитовын пояс (1 на рис. I) расположен з пределах Байкгша-Витимсхой теркой страны. Он имеег рифейсккй возраст и ечнтаетеп дргвнейшнм в рассматриваемом районе (Добрецон, 1989; Копшкоу, Твуеапкоу, 1990). Полученные за последние годы тонные не исключают зозоясносги совмещения в пределах пояса разновозрастных офнолитовых комплексов. В целом регион имеет сложные состав и строение и характеризуется сочетанием ранне-среднедохембрнйских блоков с позднедокембрийско-раннепалеозойскнми 'толщами разной формационной принадлежнос-ш. С офиолитамн обычно ассоциируют острозодужные образования верхне-докембрийского возраста. В пределах пояса выделяются все члены офиолнтовой ассоциации, однако полные и -глшителыга ненарушенные разрезы здесь неизвестны. Обычно гыдаляютея три типа разрезов относимых к офиолнтам: а) ресгитсзые ультрабазиты, представленные серпентишппрованными дунитамн и глрцбургитами;. б) массивнь!е или расслоенные габбро, иногда с фрагментами кумулятивны^. лнроксснитов и перндотл.^з; н) петавулканиты с ассоциирующими осадочными образованиям.!, представленные, как правило, амфиболитами. Реже встречаются фрагменты лайкового комплекса, достоверно закартировниньге и описанные только в одном случае (Грудинин п др., 1991). Обоснован- зсть

1 2 3 4 5 6 7 г 9 10

S.Ol 53.» 1 53.28 59.78 51,28 íc.m Ж«* 54.62 54.70 54.6« '5.42

Ti02 0.12 0.16 0.24 0.14 0.14 0.17 0.13 0.23 0.34 0.47

A120J 8.29 10.10 11.34 9.52 12.07 11.20 9.85 и.за 9.41 9.02

FC2OJ 1.64 2.04 1.51 4.Û1 9.S4' 1.44 1.93 10.57* 10.85* 10.50*

FcO 6.57 6.19 4.98 4.61 6.43 5,77 •

MnO 0.15 0.15 0.11 f. 12 0.14 0.14 0.15 0.21 0.25

MgO 17.11) 14.65 10.14 13.60 H.32 17.62 14.0* 10.22 10.23 17.SO

Ca 0 5.68 4.5» í.fó 6.72 6.91 5.19 Ю6 7.89 9.78 10.70

N»2° 0.42 \M 1.3J 3.0! (. 28 1.41 1.00 1.13 2,15 0.KS

K20 0.01 0.28 о.ГГ 0.65 0.51 0.46 0.14 0.54 0.32 0.30

P2Ü5 0.03 0.04 0.04 0.02 о.оз 0.04 0.04 О.ОЗ 0.01 0.18

LOI 5.46 6.55 3.95 5.97 4.67 5.51 3.91 3,04 1.92 -

Tola! 99.17 99.60 99.65 99.65 10(1.5 99.99 99,98 99Л4 99.94 -

Sr 6 44 и 57 n.a. 69 то KW 1 10 221)

Cr ЫЮ 1100 430 650 n.a. 9t9 846 ¡SOU 10 50 560

Co 16 44 31 49 i?.«. 53 41 4(1 46 51

№ 37» 300 ПО 590 n.a. 425 S2 9 i 510

V 120 2. 10') (30 n>. 400 HM 210 290 22!)

La 2.4 4.9 4.3 2.0 п.». 0.19 3.1 d.O. n. ». 5.7

Ce 5.2 ' 8.2 8.8 4.4 п.й. >1 6.0 u.a. u.a. 15.0

Nd 2.1 4.5 4.8 ' 2.3 H.a. >1 3.0 u.a. u.a. 7.0

Sm след LI 1.20 0.95 0.60 п.). 0.18 0.70 U.U. u.a. 2.40

Eu 0.14 0.14 0.19 0.15 u.a. 0.07 0.20 П.Р u.a. 0.44

G<t 11.48 0.74 0.K4 i.os п.». >1 >2 na. п.ь. n.a,

Yb 0.J» 0.54 0.36 0.70 п.». 0.9» 0.63 u.a. na. 1 oo

V 3.60 4.J0 3.20 4.2(1 п.». u.a. n.ll. n.e. п.». 10.«

Таблица 1. Выборочные анализы бонинитов и коматнптоп

1-4 - Ссргро-Ильчнрссий пояс: 1 - мориты, 2, 3 - яаикм, 4 - лавы; 5-9 - дайки а вулканитах: Джидикского пояса (5.6), Хаг .аПшкрского пояса (7), Горного Алтая (X, 9) 10- коматиигы Баикало-Муйского пояса. Анализы 5-7 (К^пежимскпс и пр.. 1'Ж7), К-9 (Добрепов и др., !99|). !0(Копткоу, Т8>^апкоу, 1993).

отнесения габброидов и особенно амфиболитов к офиолитам явно недос: .»точна, учитывая • достаточно широкую распространенность в регионе островодужиых образований. Детальные петрологические исследования на некоторый участках (1'усев, (992, Копгнкоу, Tsygankov 1990; ОоЬге!г,оУ et.it!., 1986) позволили выделить среди базитоа метавулканиты с характеристиками, присущими базальта?.« средпнно-океаннчсскнх хребтов, острояодужные толситы и субщслочные базальтоияы, сопоставимые с вулканитами океанических оетрог.оп. Резко преобладают габброиды и вулканиты островодужного типа. Характерной особсшшсгыо офнолито» этого региона является присутствие комат! ггов (табл. 5).

Офиолиты среднего-позднего рифе» (850-1100 млн лет) расположены в пределах структуры, выделяемой в качестве Ту вино-Монгольского мнкроконтинента (Беличенко, Боос, 1990) или супертеррейна (Белнченко и др., 1994). В пределах мжроконтииепта известны выступы ранне-докембрипских пород н по многим другим параметрам этот блок отличается от прилегающих областей складчатого пояса. Стратиграфическое перекрытие шельфовыми известняками и доломитами пенда-кембрня складчатых образований с участием офиолитов позволяет предполагать, что образование единого микроконтинента завершилась в допозднезеидсхий период. Офиолиты присутствуют в широкой изгибающейся полосе, протягивающейся от юго-восточного Саяна до районов центральной Монголии.

Восточно-Саянская система включает 3 офиолитовых пояса, занимающих разное структурное положение и имеющих .субширотную ориентировку в северо-восточной части н субмередиана'-.ную в юго-западной (рис. I): Северо-западная «ли Шншхидская ветвь представлена одноимен"ым крупным ультрабазитовым массивом в Северной Монголии и несколькими мелкими телами, сложенными серпентинитами и породами кумулятивной серии ультрабазитов в пределах юго-

восточного Ояна, Ульграбазнты представлены дуннтами и гарцбурппамн, реже встречаются лерцолиты (Меляхо^ецкий, 1982). Ссйеро-Илъчпрскяй пояс являегся наиболее изученным в данном регионе. В состав офиолитовой ассоциации в качестве главных структурных единиц зходят серпентияизированкые дуниты и гарибургнты рестнтового комплекса, перндотнг-пяроксениз -габбровая реакционно-кумулятивная зона, габбро полосчатые и массивные, комплекс пластинчатых даек, эффузивы, представленные м-лссшшым.ч, подушечными и брекчирозаннымн разновидностями п перекрывающие осадки туфо-турбидитового типа с .многочисленными силламн. Офиолитовыс лавы и дайки характеризуются весьма специфическим составом, ооответствуюг им очень низко титанистому типу по Л. Беккалуве и др (BecccuUVíi et.al., 1983). Специфика ьулкаиитов определяется также повышенными содержаниями S1O2 и MgO при очень низких концентрациях титана (табл. 2) и широким распространением бонинитоа в различных комплексах разреза (нижние и верхние лавы, секущие даьки и скрипы в комплексе параллельных даек, нориты бонинитового состава среди гзбброидов (табп. 1)). Вторым индикаторым признаком является наличие метаморфической подошвы в основании офиолитового разреза. Поле .а мггаморфических пород, преимущественно по породам-основного, реже ультраосновного состава, мощностью от первых десятков до первых сотен метров прослеживается на расстояние свыше 40 км. Максимальные пижаме, ры метаморфизма составляют Т=650-700<> и Р=4-6 кбар. Возраст, определенный по цирконам го офиолитовых плагиогранитов составляет ! 100 млн лет. Южно-Ильчирскин пояс оконтуривает с юга Гарганскую глыбу и является наиболее тектонически редуцированным. По составу вулканитов, характеру ассоциирующих образований и другим параметрам этот пояс coi вставим с Джидинсхим офиолнто^ым поясом (Геология н мепаморфизм..., 1988).

Оз^ная система геверо -западной Монголии (4 на рис. I) характеризуется широким распространением ассоциирующих острозодужных образований пмдигдокембряйсхого возраста. Детально изученные пояса (хр. Дариби. Хан-Тайширь) по своему составу и петрологическим особенностям весьма близки офиолитом Северо-Ильчирского пояса (Зоненшайн и др., 1985) и также имекя бойиннтовую специфику. Возраст офиол товых габбро составляет 830 млн лет (Gibshcr et.al., 199i). .

1 2 3 .4: 5 6 7 8 9 1° 1! 12 13 14

58.30 58.37 58.23 58.87 56.64 52.16 53.65 49.68 56.76 56.83 .1.00 50.26 52.77 50.51

тю2 Л42 0.21 а,44 0.33 0.64 2.29 1.31 1.12 0.18 0.41 1.92 0.89 1.40 1.9«

А1р3 13.65 ¡0.36 16.62 15.34 14.37 14.90 15.15 13.98 12.98 14.98 15.16 21.64 14.38 13.54

8.39 7.94 8.18 7.86 9.92 12.34 8Л9 10.89 8.55 10.80 11.43 5.91 11.20 13.85

МпО 0.15 0.16 0.15 0.10 0.18 0.23 0.21 0.17 0.19 0.19 0.10 0.19 0.23

мго 6.20 15.43 6.57 6.42 8.17 : 7.12 6.32 10.27 ¡0.56 6.51 6.84 4.94 6.53 7.39

СаО 6.15 5.59 4.66 8.27 7.92 '/.61 №.01 9.98 7.36 5.59 10.07 12.88 10,01 9.41

4.07 ¡.26 4.53 2.17 2.10 гз7 3.61 2.98 3.16 4.56 3.13 2.62 3 03 2.94

К20 0.63 0.68 0.62 0.74 0.14 1.03 0.93 0.89 0.28 0.13 0.26 0.76 0.43 0.15

Зг 110 48 12С 64 64 165 240

Сг 220 860 170 750 249 ¡25 187 160

Со 36 35 32 68 31 40 24 32

N1 50 240 65 150 75 81 62 64

V 80 50 100 220 203 294 163 240

Таблица 2 Сргдг :е составы офиолитовых даек и лаз (приведены к 100%)

1-4 - Сеиерно-Йльчирский пояс: 1, - параллельные дгйка, 2 - секушие дайки бокаинтов, 3 - лавы, 4 - расчетный состав расплава после 35" о кристаллизации бонкнитовой магмь:; 5-6 - дайки (5) и лаам (6) Куртушибиясксго пояса, 7 - лавы Борусского псяса; 8 - лавы Северо-Саяисксго пояса: 9-10- цайки (9) и лавы (10) Хинтайширского пояса; 11-!2 - дайки (И) и лавы (12) Ба^нхонгорского пояса; 13 - лавы Джидннского пояса; 14- лавы Горно; _> Алтая. Данные 5-27 (Петрология..., [9771. 9-12 (Злиепшайн и др., 1585), 13 (Кепгжиискас и др., 1987)

Кале,точение офиолиты наиболее многочисленны в Центральной Азии (Рифейские.., 1985). Офиолитовые пояса венд > гмбрийского возраста широко распространены ь южном обрамлении. Сибирской платформы. В некоторых нз них описаны полные, сравнительно ненарушенные офиолитовые разрезь; (Куртуи'ибтгсхаи пояс Западного Саяна, Баян-Хоигор, и другие (Дергунов, 1989; Dobrctsov, 1989 ; Пинус и др., 1936, Рифеиские..., 1985)). В большинстве случаев офиолиты маркируют 1ранины зерречг.ов или ограничивают микрохонтинеты с докембрийским фундаментом.

Джида-Баяпхонго, кая система представлена двумя поясами. Офиолиты в Джидинском поясе сильно дислоцированы и представлении < 5ычно чешуями или сериями чешуй серпеиткнизированиых дунитов и гарцбу^гитов, габбро-верлит-пироксеиитов кумулятивной серии, а также субвулканитов и вулканитов с ассоциирующими осадками. В то же врем» по отдельным пишут рексяегруируется полная офиолитовая ассоциация. С офиолитами ассоциируют осгроводужные вулканогс ино-терригеннь е и интрузивные комплексы, Детальные петрологическиеисследования (Гордиенко, 1987; Кепежинскас и др., 1987) показывают наличие MORB-, 1АГ- и WPB- тапз среди б&шговой составляющей. Характерной особег остью сстрозодужных разрезов является присутствие бошшйтав . как в дайках, так и з лааах (Кепежинскас и др., Ш7). Возраст офиолитов определяется как веид-кембрийский;

Баян-Хотор ;ий ¡ояс представляет собой узкую зону северозападного простирания, разделяющую рифейские метаморфические образования и нижие-средне палеозойские терригекные и вулканогенно-терригенные толщи (Зоненшайн и др., 1985). Здесь выделяется две мощные пластины, нижняя из которых сложена пакетом чешуй серпентинитов, метааббро и амфиболитов, а верхняя представлен? стратифицированным офколитов м разрезом от кумулятивн й верлит-пироксешповой зоны до массивны габбро и затем комплекса параллельных даек. Возраст офиолитовых габбрсидов составляет 650 млн лет (Кепежинскас и др., 1937).

3 пределах Зачадно-Саянской системы (7 ьа рис, 1) традиционно рассматриваются три пояса; Северо-Сачнский, Борусский и Куртушибинский, из которых наиболее изученным является последний пояс, протягивающийся в северо-восточном направлении на расстояние свыше 200 i;m. В наименее тектонически нарушен; эй северо-восточной части выделяются несколько мощных пластин (Петрология..., 1977).

\Ь

Нижняя пластина сложена вулканогенно-терригенлыян образованный, рассматриваемыми в качестве верхнего члена офнслитовой ассоциации. Верхняя пластина включает практически полный офиолиговьш разргз от реститопого дунит-гарцбурпггового комплекса, кумулятивной перидогнт-пироксеннт-габбровой зоны к массивным габбро и комплексу параллельных даек. Обе пластины подстилаются сернентинитовым меланжем с падением всей структуры х юго-востоку. В основании пакета офиолиговых пластин расположены глаукофановые сланцы, описанные в следующем разделе. Среди офиолитооых вулканитов и субвулканитов выделяются разновидности MORB, WPB и ÍАТ- типа (Меляховецкий, Скляров, 1935). Преобладающая часть бззиюв наиболее близка в нормальному MORB-типу. Западная часть пояса сильно дислоцирована и офиолиты здесь з виде отдельных чешуй включены а сложную покрошю-чешуйчатую структуру или меяанжево-олистостромовый комплекс по Н.А.Берзину (Берзин, 1985)

В строении Борусского пояса принимают участие пакет у ьтрабазитовых пластин, кремнисто-базальтовая толща, относимая к верхам офиолитового разреза и ряд чешуй вулкакогенно-осадо -чых образований островодужного nina 4Cm-0) (Петрология..., 1977: Добрецов, Татаринов, 1983). Ультрабазиты, наиболее широко распространенные в поясе, представлены главным образом дунигами и гарцбургитами с подчиненным количеством лерцолитов. В подошвепной части ультрабазитовой иластины располагается мощная зона серпентинитсврго меланжа с глыбами жадеититов, эклогитов, амфиболитов и других экзотических пород. Более подробно эта зона описана в следующем разделе.

Северо-Саяяский офнолитовый пояс является относительно менее изученным. Чешуй серпентинитов включены здесь в сложный пакет, представленный преимущественно вул*тшогснно-террнгенным» Зразоваииями различного происхождения. Часть изученных вулканитов по пегрохимическим особенностям бли .ка к. офиолитовым вулканитам Куртушибинсксо пояса (Петрология..., 1977}, отличаясь слегка повышенными содержаниями FeO, ТЮг и щелочей В последние годы здесь среди островоду жных образований обнаружены бонин г ты.

Горно-Алтайская система характеризуется сложной структурой, образований нозднедокембрийскими, ранне- и среднепалеозойскими образованиями. Офиолить! здесь не образуют достаточно мошны* разрезов, сгтая отдельные чешуи и пакеты чешуй. D пределах наиболее

изученного Чаган-Узунского массива офчолиты слагают две крупные чешуи (Добрсцоп и др., 1950). Верхняя чешуя представлена сгрпентйнизированными гарцбургитами, сменяющимися вниз по разрезу массивными серпентинитами. В подошве этой чешуи картируется зона сернентинитового меланжа с блоками диафторированных эклогитов, гранатовых амфиболитов, амфиболитов с подчиненным количеством кремнистых сланцев. Нижняя чешуя состоит »а массивных или раогланцоваиных серпсктинитоа с будинированнымк дайками габбро, габбро-даабазоя и диабазов. В северу от офиолитов обнажается мощная осфоводужная. тергигеино-вулканогенная серия. Вулканиты представлены базальтами, . реже а:,дезитами, а также туфами и пирокластитами, прорзакными дайк&ми я мллами диабазов и габбро-дкабаз^в. Характерной особенностью этой островодужной серии является присутствие бошшитов в виде даек и лазовых потскоз

Ранне-срсчне-палеозсйские офислиты имеют сравнительно меньшее распространение, чем предыдущая группа. Они описаны в Южно'1 и Центральной Монголии (Гордиенко, Î987; Пинус и др., 1985; Руженцев и др., 1992, Моссаковский и цр., 1993 и дру»-ие), Внутренней Монголии КНР (Wang and Liu, 19S6), Северо-Западном Китае (Feng et.al., 1989), Казахстане и Тяньшапе (Ермолов и др., 1983; Feng et.al., 1989). Очень характерно совмещение в пределах единых поясов или сближение в пространстве офиолитсв кембро-ордовикского, силурийского и раннедевснского возраста, например Западно-Джунгарский пояс (Feng et.&l, >989) млн пояса Внутренней Монголии (Wang and Liu, 1986). Офиолиты обычно характеризуются петрологическими характеристиками, соотвествующими островодужной или задуговой геодинамическим обсгаковкам и тесно ассоциируют с типично островодужными вулканогенно-терригенными сериями (Гордиенко, 1987; Wang and Ни, 1986, л другие). Офиолк-ы карбонового - раннепермского возраста описаны в прэделах Внутренней Монголии КНР й в Южной Монголии (War.g and Liu, 1985; Гордиенко, 1987). Они слагают пояс Солоншань-Хегеашаш. (КНР) и его западное продолжение на территории Монгплии - пояс Сслонго. Перидотиты. диабазы и пиллоу-лавы офиолитовой ассоциации тектонически совмещены с палеозойскими зеленослаяцевьши \ толщами и флишоидными образованиями карбонового я раннепермского возраста. Это самые молодые офиолиты, связанные с эволюцией Центрально-Азиатского складчатого пояса.

В краевой части Северо-Кигайсхой iuiai формы также отм-шется тенденция омоложения офиолитов по направлению в оси Центрально-Азиатского складчатого пояса, "ифейскис офиолиты выявлены е северном обрамлении Северо-Китайской платформы. Здесь по отдельным фрагментам реконструируется полная офиояитовая ассоциация (Wrng et.al., 1990).Несмотря на то, что отнесение многих метамерфизозанных вулканитов к офиолитовому разрезу, судя по их петрологическим особенностям, достаточно спорно, правомерность выделения ефиочитов не вызывает сомнения. Возраст офиолитов несколько моложе, чем в краевой части Сибирского кратона - 820-880 млн лет ("Wang et.al., 1990)

Каледонские офиолиты слагают единичные пояса например пояс Шар-Морон Внутренней Монголии) и, как правило, сильно тектонизированы (Wang and Liu, 1936).

1.3 АНАЛИЗ ОСОБЕННОСТЕЙ ОФИОЛИТОВ

Для разновозрастных офиолитов Центрально-Азиатского складчатого пояса характерен целый ряд общих признаков. К ,шм относятся: а) высокая степень цшпегтротнност ресгиговых ультрабазитов, представленных дунитами и гарцбургитами. Лерцолиты встречаются в незначительном количестве поясов (Борусскнй, Шишхидский, ряд мелких массивов Джидинского пояса и некоторые другое) в весьма ограниченном объеме; б) обычное совмещение в базитовой части разреза вулканитов и субвулканитов с характеристиками, соответствующими MORB-, WPB- и 1 AT- типам. В то же время детальные геохимические исследог шня показывают существенные отклонения от базальтов открытых океанических пространств; в) постоянная ассоциация с вулканогенными: вулканогенно-терригенными и терригеннымн образованиями островных дуг и зад^'говых бассейнов. Все это позволяет связывать образование офиолитов не с процессами в срединьо-океанических хребтах, а с процессами активного взаимодействия океанической и континентальных плит, обусловивших формирование активных окраин Западно-Тихоокеанского, Лидийского или Калифорнийского типов. То есть, возраст офиолитов отр^жагт эпохи активности лериокеаничесхих процессов, а не весь интервал существовя ' ;ия океанов.

Предполагается, что формирование Центрально-Азиатского складчатого тояса связано с раскрытием и эволюцией Палеоазиатского

(ьерхлим докембрий-ранний палеозой), Палеотетиса-1 (средин» - поздний палеозой), Палеотетнсз.-2. (поздний палеозой), Монголо-Охотского (средней пачеозой - мезозой) океанов (Зоненшайн и др., 1990; Руженцев и др„ 1992; МоесакоЕСКий и др., 1993; Беличенко и ар., 1994). Устанавливаются определенные отличия офиолитов. связанных с звоятацией рашнчнык океанических пространств, более- того, для некоторых из них наблюдаются закономерности изменения состава сфиолитовых компонентов и ассоциирующих г, ними осгроводужных образований во времени. Наиболее отчетливо такие закономерности проявлены и офиолитах, связанных с эволюцией Палеоазиатского океана. Б наиболее древних поясах, непосредственно примыкающих к Сибирскому к;чатону, отмечаются коматииты (Konnikov, Tsygankov, 1992). Присутствие коматшп-ов считается спецификой древнейших протерозойских офислитов (Scott et.al., 1989). Более молодые, но также •до/ембрьйскйг офиолигы Тувино-Монгольского супертеррейна имеют ярко выраженную бонинйтовуы спёьифику. Наряду с широким развитием бонинктоя з офиолитовых разрезах (см. табл. !), типовые вулканиты н субвулканигь; также отличаются низкой тктанкстостыо и повышенными содержаниями SiÖ2 и MgO (см. табл. 2), Расчеты с использованием механизма кристаллизационной дифференциации показывают возможность образования всей офиолитовой ассоциации (за исключением, реститовых ульурабазитов) из родокачаиьной высокомагнезиальной бонинитовой магиы (Скляров, Медведев, 1988). Кроме того, только в офиолтах этого временного интервала установлена метаморфическая подошва, явллющпяся индикаторным признаком обдукции офиолитов на пасснвнуюю окраину (Nicolas, 3985). И, наконец, офиолиты венда-нижнего пзлеозоя по своим петрологическим характеристикам наиболее близки к "нормальным", характерным для больишксгва офиолитовых комплексов мира. В то же время с ними нередко ассоциируют кулканогелно-террнгенные образования Енутриокеанических (юных) ocrpoBHbix дуг, индикаторным признаком которых является присутствие бонинитов. Обычной чертой офиолитов является также присутствие ассоциирующих глгукофансланцевых комплексов, которые . могут указывать на Кордильерский тип тектонического "внедрения" офиолитов. Следует подчеркнуть, что во всех более молодых офиолитах Центрально-Азиатского складчатого поя а бониниты отсутствуют как в офиолитовых разре tax, так и в составе ассоциирующих осгроводужных образований.

2. Высокобарнческие покса шохарум? важнейшие i-утуры складчатого пояса. Выделяется пять типов высокобарнческнх попсов, отвечающих различным гсодинамн'теским обстаном:№м ообразопання ч последующей тектонической зволюции: 1) эклотт-гнейсово-сланцсоый, 2) эклогит-глаукофаисланневый, 3> эклоп1т-глаукофйнсланнево-мела11жевмй. 4) глаукофансланцгвый, 5} глзукофан-зелгчослаиневый.

2.1 ПРОБЛЕМЫ ОБРАЗОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ ВЫСОКОБАРИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

Проблемы образования и эволюции жадеит-глаухофановых и эклогитовых комплексов оказались в центре внимания за последние ¡5-20 . лет. Одной и, может быть главнейшей причиной повышенного интереса к высокобарическим комплексам является возможность мх использования в качестве индикаторов при реконструкциях тектонической эволюции складчатых областей. В последние годы появилась масса работ, главным ооразом за рубежом, рассматривающих различные аспекты состава и . строения вновь выявленных и известных ранее экл< гит-глаукофансланцевых комплексов, а так.;;е обобщения и теоретические исследования, предлагающие универсальные и частные механизмы формирования подобных х:омплексов (Добрецов, 1974; Эклошты..., 1989; Eclogites and bluesnhists..., 1986; и многие другие). Суммируя результаты исследований по эююгит-глаукофансланцевьш и глаукофэнсланцевым комплексам можно выделить следующие проблемы образования и эволюции высокобарических комплексов:

I. Повышенные давления при метаморфизме. Существующие представления на этот счет можно свести к двум крайним случаям: а) образование глаукофановых сланце^ и жадентсодер/.сащих пород обусловлено только повышением потенциала пелочей и региональным метасоматозом {Маракушев, 1973 и др.) при РТ-условиях, соответствующих нормальным градиентам земной коры: б) формирование глаукофановых сланцев в специфических услознях высоких давлений при низких температура., обусловленных тектоническими факторами (Добрецов, 1974, 1978, 1981; De Roever, 1956; Emst, 1972; Miyashiro, 1961,: 1981 и др.). Многочисленные экспериментальные и природные наблюдения свидетельствуют в пользу второго варианта. Для беззклогитовмх глаукофансланцевмх и жадеит--

глаукофанслзнчсиых парагенеЗисов параметры метаморфизма оцениваются следующим образом: Р=б-14 кбар, Т=350-500°; для .жлопгша - Р=7-2С коар, 1 =500-700°.

2. Проблема образования высокобаоических комплексов. Природа высоких давлений при жад';яг«глаукофаисланцеаом метаморфизме долгое время оставалась разноречивой и вызвала острые дискуссии. В настоящее время наиболее распространена точка зрения о проявлении высокобарического метаморфизма в субдукнионных зонах. Геологические факты в первом приближении соответствуют такой модели и она кажется настолько логичной и непротиворечивой, что присутствие голубых сланцев считается доказательством наличия палеозой субдукций (Ernst, j 971, 1983; Miyashiro, 1981 и др>. Однако более детальный анализ обнаруживает ряд противоречий, вызывающих сомнение в универсальности такой модели. Не отвергая ее полностью, можно сказать, что для ряда высоксбаричсских комплексов более применимы другие модели, средч котрых наибольший интерес вызывают модель П.Л. Добрецоаа (197(>) о формировании высокобарических минеральных ассоциаций в результате флюидного сверхдавдения при многократной обдукцг.и,

.>. Сохранность высокобаоических ассоциаций. В последние годы на . первый план постепенно вышла идея, что не образование в палеозонах субдукции, а сохранение ассоциаций го чу бых сланцев путем быстрой тектонической транспортировки или выталкивания наверх является главной особенностью глаухофаноиых сланцев. При медленном подъеме высокобарнческие ассоциации будут полностью замещаться более устойчивыми минеральными ассоциациями. Существует немало взаимоисключающих или дополняющих друг друга вариантов быстрого выведения глаукофансланцевых комплексов к поверхности. Среди них можно выделить а) "всплывание" (Dewey, Bird, 1970: Ernst, 1970; Coleman, 1970) б) изменение относительной скорости движения плит (Ernst, 1973), в) субдукция океанических хребтов (Uyeda, Miyashiro, ¡983), г) коллизия островных дуг иди континентов (Nur, Ben- Avraham, 1983; Sliver et.al., ; lS85,t; д) ссрпентипитовый диапиризм (Coleman, 1977), e) многократная сбдукчия (Добрецов, 1978); ж) растяжение и выведение к поверхности по тыловым сбросам (Platt, 1988). з) образование и последующее выведение к поверхности тлауксфановы.-. сланцев в аккреционных клиньях (Цобрецов, Кирдяшкин, 1992). Предлагаемые модели во многое уязвимы для критики и вряд ди могуч претендовать на универсальность.

4. Сосгав и тектоническое положение высокобау; 1ческих комплексов. С позиций наиболее общепринятой модели образования глаукофановых сланцев носледнье должны иметь преимущественно базитовый состав с подчиненным количеством ассоциирующих глубоководных осадков. Однако анализ состава высокобарических комплексов в тех случаях, когда он«, представлены не единичными мелким" тектоническими линзами и блоками, показывает шкрохие вариации состава породных комплексов, подвергнутых высокобарическому метаморфизму. Можно выделить следующие типы высот эбарических комплексов по первичному составу:

а) существенно базиговый, в котором главную роль играют мгтабазальты й лишь незначительное количество ассоциирующих поро;, представлено метаосадками. Мстабазальты по своему составу полностью сопоставимы с океаническими. То естл, данный случай полностью соотвествует классической модели образования в субдукционных зонах;

б) Терригекно-вулкрнотеный, в котором метабазиты играют подчиненную роль. Терригенные образования представлены мощными флишоидными образованиями. Метабазиты, среди которых немалую делю составляют мегатуфы основного состава, имеют, как правиле субщелочной состав.

в) Пестрый, объединяющий различные литологические типы высокобарических комплексов, в составе которых значительную роль могут трать и терригенные, и карбонатные, и эффузивные (кислого и бимодального состава) образования.

По-видимому, различия состава протолита также могут указывать на разные механизмы образования и эволюции высокобарических комплексов.

Наряду с рассмотренными выше вопросами существует еще целый ряд проблем, связанных с высокобарическими комплексами. Например, проблема распределения ео времени и возможной периодичности жадеит-глаукофансланцгвого метаморфизма, детально рассмотренная в работах Н.Л.Добрецовг1 (1986; 1989).

Независимо от различий предлагаемых моделей тектоническая природа сверхдавлений является бесспорной для большинства исследователей. Это определяет важную индикаторную роль эклогитов и глаукофаьовых сланцев в реконструкции процессов тектогенеза.

2.2ТИПИЗАЦИЯ ВЫСОКОБАРИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

Высокобаркческие комплексы сравнительно широко распространены в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ркс. 2), присутствуя в складчатых системах достаточно широкого возрастного интервала - поздний докембрий-средний палеозой. Наблюдаются значительные вариации по составу кротолита, особенностям метаморфизма, внутренней структуре и строению поясов. В основу предлагаемой типизации положены признаки, описывающие не только условия проявления высокобаоического метаморфизма, но и условия их тектонической экспозиции.

В пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса выделяется две группы высокобарических поясов, каждая из которых подразделяется з свою очередь еще на несколько типов (Скляров и др., 1992). К первой группе относйтся эклогитовые-гнейсовые и эклогит-глаукофан сланцевые комплексы, фиксирующие более высокие температуры метаморфизма. Егорах группа представлена глаукофансланцевыыи и глаукофан-золекосланаегымп комплексами, характеризующимися достаточно варьирующими хотя и повышенными давлениями при сравнительно низких » .мпературах метаморфизма.

Среди эклог итсодержащих высокобарических ассоциаций можно выделить три типа: эклогит-гнейсовый; эклогит-глаукофансланцевый и эюютит-глаукофансланцеьо-меланжевый. :

1. Эклогит-гнейсовый .тип представлен разноразмерными линзами эклогитов (В-т*:п пклогитоь по Р.Г.Колману (Со1сшап й.а{., 1967)), пироксенитэв, гранатовых пироксенмтов и ультрабазитов в гнейсах • разнообразного состава ( табл. 3). Они встречаются в краевых частях докембрийских кратонов (Сеаеро-Китайский) и в более мелхих сиалических блоках (мнкроконтинешах), К последним относятся Кокчетавсхия и. Мунская глыбы. Вмещающие гнейсы характеризуются амфиболнтовой или эпидот-амфиболитовой фациями метаморфизма, нередко мигматизированы, иногда встречаются реликты гранулитовой фации. Природа базит-ультраб&зитовых тел среди гнейсов, а также соотношение метаморфизма повышенных и умеренных давлений до сих пор являются предметом дискуссии. В детально исследованных комплексах, например Южно-Мунской глыбе (Доронина, Скляров, 1994), показано, что и эклогиты ь вмещающие гнейсы претерпели единую эволюцию метаморфизма от высокотемпературных эклогитов через

Рис. 2. Схема распространения высокобарических поясов. Условные обозначения: 1 - платформы и микроконтиненты; 2 - складчатые системы; 3 - мезо-кайкозойсхие наложенные впадины; 4-8 - зысокобарические пояса эхлогит-гнейсозого (4); зклогит-глаухофанслгнцевого (5); глаукофан-зеленослонцевого (С); глаухифансланцевого (7) и ?клогит-глаухофансланцево-меланжезого (8) типов Цифры в кружках соответствуюют номерам поясов в таблице 3.

высокобарнческие гра;.улить; к амфиболитам. Не исключено, что тела эхлогитов и перидотитов представляли собой первоначально олистолиты ьли чешуи в тектонических пакетах, позднее подвергнутых высохооарнческому и высокотемпературному метаморфизму. Вопрос о возрасте высокобарического метаморфизма остается не до конца ясным. Так, геолого-структурные исследования и датировки гнейсов Кокчетавской глыбы (Эклогить:..., 1989) достаточно однозначно свидетельствуют в пользу их докембрийского возраста (около ¡600 млн лет). В то же время, датировки собствешго высокобарических ассоциаций (Соболек и др., 1989) показывают нижнелалеозойский возраст (475 млн лет). Близкий возраст получен и для тектонитов развитых в активных тектонических зонах (Летников, Халилов, 1994). В пределах Муйской глыбы архейский возраст принимается априорно вследствие реликтов гранулшового метаморфизма. Более однозначные докембрийские цифры высокобаричсского Метаморфизма получены для эклогитов восточного фас?. Северо-Китайской платформы (Епагш ei.ii!., 3986), показывающие достаточно широкий интервал метаморфической ззолгошш - 850-1100 млн лет.

2. Эклогит-глаукофаксланцеиый тип. Эклог: гы, ассоциирующие с глауксфаньиьши сланцами (С-тип зклогитоз), отличаются более низкими температурами образования при сопоставимых с предыдущим типом или более низкими давлениями. Основные различия с предыдущим типом обусловлены характером последующей тектонической эволюция. Если для эволюции эклогит-гнейсовых комплексов наблюдается резкое снижение давления при менее резком снижении температур по схеме эклогпты->гранулнты повышенных давлений->амфиболиты, то в данном случае снижение давления более плавное по сравнению с падением температуры. Поэтому регрессивные преобразовани.. сравнительно более высокотемпературных эклОгитоь характеризутся глаукофан- или

кроссигсодсржащими ассоциациями. Ььгсонсбг-личсскне . обра-звания

присутствуют обычно з вице отдельных пластин н..и чешуй в сложных пакетах различного состава и зт-рьнрующей степени метаморфизма. Наложение позднего метаморфизма умеренных или низких температур и давлений нередко приводит к затушевыванию первично тектоничесгой природы границ между комплекса'-и контрастного состава и картированию в виде единых серий и свит. В отношении лот;;ста •зысокобарическия образований существуют полярные мнения. Для исследователей, рассматривающих эклогиты и глаукофановые сланцы вместе с вмещающими их комплексами в качестве хотя и тектонизирозанных, но единых серий не вызывает сомнения раннепротерозойский возраст последних (Бакироя, 1984): В то же время датировхи метаморфитов показывают значительно более молодые цифры. В частности для высокобарических пород Атбашииского хребта, как и в других районах это: о сегмента, устойчиво проявлен интервал 400440 млн.лет.

3. Эхлогит-глаухофаисканево-меланжер.ый тип. Этот тип включает в себя высохобар'лчесхие комплексы, резко варьирующие и по температурам н по давлениям метаморфизма. Характерным его признаком является присутствие высохобаричесхих пород в виде разноразмерных блоков в серпентииитовом меланже. Зоны серпентинитового меланжа шириной до 29-30 км иногда протягиваются из значительные расстояния и распологаются а подошве крупных офиолитовых пластин (Боруссюш, Чаган-Узуиский пояса) или разделяют различные структурно-формацнокные зоны (террейны). К последним относятся Чарский, балхашский, Канскнй, Джунгарский пояса. ГТо условиям метаморфизма высокобарических блоков возможно выделение двух подтипов. Для перзого, высокотемпературного подтипа (Борусский, Чарский, Балхашский пояса) характерно грисутствие эклогитоз, „.адеититов, жадеит-кварцевых пород и продуктов их диафторсза при отсутствии низкотемпературных глаух. ¿фановых сланцев. Во втором подтипе (Канскчй, Джунгарский пояса) РТ-условия высохобарически* фрагментов . в меланже не превышают глаукофчн-зеленосланиевой субфации, характеризуясь ассоциациями кроссита с гранатом, эпндотом, хлоритом, биотитом. Высокобарические ассоциации развиваются главным г*5разом по породам основного состава (базальты, диабазы, гябброиды"), реже по плагиогранитам, которые, как считается (Добрецов, Татаринов, 1983) тоже принадлежат офиолитовой ассоциации.

Местон вождение Возраст млн. лет РТ-условия метаморфизма Предельные ассоциации Состав п оясов

■ "1 - i 3 4 ' 5 ■ 6

1 Экяопгг- слаицсзо- гнейсовый тип

1. Муйский пояс (Южная Сибирь) и леи.,чая свита 1100-1300 (Ст,?) 1. Т=9О0° ра 24-25 кбар Gr26+OmfS2+Q Or+Omf+Amf+Q Линзы амфиболюнрованых этсчогитоя в етынитсодср-жашшишусяюдяных, Бн,Би-Рсг гнейсах с прослоями мраморов и амфиболитов Эклопггы... 1989, Доронина. Скляров, 1994

2. Кокчетавскнй ма< от (С. Казахстан), зеренаинсхая серия 1300+100 (475+10) Т=800-950° Р= 18-25 кбар GrK40mf52+Q+ Amf+Bi алмгз+Gr+Cpx Линзы эклогитов, пнропосых перидотитов в Сил-Гр-Би гнейсах с прослоями Дол-мраморов я Пл-Дкпород Эклогяты..., 1989

З.Муюикумский массив(С. Тянь-Шань), актюзсхая свита 1250 • (510+25) Т*450-6С0° Р=10-13к^р Gr+Omf+Q+Ky+ Amf+ Линзы зкяогптов и амфиболитов в Гнейсах и крисгалличея-их сланцах Экяопггы..., 1989

4. Макбальское поднятие (С, Тяяь-Шанс), махбар'-ская свита более (000 Т=450-550° Р=8-13к6ар Grij+0ir.f43+Q+ Gl+Zo Лиизыакпогитов и глаукофанизированних зклогитов в микрогнейсах я кварцитах с прослоями мраморов Экяогйты—, 1949

1 ... 2 ■ 3 • 4 5 б

5. Массив Цзяоляо (В. Китай)) Цилоньшань, Кайху 400-1300 (1.870-875 2.650-750) 1. Т=700-750° Р=21-25кбар % Т ==820-850° Р=19 кбар З-Т^бЮ-ЙЗО0 Р=10-13кбар Сг57+От("25+<3+ АтГ+Ку+го Л ИНЗЫ ЗКЛОГИТОВ и ультрабазитовв мигматизированных гнейсах Епапн е!.а!., 1986; Эклогиты..., 1989

2. Эклогит- глаукофан- сланцевый лп

6. Атбашияскай хребет (Тянь-Шань), атбашиискэ* свита П(7) (351+150) 1=540-550° Р=12-13 кбар <Зг2б+Опг<45+<3 С Лшпы зклогигов в Гр-Му-Кв, Гл-Гр-Фен-Кв сланцах с прослоями мраморов Дооргцов, 1974, Эклогиты..., 1989

7, По»с Хубей (Цгнтр. Тянь-Шань; (¿50) 1. Т=600-700° Р= 18-20 кбар 2. Т=450-650° Р=8-9 кбар Огзо+От^+О Ог+Сг«)+М1+Ие +ЗШр Линзы ЭКПОГИЧОВ и глаукофанизировакных эклогитов в тсрригеяно-карбонатио-вулканогенкьпс

3. Меланжевый ТНП

8. Борусский пою (Ю. Сибирь) Рц (5207) 1.Т=600« Р=12кбар 2. Т=300-600° Р=2-10 кСар И+С} Сг12+ОтаГ22+АтГ +0 Елокя жадеититоя, амфиболизировакных эклогитов и даафторитов в серпент инитовси меланже в основания офиолиювого покрова Добрецсв, Татариноз, 1983, Эклогиты..., ¡989

• .

си О

9. ЧарскиЯ пояс (С. Казахстан) 1. 1100 2.525 (Рг2?) 1. Т=650-700° Р=12гбар 2. Т=400-500° Р=9-10 кбар Ог+Оп! '>ЛтГ+р с.+Ер+сы+д Влоки эклс цтов, глэукофановых сланцев, перидотиточ, пироксенигов и мета: :1ббро в серпентинитовим меланже Ермолов и др., ¡981

10. Алайокий хр. (Тянь-Шань) Каьский уелаяж О-в (7) Р=7-9 кбар Сг^+Ер+СЫ+О Блоки перидотитов, кросскт-содгржащкх метагаб'ро и мстаоззальтов р серпентинитовом меланже Добрецотз, 1974

11 Западно-Джунггрсккй пояс (СЗ Китай) 509 (440-4*0) Т=40Ц-45С° Р=7-8кб*р С160+О1+Ер+Ш Блоки перидотитов, метаггббро, м?табазальтов и глэукофановых сланцев в серпентинитовом мелапже Рег^ег.а!., 15>91

4. Гла/кэфаа сланчепый тип

12. Куртуивбинсккй пояс (Западный Саян), ипссмпСкая свита V (520-600) : Т=350-400° Р* 10-12 хбвр 2. Т=400-509° кбар 01+Ьа»+Ьр+СЫ Верхняя часть офиог.итовой ассоциации: метабазгльты, мегаграуваккй и кремни. Нередко в сложном пакете тектонических чегауй Петрологии.., 1977

* "1 г;: ■' - ■ 3 4 5 б

13. Алайский хребет (Тяиь Шань) Р*2 (Р*2-з) Т=380-420<? Р= 10-12 кбар Чешуи глаукофанолых сланцев (метабазальтов) в сложном пакете тектонических чешуй

14. Хр. Нуратау (СВ Тянь Шань), ктакцинскм свита 718 (Р*1> Т=380-450° Р=8-!0 крар а+М1+Ер+С!11 Верхняя часть офиолитовой серии; метабазальты г . перекрывающими кремкями и метапесчаниками Старцев, 1976; Добрецов, 1974

15. Пояс Ондор Сум (С. Китай) У-Рг, (466) Т=380-420° Р=10-12 кб."р О+Ьагс+М! Верхняя часть офислитовой ассоциаций, главным образом метабазальты и кремни Эклргитк..., 1989

16. Поле С. Циляаь (С. Китай) У-Рг, (-:40) 1. Т=5СО-бОО«> Р=12-15 кбар 2.1=409-450° Р-10-12 кбар Сг+ОшГ+<3! а+Ьа-я+Ог Существенно метабазальтовая толща с линзами гклогатоа в сложном пакете тектонических чгшуй Эклогиты..., 1989

5. Гльукофан- зелеиослаицевый Т1Ш

17. Тукурикгриносий пояс (Приамурье) 1 • . РггЙ (Рг3-Мг?) Т=380-420° Р=7-8 кбьр Сг63+СЫ+Ер+<2 Тектоническая смесь . вулканогенно-осадоччого состава с чешуями мстаофиолитое глаукофаноЕых сланцев Добрецов и др., 1988

1 3 . 4 5 6 '

',8. Агинский лсыс (В. Забайкалье) (Ргз!) ■ Т=320-3?0° Р=-5-6 кбар ■ Сгзл+Ер+3'Пр+ СМ Терртенпо-Б^лканогенн:"-! толпа. Вулканиты кижней части -толеиты и с>бщелочные базальты. Верхняя часть -граувакки с прослоями карбоначов, квгрнито» и кислых вулканитов Добрецови др., 1988

)9. Окияский похс (ЮВСэлн) аг (820) Т=380~420<> Р= 6-7 кбар Сг№+Ер :-СЫ+<2 Террпггнно-вулкяногенная толща. Нижняя часть -телеить; с линзами ьетагаббро и ультрабэчитов. Верха»« -существенно граузакковая Добрецов и др.. 1988: Геология и »¡«аморфизм ..., 1988

20. Хугейкский пояс (С.Монголия) <Т»з) Р~6~'1 кбар Сг40+?Шр+СЬ1+ Аналогично Окинскому поясу Скляроз, Постников, 1990

¿1. УЙМОНСКИЙ ПО:1С (Горный Алтай) <550-600) Т-380-4200 Р=8-10 кбар о1+Сг+Нр+СЫ+ +М1 Существенно терри генная серия с метабазальтами, каврцнтами, мраморами и туфами в нижней части Дук, 1982

2 ■ 3 4 5 6

22. Гиссаро-Зсравшанский пояс С" янь Шань) Р«з (Ргд-2) T=400-S00° P=7-8 кбар Cr50+3ar+Chl+ +Hp Терригенно-вулкаиогенная толща с метабаз альтами, кварцитами, мраморами и туфами основного состава Dook, 1989

23. Пояс Аксу (СЗ Китай) Р^-з .(760-823) 1=380-420° P=6-7 кбар Cr5e+Sti!p+Chl+ +Ep Существенно терригенная толща с подчивенным количеством метабазитов (пиллоу- и массивные лавы, гиалокластить:, туфы) Эклогиты..., 1989

24. Пояс Жамбалин (Ц. Китай) Ptj T=3S0-450° P=9-10 кбар Gl+Arag+Stilp+ Clil+Mi Терригенно-вулкаиогенная серия с прослоями кремней и карбонатов Добргцов, Скляров. 1989

25. Пояс Хеклунцзха (СВ Китай) 1. 16001800 1 550-600 (420-46Г) Т~400-550° ■Р=6-10кбяр. GI+Cr+MI+Chl+ +Ep Мощная серия бластомялонитсв, включающая блоки поред офиолитовой ассоциации (серпентиниты, метабазалмы, кварциты) Sklyarov, Zhang, 1991

26. Пояс Сочои-Хеген (С. Кита>~) Pz, (S?) T=380-420° . P=o-8 кбар Cr+StiJp+CM+Ep Чешуи фрагментов сфчолитоз и глаукофановых сланцев в сложном пакете Zhang and Lio«, 1987

■ I 2 3 4 5 б

37. Южно- Рг, ... Т=400-51 гг+Ог+В1+Нр-;- Диалогично поя (.у Солок-

Тяныианский пояс (О-в?) Р=6-8 кбар СЫ Хеген 1990

(С.З Китай»

Таблица 1. Бысохобзрические пояса Центрально-Азиатского складчатого пояса

Примечаике: 3 Графе "возраст* приведены возраст протолита и Е скобках возраст Еысо>со6ари'.еского ыспакорфимч. Обозначения минералов: АтТ - емфибол, Аг^ - арагонит. Ваг - барруазит, В) - биогит, СЫ - хпорит, Срх - клинопироксен, Сг - кроссид, Ер - этлот, й! - глаукофан, йг - грангт, Ку - кианит, Ьа* - лавгонит, М1 - мусковит. От!' - омфацит, Йе -пьемонгит, С? - кварц. ЯШр - гтильк.юмеяан, ¿о - вонзит 1 Тахже приведены интервалы содержаний пнропового мияала а гранатах, жадентового - в омфацитах и гллукофаноюто • крое ситах. : .....

о» ■ ■.-.■-. 4». ' ■

Определение возраста высокобарических образований является наиболее сложной проблемой вследствие их присутствия в виде достаточно небольших блоков. Более того, срагншельная ослабленность зон меланжа предопределяет возможность их неоднократной реактивации, сопровождаемой соответствующими метасоматическими процессами, что может приводить к значительному омоложению.

4. Глауксфансланцевый тип. Пояса этого типа (Куртушибинскнй, Ондор Сум, Северный Цилякь) характеризуются существенно метабазитовьш составом. Вулканиты представлены метаморфизованными или подушечными лавами толеитового состава, реже гиалокласгитами или туфами. Осадочные породы встречаются э подчиненном количестве и представлены обычно глубоководными осадками (кремнистые породы углеродистые сланцы). Характерной их особенностью является тесная пространственная ассоциация с офиолитами. В первом приближении эти формации можно рассматривать в хачестве верхних частей офиолитовых разрезов. РТ'условия метаморфизма глаукофансланцсвых поясов соответствуют наиболее высокобарическоа низкотемпературной субфацип (глаукофан-лавсонитовсй) фаций глаукофановых сладцев. Возраст метаморфизма для всех вышеот..,еченных поясов предполагаете" раннепалеозойским. •

5. Глаукофан-зеленослаяцевый тип. Глауксфан-.зеленосланцевые пояса широко распространены в южном обрамлении Сибирской платформы, встречаются 01,и также в обрамлении Северо-Китайской и Таримской платформ (рис. 3, табл.3). Для большей части поясов характерен существенно терригенный состав с подчиненным количеством метавулканитов основного сЬстава (телеиты й субщелочкые базальты) и практически полным отсутствием карбонатов и грубообломочных образований (Тукуриигринский, Агинский, Окинский, Хугейнскнй, Уймонский, Аксу и . другие пояса). В дру их поясах достаточно ^аспространены кислые вулканиты(поис Жамбалин и Хубей в Китае) и карбонаты. Тип метаморфизма поясов соответствует промежуточному между собстве'»ао Глаукофансланцевой и зеленосланцевой фациями. Пояса этого типа наиболее широко распространены в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса. Возраст комплексов варьирует от позднего докембрия до силура. Наиболее древние из них с возрастом 300-850 млн лет описаны в обрамлении Таримской плиты (пояс Аксу) и в пределах Тувино-Монгольского мнкроконтпнента (Окипскнй и ХугейнскиГ' пояса). Возможно близкий возраст имеет пояс Жамбалин

аостсчного фаса Ссдеро Китайской платформы. Уймонсхий пояс имеет более молодой , хотя и докембрнйский возраст. Глаукофаи-зеяеносяанцевые пояса западной части рассматриваемого региона попадают в возрастной интерзал 409-460 мл;I лет. Наиболее сложным яадяется вопрос о возрасте Агинского и Тухуриигринского поясов. Традиционно они счнт?лш.ь ьерлнедокембрийсхлмн, при этом прямые радиологические определения ке проводились. & по прорывающим интрузивным комплексам можно ограничить ьерхний ьозрасгной предел как средний мезозой. В последние годы возраст протопить глаукофановых слащ'.ев в Агинском поя~е определяете? как девонский (Геологическая..., 1993).

В распространении вы'лэкобарических комплексов во Бремени и в пространстве обнаружены определенные закономерности, обусловленные сложной исюрией развития периохеаничеекмх структур Палеоазиатского океана, которые будут обсуждены ниже.

3. В южном обрамлении Сибирской платформы вьдалястся два пояса комплексов метаморфических кд?р, фиксирующих стадии гшстко.ишзиониогэ растяжения, которые могут использоваться й качестве нндцка.^ров •.•олллзионаых (аккреционных) собьг-нй. Западный пояс, включающий комплексы метаморфических одер Кордильерского, Гималайского и Шотландскою типов, сформировавшихся в раннем-среднем палимое р^ультате иескольких коллизионных стадий. Образоваине роет очного попса комплексов метаморфических ядер Кордильерского тип« сннзаис с закрытием Монголо-Охотского океана с позднем палеозое - радием мезозое.

3.1 ПРОБЛЕМЫ ОБРАЗОВАНИЯ И ТИПЫ КОМПЛЕКСОВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ЯДЕР

Комплексы метаморфических ядер (КМЯ) - термин, введсниный сравнительно .недавно (Спиети1ог. «.а!.. 1980) и крайне мало распространенный в отечественной литературе. Выделенные впервые и детально структурно и петрологически изученные в Кордильерах, КМЯ наиболее соотве1ствугот обрамленным гранито-гиейсовым куполам. В то же время, целый ряд структу] :1ых особенностей, равно как и постоянная ассоциация и характер временных соотношений с немиаморфизованными вулканогенно-терркгенными образованиям« • внутриконтинентальных

впадин, позволили не только предложить оригинальную модель формирования в рамках концепции лито!_ферпых пгпт, но и обосновать их индикаторную роль при тектонических реконструкциях. С тех пор в зарубежной литературе опубликовано множество работ, посвященных описанию , типизации и моделям образования КМЯ (Miller et.al, 1982; Vernicke et al., 1984; Lister, Davis, 1989; Dewey, 1991; Extentional tectonics..., 1987; Miller et.al., 1990; Davis et.al., 1987; и многие другие), обнаруженных в настоящее время во многих орогенах мира, включая герцннидь; и каледейнды. Наиболее существенным признаком комплексов метаморфических ядер является то, что процессы метаморфизма, сшшетаиорфическях деформаций, магматизма, а также выведения из зоны метаморфизма к повсрхяости характеризуются специфическими особенностями тектогенеза, что и определяет их использование в качестве петрологических индикаторов.

В настоящее время возможно выделение трех типов КМЯ, характеризующимися различиями состава, строения и особенностей метаморфизма, обусловленными различными механизмами тектонической экспозиции метаморфических комплексов: 1) кордильерский; 2) гималайский; 3) тот; ..ндский (CritteuJon et.al., 1980: Dewey, 1988 и др.).

Для кордильерского типа КМЯ предполагается выведение к поверхности в . процессе виугрнконтйнеэтального растяжения по пологопядающим сбросам (l ister, Davis, 1989). То есть, по существу, ядра являются; комтексани из нижних и средних частей континентальной коры, тектонически выведенными к поверхности. В соответствии с этим основными признаками КМЯ кордильерского типа являются: преимущественно гранитоидный состав слагающих их пород (в то же время в подчиненном объеме присутствуют и другие пород; ые комплексы возрастного диапазона от раннего протерозоя до кайнозоя), мощные . элогопадающне' зоны бластомвдонитов на контакте с неметаморфизооанными породг-.ш, однонаправленность

синтектонической Метаморфогенной линейности, при этом направление относительного перемещения (течения) остается постоянным на разных флангах КМЯ аркообразной или куполообразной формы. Считается, что бпастомилониты, отделяющие метаморфические образования от контакт« р' тощих неметаморфизованмых отложений, маркируют зону главного срыва (detachment), по которой происходило выведение к поверх мост" образований нижней и средней коры. Метаморфизм,

главным образом, эпидот-амфиболитовой фации, соответствует андалузит-силлииантовому типу.

Гималайский тип КМЯ резко отличается от предыдущего типа. Для него характерно разнообразие типов пород, подвергнутых метаморфизму, тесная ассоциация с дв'услюдяными гранитами S-типа (стресс-граниты по А.Г. Владимирову (1993)), реаерсионная зональность кианит-силлиманитозого типа, когда наиболее высокотемпературные зоны занимают более высокое гипсометрическое положение (Mohan et.al., 1989), нередкое совмещение различных типов метаморфизма. Существующие модели объясняют обр" зованнё КМЯ гималайского типа условими коллизии и последующим выведен» .гм по зонам надвига. В то же время подчеркивается роль поздних крутых сбросов в их финальной экспозиции.

Для Шотландского типа КМЯ предполагается образование и "внедрение" (emplacement) в общем режиме сдвиговых деформаций, что подтверждается структурными наблюдениями. 3 то же время Шотландский тип можно рассматривать как разновидность Гималайского (Dewey, 1988). Предполагается, что оба типа проявляются в коллизионной обстановке, отличием является "косая" (oblique) коллизия или столкновение геррейнов под углом, что il предопределяет преобладающую сдвиговую составляющую крупных тектонических нарушений. В то же время современные аналоги шотландского типа КМЯ отсутствуют.

Несмотря на то, что в большинстве случаев экспозиция КМЯ по существующим редставлениям имела место в обстановке внутриконтикенталыюпо растяжения, при тектонических реконструкциях древних складчатых областей более важным является то, что процессы растяжения обуслог гены утолщением литосферы ь результате коллизии или аккреции. Соответственно, при палеорекокетрукциях наиболее важным является выделение именно коллизионной стадии, ь ряде случаев непосредственно предшествующей процессам растяжения.

3.2 КОМПЛЕКСЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ЯДЕР ЮЖНОГО ОБРАМЛЕНИЯ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

В южном обрамлении ибнрекой платформы выделяется два пояса КМЯ, различающихся по возрасту экспозиции и особенностям структуры и сгооения (рис. 3). .

Рис. 3 Схема распространения комплексов метаморфических ядер в южном обрамлении Сибирской платформы

Условные обозначения: I - выступы фундамента и краевые комплексы Сибирской платформы; 1 - чехол платформы; 3 - терренны, включающие блоки ранпе-докембрийского фундамента (микрокоитинеиты); 4 - складчатые образования позднего докембрия - раннего палеозоя; 5 - палгозойсхо-мезоэейсхие образования Мокголо-Охотского складчатого пояса; 6 - зоны высокоградкскгного зонального метаморфизма с [¡риеутевкем гранулитов; 7 - иижнепалеозойские коллизионные граиитоиды: 8 - комплексы метаморфических ядер нижнего - среднего палеозоя; 9 -комплексы метаморфичес. ,ix ядер верхнего палеозоя - раннего мезозоя; 10-11 -ассоциирующие с КМЯ впадины ораовик-силуричского (10) и мезозойского (I!) ¿озрастэ; 12 - грг'чицы террейнов; 13 - мпкроконтикенты: I - Алтайский, И - Томский; 111 - Д^рбкнский, XV - Тувжго-Моиголльасин, V - Баргузнмский, VI -Apiуньский; 14 -коуплсксы метаморфических ядер западною пояса: I - Гаргинский, 2 - Шутхулайский, 3 - Джебашский, 4 - Телецкий, 5 - Чулышманскнй, 6 - Тонгулакский, 7 - Катунско-Чуйсхий.

Западный пояс объединяет Ольхонский и Сшодянский комплексы Прибайкалья, Гарганский и Шутхулайский комплексы Восточного Саяна, Джебашский Западного Саяна, Телецкий, Чулышмансхнн, Тонгулакский Кузнецого Алтая ; Го^лон Шорни и Катунско-Чуйский Горного Алтая (рис.3). Разнообразие типов КМЯ с одной стороны и недостаточность специализированных структурных, геохронологических и геологических данных но ряду комплексов - с другой, предполагают некоторую искуственност!. объединения выше перечисленных комплексов в единую структуру и возможность ее более дробного расчленения в дальнейшем. Детали ст, уктуры, строения и вещее 1 венного состава различных типов КМЯ эп -о пояса показаны на примере Гарганского, Шутхулайского и Слюдянскога комплексов.

Гарганский массив (рис. 3) расположен в юго-восточном Саяне и слох.-н преимущественно плагиогиейсами, нередко очковыми, прорванными гранитоидами. Возрасг гнейсов соотвествует верхнему архею (Актанов и др., 1991). Массив обрамляется сложным пакетом чешуй, включающих рифейские офиолиты и вулканогенно-террйгенные образования, венд-кембрийские карбонаты и нижн .-средне палеозойские вулканогенно-террйгенные толши. Южный контакт крутой, паление же

40

.¡черного контакта достаточно гологое (20-40°). И гнейсы и контактирующие образования а северном крыле бласто-мнлонитизнрованы, иногда встречаются зоны хлоритовых и карбонатных брекчий. Вулканиты, и дайки преимущественно да ли юного состава в обрамлении имеют ордовикский возраст. В ассоциирующих терригенно-клрбонатных отложениях обнаружена фауна ордовик-силурийехого ьлраста. Структурно-петрологические признаки, равно как и особенности взаимоотношении с контактирующими толщами достаточно однозначно указывают иа принадлежность Гарганской "глыбы" к кордильерскому типу КМЯ.

Шутхулайская "глыба" с севера и юга ограничена разломами, в (..полной части широко развитые гранитоиды сильно затушевывают йзакоотношенич метаморфического комплекса с контактирующими образованиями. Наиболее интересные взаимоотношния с рифейскими существенно гсрркгенньши образованиями Окинской структуры наблюдаются в юго-восточной части. Здесь отмечался постепенный переход от гнейсов "глыбы" к зеленым сланцам с изоградамн биотита, граната, андалузита, силлиманита (Парфенов, 1974, Геология к метаморфизм..., ¡988). Проведенные сгруктурко-петрояо! ичсскне ;!сспедапания показали более сложную картину. Оказалось, что наиоолее & "»котемпсритурные гнейсы относятся к ннзкобарнческому андалузит-сг'ллнманнтовому типу, при этом метаморфические минералы лара»п сризуюгсп регрессионны» типом зональности. Для боле« шмхотсиературныз ззн характерен кианнт-енллнмянитгвь ': тип метаморфизма и смена от прогрессивного типа зональности в низкотемператрурных зонах до регрессивного - п прнконгактовои с гнейсами зоне. Структурные наблюдения показывают значительную роль сдвиговой компоненты при «"чметаморфических деформациях, при этом направление линейности меняется в разных зонах.

Слюдяиский и Ольхонский комплексы характеризуются метаморфической м>иалыюстью от гранулитовой до зеленосланцезой фации (Слюдянский..., 1981, Петрова, Макрыгина, 1987). Оба комплекса сложены карбонатио-терригенно-вулканогенными сериями и имеют целый ряд общих метаморфических, геохимических и минералогических признаков. Традиционно они рассматривались как выступы архейских пород, однако геохронологические исследования последних лет (Резниикий и др., 1991, Летников и др., 1990, Докембрии..., 19X7) показывают ранне-палеозойский возраст гранулитового метаморфизма

при возможном раннедоксмбрийеком возрзте протолита. Для ольхокского комплекса показана существенная роль сдвиговой составляющей для заключительных стадий синчетаморфнческого тектогенеза (ТЬеигпьзег. е1. а!., 1993). Имеющиеся данные позволяют связывать зональный метаморфизм с коллизионными событиями и рассматривать С.-юдякскнй п Ольхонский комплексы в качестве КМЯ Гималайского и Шотландского типа соответственно.

Совмещение различных типов КМЯ может быть обусловлено разными причинами. Первое объяснение заключается в пространственном совмещении разновременных событий, что подтверждается имеющимися, хотя и явно недостаточными, геохронологическими данными. Возраст коллизионного этапа, характеризующегося образованием КМЯ гималайского типа (восточная часть) соответствует интервалу средний кембрий - ордовик. Предпола) ается, что этот этап связан с коллизией Баргузинского мнкроконтинента с Сибирским кратоном. Экспозиция Гарганского КМЯ, судя по возрасту ассоциирующих вулкааогенно-осадочных образований и синтектонических интрузий • ордовик - силур. Возможно она связала с коллизией Тувино-Монгольского микроконткнента с кратоном. И, нак^лец формирование Шугхулайского КМЯ и, возможно, всех или некоторых КМЯ, расположенных западнее, происходило в позднем силуре-девоне в св. зи с аккреционными событиями а западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса..

Второй пояс КМЯ представлен линейной зоной гранито-гнейсовых куполов, протягивающейся Южном Забайкалье л прилегающих районах Северной Монголии в северо-восточном направленна (рис. 3) на расстояние свыше 1000 км. С запада на восток в пределах этой зоны выделяются комплексы метаморфических ядер Бутулийкского, Заганского и Яблонового хребтов. Далее к востоку широко распространены ранне-докембрийскле метаморфические образования фунда мента Сибирской платформы: поэтому выделение КМЯ сталкивается с целым рядом сложностей. Характерными особенностями выделенных КМЯ являются: а) аркообразная форма; б) анхигранитный состав с резко подчиненным количеством других типов пород; в) пологое падежи гнейсошщности, сланцеватости б краевых частях (10-30°); г) мощные зоны бластс-/.нлощюв по гранитоидам и контактирующим вулкаь^генно-терршепным образо. ,нннм позднепалео^ойского возраста, д) неизменность не равнения минеральна.! лннейностл, указывающей на направление относительных смещений при еннметаморфичеекнх деформациях,

меззш»С1!«о от элементов падения пород. Вопрос о возрасте пород . протолита, равно как и о времени тектонической экспознш.и, окончательно не решен, несмотря на достаточно многочисленные исследования (Козубоза и др., 1981, Мптрофаног. и др., 1931 .ч др.). Вочрчст гранито-гнейсоз традиционно считался нрхейсупм или протерозойским (Митрофанов и др., 1981) или позднедекекбринским. »'оследине исслдовання для пород Заганского хребг?. покалывают близость возрасте щелочных и субщелочных гранитов осевой ччети :.ребта, а также гранито-гкейсоп - ">50-280 мл п. лет. Близкий возраст имеют также эффузивы катаевской езнты в основании разреза Тугнуйской пладнны, ограничивающей гранкто-гнейсы с севера.

Совокупность структурно-вещественных признаков, присущих изученным КМЯ, полностью соответствуют тектэнотипу пшлексов метаморфических идер Кордильерского типа.

В целом, оба выделенных пояса комплексов метаморфических ядер связанны с коллизиошю-аккреционными событиями в южном 'обрамлении Сибирской платформы.

4. V. лользг.панне петрологических нилнкаторои нсзполяст (.

сбесгявать основные тп«гто:<"'£сск»£е рубежа с зео.покгп! Г.^лп-узл^яо-* мягсксги складчатого попса.

Различны; аспекты тектнической эволюции фрагментов ила ессго Центрально-Азиатского пояса рассмотрели с той Или мной с пенью детальности то многих работах (Бетиченко, 1977, Беличежсо и др., !994. Вегап. ОоЬгеиоу, 1993, Берзин и др., 1994, Гордиенко. ¡987, Дергунов, 1989, Добрецов, Булгагов, 1990, Зоненшайн и др., 1990, Моссаковсм:!-, н др., 1993, Парфенов, 1984, Ру.хнцеа и др., 1992, Ярмолюк н др., 1992 и др.). В настоящее время предполагается, что история пояса связана с образованием, развитием и закрытием трех океанических бзсссейнов • Палеоазиатского, Палеотетиса и Монголо-Охотского. Данная работа не претендует на полный синтез всех имеющихся данных, акцентируя мшмание лишь на тектонических событиях, фиксируемых рассмотренными выше комплексами. Следует также подчеркнуть. что использование петрологических индикаторов позволяет судить о характере эндогенных н тектонических процессов, их временном соотпощснин, по оставляет открытыми вопросы об относительном

пространственном расположении рассматриваемых объектов (ширина раскрытия океанических бассейнов, удаленность друг от друга и т.п.)

Вопрос о времени раскрытия Палеоазиатского океана остается предметом дискуссии. По мнению некоторых исследователей Палеоазиатский океан раскрылся в раннем протерозое (Зоненшайн и др.,

1990), однако наиболее древние офиолиты ( байкало-Муйский, Енисейский, Таймырский пояса), примыкающие к Сибир::;ому кратону, имеют значительно более молодой возраст 1100-1300 млн лет (Добрецов,

1991). Этот возрастной интервал и можно считать соответствующим раскрытию пал ео океана. Общий геодинамический анализ для восточной части рассматриваемого региона (Зонекшайн и др., 1990; Белнченко и дрм 1994) позволяет предполагать, что процессы офиолитогенсза в обстановке активной окраины Запаано-Тихеоксанского типа происходили не в краевых частях Сибирского кратона, а на противоположном борту океанического пространства.

Следующий этап тектонической активности в псриокеанических зонах - 850-ШО млн лет фиксируется офиояитами к ассоциирующими образованиями задуговых и иреддуговых бассейнов Баргузинского и Тувино-Могольского супертеррейноа (Беличенко и др., 1994; Sklyarov et.al., 1993), Спецпфиха офиолитов и состав разнообразных ассоциирующих комплексов позволяют предполагать существование обширных архипелагов, состоящих из крупных островоа с гранит-гнейсовым фундаментом и островных дуг, разделенных междуговыми бассейнами с корон океанического типа. Аккреция пернокеанических комплексов в достаточно цельную структуру, нередко, рассматриваемую в качестве микроконтинента, завершилась до позднего венда. В пользу этого может свидетельсвовать тот факт, что в пределах Тувино-Монгольского, микроконтинента в базадьиых горизонтах карбонатных образований бохсонской (хубсугульской) серии венда-нижнего кембрий обнаружены, хромит-содержащие кварцевые песчаники. Присутствие продуктов размыва офиолитов предполагает этап аккреционного тектогенеза с вовлечением офиолитов в складчатую структуру. Нижний возрастной предел тектогенеза определяется возрастом глаукофанзеленослаицевого метаморфизма (Окинский и Хугейнский пояса), составляющего около 800 млн лет.

Каледонский (венд-кембрий) этап офиолитогенеза наиболее широко проявлен в пределах рассматриваемого сегмента. Характер ассоциирующих с офиолитами островодужных образований позволяет

приложением к тектоническим построениям. Более того, степень метаморфизма до сих пор считается одним из наиболее падежных показателей древнего возраста, что в общем случае неверно. В данной работе затронуты только высэкобарические пояса и комплексы метаморфических ядер, однако вряд ли этим исчерпывается возможная отдача использования процессов метаморфизма для ¡¡алеогео-дииамичесхих реконструкций в регионе, где метаморфические комплексы развиты весьма широко и представлены разнообразными типами.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ РАБОТ

1 Скляроа Е.В., Федоров ПВ., Минаев В.Е., Поспелова JI.H. Амфиболы к белые слюды зелсносланцевых толщ Центрального Таджикистана и их значение ятя выяснения стратиграфии и особенностей метаморфизма. // Многофазные физика-химические системы. Новосибирск; Наука, 1980, с. 90-109

2 Дсбрецов Н.Л., Кузнецоза Л.Г., Меляхозецкий A.A., Скляров Е.В., Зайтоа В.В. Метаморфические формации Тувы и Западного Саена з

. связи с вопросами метаморфогенкой золотоносности и асбестопоснсстл. .V Петрология и минералогия метаморфических формаций Сибири. Новосибирск: Наука, 198J, с. 5-21.

3 Добрецов Н.Л., Кузнецова Л.Г., Скляроов Е.В. Учение о метаморфических формациях и метаморфогенных ыесгорождешт и его применение к Алтае-Саянской области. // Метаморфические формации и метаморфогенные месторождении. Новосибирск: Тр. ИГнГ СОАН СССР, 1981, с. 3-18.

4 Добрецов Н.Л., Конников Э.Г., Скляров Е.В. Усчовия формирования офнолитов Восточного Сакнз. II Тез. докл. X семинара "Геохимия магматических пораод". М.: 1984, с. 56-57.

5 Добрецов Н.Л., Конников Э.Г., Скляров Е.В., Савельев A.A., Виноградов В.И. Рифейско-ннжкепалеозойские офиолиты Северной Евразии. // Тез, докл. XXVII Международного ггологичаскеэго конгресса. М. 1984, г. 6-7, с. 180-181

6 Скляров Е.В., Медведев В.Н , Куликов A.A.. Цой Л.А. Структурная позиция офиолитов обрамления Гарганской глыбы. И Петрология и минералогия базитов Сибири. М.: Наука, 1984, с. 5-10.

7 Добрецсв Н.Л., Конников Э.Г, Медведев В.Н., Скляров Е.В. Офиолиты и олкетосгромы Восточного Саяна. // Рифеско-нижнепалеозойские офиолиты Северной Евразии. Новосибирск: Наука, 1985, с. 34-58.

8 Добрецов Н.Л., Пархоменко Н.И., Скляров Е.В. Особенности геохимии офиолитов южного oßpavüreiniH Сибирской платформы. // Микропримеси в гипербазитах. Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО АН СССР, 1985, с. 27-39.

9 Меляховецкнн A.A., Скляров-Е.В. Офиолиты и олистостромы Западного Саяна. // Рнфеиско-нижненалеозойские офиолиты Северной Евразии. Новосибирск: Наука, 1985, с. 58-71.

Ю.Беличенко В.Г., Бутов Ю.П., Добрецов Н.Л., Скляров. Е.В. и др. Структурно-формационное районирование палеозоид юго-восточной части Восточного Саяна. // Эндогенные процессы и оруденение в Забайкалье. Улан-Удэ, Изд-во БНЦ СОАН СССР, 1986, с. 59-68.

11 Беличенко В.Г., Бутов Ю.П.; Добрецов Н.Л., Скляров Е.В. и др. Метаморфические комплексы юго-восточной части Восточного Саяна. // Эндогенные процессы и оруденение в Забайкалье. Улан-Удэ, Изд-во БНЦ СОАН СССР, 19S6, с. 84-97.

12 Добрецов Н.Л., Конников Э.Г., Скляров Е.В., Медведев В.Н. Мариакит-бонинитовая серия в офиолитах Восточного Саяна. // Геология и геофизика, 1986, 12, с.

13 Скляров Е.В., Габов Н.Ф., Медведев В.Н. Офиолитовые комплексы и олистостромы Южной Сибири. // Эндогенные процессы и оруденение в Забайкалье. Улан-Удэ, Изд-во БНЦ СОАН СССР, 1986, с. 27-35.

14 Скляров Е.В.. Добрецов Н.Л. Метаморфизм древних офиолитов Восточного и Западного Саяна. // Геология и геофизика, 1987, № 2, с.

15 Геология и метаморфизм Восточного Саяна (под ред. Н.Л. Добрецова и В.И. Игнатовича). Новосибирск: Наука, 1987, 192 с.

16 Структурно-минералогические критерии метаморфогенного оруденения (на примере колчеданных месторождений) (под редакцией Н.Л.Добрецова). Новосибирск: Наука, 1987,134 с.

17 Геология и рудоносность Восточного Саяна(под редакцией Н.Л. Добрецова). Новосибирск: Н^ука, 1988, 127 с.

)8 Добрецов Н.Л., Карсаков Л.П., Скляроз Е.В. Глнукофансланцевые поя а Южной Сибири и Приамурья. // Геология и геофизика, 1938, № 1, с. 3-11.

19. Скляров Е.В. Марианиточые магмы: эволюция геодинамической обстановки формирования. // Тез. докл. Всес. семинара "Геохимия магматических пород". М.: 1988, с. 174.

20 Скляров Е.В., Медведев З.Н. Родоначалыше магмы офиолитов юго-восточного Саяна. // Тез. до:<л Всес. семинара "Геохимия магматических пород". М.: 1988, с. 175.

21 Dobretsov N.L., Sklyarov E.V. Blueschist belts of" Southern Siberia. // iieport no. 3 on the IGCP Project 224: Pre-Jurassic evolution of Eastern Asia. Beijing, 1988, p. 25-28.

22 Скляров Е.В. Метаморфизм океанической коры в локальных впадинах котловины Паресе-Вела. // Геология разломов н локальных впадин Фнллинпинского моря. Владччосток: Изд-во ДВО АН СССР, 1989, с. 92-104.

23 Эклоглты и гяаукофановые сланцы и складчатых областях (Добрецов HJI., Соболев Н.Б., Шацкий Е.А., Скляров Е.В. и др.). Новосибирск: Наука, 1S89, 230 с.

24 Sklyarov E.V. Ophiolites and bluescbists of the Southeast Sayan.// Report no. 5 on the IGCP Project 224: Pre-Jurassic evolution of Eastern Asia. Osaka, 19°>9, p. 53-57. "

25 Sklyarov E.V.. DobretsovM.L., Blueschist belts of South Siberia. // Report no. 4 on the IGCP Project 224: Pre-Jurassic evolution of Eastern Asia. Osaka. 1989, p. 101-107

26 Актинов В.И., Скляров Е.В. Геологи я и метаморфизм Харатологонской глыбы (Восточный Саян). // Геология и геофизика. 1990, . №5, с.

27 Скляров Е.В., Добрецов Н.Л. Эклогитовые и глаукофан-сланцевые пояса Южной Сибири и Северного Китам. И Проблемы магматизма и метаморфизма восточной Азии. Новосибирск: Наука, 1990, с. 42-55.

28 Скляров Е.В./ Постников А.А. Хугейнскнй высокобарический пояс Северной Монголии. I! Доклады АН СССР, 1990 т. 315, № 4, с. 950954

29 Bulgatov A.N., Gordienko I.V., Sklyarov E."V. et.a!.. The geodynamic map of the Transbaikalia. </ Report 110, 1 on the IGCP Project 253: Geodinamic evolution of Paleoasian ocean. Novosibirsk, 1990, p. 26-29.

30. Dobretsov N.L., Litvinovsky B.A. and Sklyarov E.V. (Eds) Syenitegranite series and metamorphic terranes of South Fribaikatia. Guidebook for

excursion of International Symposium on IGCP Project 283 "Geodynamic evolution of Paleoasian ocean". Ulan-Ude. 1990, 86 p.

31 Sklyarov E.V. Onhiolites and blueschists of the Southeast Sayan. Guidebook for excursion of intern. Symp. on the IGCP Project 283: Geodinamic evolution of Paleoasiar. ocean. Ulan-Ude, ¡990. 58 p.

32 Sklyarov E.V., Postrikov A.A. The K'nugein bluechist belt of the North Mongolia. //Report no.' 6 on the IGCP Project 224: Pre-Jurassic evolution of Eastern Asia. Novosibirsk, 1990, p. 177-180.

32 Скляров E.B., Постников А.А., Медведев B.H. Петрологические индикаторы тектонической эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса. // Магматизм, метаморфизм и рудоносность подвижных областей. Улан-Удэ: Тр. БГИ СО АН СССР, 1991, с. 27-46.

33 Sklyarov E.V., Zhang Xingzhou Evolution of rnetair.orphism of the Heiiongjiang suture zone (NE China). In: Report no. 2 on IGCP Project 283: Geodynamic evolution of Paleoasian ocean. Shcngjian, 1991, p. 125-130.

34 Zhang Xingzhou and Sklyarov E.V. Evolution of meiamorphism and petrology of the Hei'.ongiiang blueschist belt (NE China). II Proceeding of the 1st Int. Symp. on Gondwana dispersion and Asian accretion - Geological evolution of Eastein T'ethis. Kunming,'China, 1991, p. 91-96.

35 Посгннков A.A., Скляров E.B., Хаии E.B. Дархатская (сархойская) серия - завершающая моласса байкапид или островодужная серия.// Вулканизм в структурах земли и различных геодинамических обстановках (тез. докл.) Иркутск: 1992, с. 32-33.

36 Скляров Е.З. Петрологические индикаторы покровной тектоники. // Надвиги и шарьлжи платформенных и складчатых областей Сибири и Дальнего Востока и их металлогеническое значение (тез. докл.). Иркутск, 1992, с. 53-55.

37 Скляров Е.В., Постников А.А. Надвиговая тектоника юго-восточного Саяна. // Надвиги и шарьяжл платформенных и складчатых областей Сибири и Дальнего Востока и их металлогеническое значение (тез.докл.), Иркутск, 1992, с. 51-53.

38 Скляров Е.В., Постников А.А., Медведев В.Н., Актанов В.И. Силловые комплексы Юго-Восточного Саяна. II Вулкан-зм в структурах земли и в различных геодинамических обстановках.(тез. докл.), Иркутск: 1992, с.43-44.

3? Simonov V.A., Sklyart : E.V. and Buslov M.M. Types of ophiolites and their tectonic setting in !ie foidbelts of the South Siberia. // Abstracts of the 29tfi International Geological Congress Kioto, Japan, 1992, v. 2 , p. 477

40 Sklyarov E.V., Zhang Xingzhou, The relation of high-pressure and high-temperature metamorphism in the eollisicnal zones of South Siberia and NE China. // Abstracts of the 29th International Geological Congress Kioto, Japan, 1992, v. 2 . p. 478

41 Belichenko 7.G.. He Guoqi, Maosong Li, Natal'in B.A., Sklyarov 5.V. et.al, Geodvnamic map of the Paleoasian ocean (Eastern part). // Report no. 4 on the IGCP Project 283: Geodynamic evolution of Paleoasian ocean. Novosibirsk: 1993, p. 29-30.

42 Coleman R.G., Dobretsov N.L., Berzin N.A., Sklyarov E.V. et.al., Geodynamic шар of the Paleoasian ocean domains. // Report no. 4 on the IGCP Project 283: Geodynamic evolution of Paleoasian ocean. Novosibirsk: 1993, p. 43-41.

43 Konnikov E.G., C-ibsher A.S., Izokh A.E., Sklyarov E.V.. Khain E.V. Paleogeodynamics of Late Precaitibrian for Baikal Muya and Sayan-Tava-Mongolia segments of the Central Asian fold belt. //Report no. 4 on the IGCP Project 283: Geodynamic evolution of Paleoasian ocean. Novosibirsk: 1993, p. 88-89

44 Sklyarov E.V. Metamorphic core complexes in folded systems of the Southern Siberia (Russia). // Report no. 4 on the IGCP Projcct 283: Geodynamic evolution of Paleoasiaaocean. Novosibirsk: 1993, p. 230-232.

45 Sklyarov E.V., Belichenko V.G., Mazukabzov A.M. et.al., Indicators of poscol'isiona! extensional processes in folded systems of the southern Siberia. It Abstracts of L.P.Zonenshain Mem. Conference of Plate Tectonics Moscow, 1993, p. 133.

• 46 Sklyarov E.V., Simonov V.A., Buslov M.M. Ophiohtes of the southern Siberia and northern Mongolia. // Reconstruction of the Paleo-Asian ocean. (Ed. R.G. Coleman). VSP International Science Publisher. Amsterdam, 1993. p. 77-90.

47. Theur.issen K . Melnikov A., Sklyarov E. et.al., The Primorsky dislocation zone in the basement of the Ceaozoic Baikal rift (Russia). II Rapport Annuel Jaarverslag, Tervureii, Belgique, 1993, p. 137-152.

48 Белнченко В.Г., Скляров E.B., Добрецов Н.Л., Томуртогоо О. Геодинамическая карта Палеоазиатского океана. Восточный сегмент. // Геология и геофизика, 1994, j 7-8, с. 29-40

49 Конников Э.Г., Гибшер Ф.С., Изох Ф.Э., Скляров Е.В., Ханн Е.В. Палеогеодинамика позднего докембрия в Байкало-МуГгасом и Тувико-Монгольском сегментах Центрально-Азиатского складчатого пояса.// Геология и геофизика, 1994, № 7-8, с. 152-168.

50 Симонов В.А., Добрецов Н.Л., Суслов М.М., Скляров Е.В. Палеогеодинамика и метаморфизм верхнерифенско-ранне-палеозойских офиолитовых поясов Сибири. // Тектоника и метаморфизм (тез.докл), М:, 1994, с. 38-40

51 Melnikov А.1., D. Delvaux, Sklyarov E.V. et.al., Tectonic structure and paleosti ess-fields in the basement of tlie Baikal riû zone// Abstracts of Inter. Conf. "Baikal as a naturaMaboratory", Irkutsk, 1994, v. 4 p.37-39.

52 Доронина H.А., Скляров Е.В. Соотношение эклогитового н гранулигового метаморфизма в пределах Южно-Мунской глыбы. // Доклады РАН, 1994 (в печати)

53 Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Донская Т.В. и др. Заганский комплекс метаморфического ядра (Забайкалье). //Доклады РАН, 1994 (в печати)

54 Melnikov A.I., Mazukabzov A.M., Sklyarov E.V., Vasiljev E.P. Tectonic structure and evolution of the Baikal rift basement // Bull, elf aquitaine. 1994 (in press)