Петрология магматических комплексов глубинных уровней коллизионных систем

Хромых, Сергей Владимирович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология магматических комплексов глубинных уровней коллизионных систем
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология магматических комплексов глубинных уровней коллизионных систем"

На правах рукописи

ХРОМЫХ Сергей Владимирович

ПЕТРОЛОГИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ГЛУБИННЫХ УРОВНЕЙ КОЛЛИЗИОННЫХ СИСТЕМ (на примере ранних каледонид Ольхонского региона Западного Прибайкалья)

25.00.04 — петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Новосибирск 2006

Работа выполнена в Институте геологии и минералогии Сибирского отделения Российской Академии наук

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук, Владимиров Александр Геннадьевич (ИГМ СО РАН)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Грудинин Мефодий Иванович (ИЗК СО РАН)

доктор геолого-минералогических наук Розен Олег Маркович (ГИН РАН)

Ведущая организация:

Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН

Защита состоится" " 2006 г. в часов на заседании

диссертационного совета Д.003.022.02 при Институте земной коры СО РАН, в конференц-зале.

Адрес. 664033, Иркутск-33, ул. Лермонтова, д. 128.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИЗК СО РАН

Автореферат разослан "

2006 г.

Ученый секретарь диссертационного совета.

к.г.-м.н.

Ю.В. Меньшагин

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Тектоническая позиция, вещественный состав и возраст магматических комплексов, формирование которых происходит на глубинных уровнях земной коры, является одной из фундаментальных проблем петрологии, геохимии и геодинамики. Понимание петрогенезиса этих магматических образований позволяет не только по-новому взглянуть на рост земной коры в фанерозое, но и разработать петрологические индикаторы геодинамических обстановок, отражающих мантийно-коровое взаимодействие [Condie, 1976; Добрецов, 1981; Летников, 1990, 1992; Розен, Федоровский, 2001; Скляров и др., 2001]. Изучение этих проблем актуально как для решения фундаментальных задач петрологии и геохимии, так и для конкретных прикладных задач, связанных с геологическим картированием метаморфических и магматических комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Объектами исследования выбраны магматические комплексы Чер-норудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты Ольхонского региона, которые представляют собой наиболее глубинные срезы раннекаледонской коллизионной системы Западного Прибайкалья.

Цели и задачи исследования. Главной целью работы являлся анализ этапов, масштабов и источников раннекаледонских магматических комплексов Ольхонского региона, формирование которых происходило в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма, построение на этой основе петрогенетических моделей и реконструкция геодинамических обстановок коллизионного тектогенеза. В ходе проведения исследований решались следующие задачи:

1. Изучение тектонической позиции и внутреннего строения массивов, минералого-петрографические и петрогеохимические исследования габброидов и гиперстеновых плагиогранитов в Чернорудской гранулитовой зоне, гипербазитов и синметаморфических гранитов в амфиболитовой зоне Анга-Сатюрты, а также U-Pb изотопное датирование петротипических массивов.

2. Корреляция магматических комплексов и разработка диагностических признаков петрологических индикаторов, отражающих процессы гранитообразования и мантийно-корового взаимодействия в условиях вязкопластичных деформаций на уровне гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма.

и 90 редкоэлементных анализов пород, более 100 микрозондовых анализов породообразующих минералов. Содержания петрогенных компонентов определены методом РФА в ИГМ СО РАН (аналитик А.Д.Киреев), редких и редкоземельных элементов - методом ICP-MS в ИГМ СО РАН (аналитики И.В. Николаева, C.B. Палесский) и ИГХ СО РАН (аналитики Е.В. Смирнова, H.H. Пахомова). Определение состава породообразующих минералов проведено методом микрорентгеноспектрального анализа на анализаторе Camebax Micro в ИГМ СО РАН (аналитики О.С. Хмельнико-ва, E.H. Нигматулина). Определение возраста пород U-Pb изотопным методом проводилось по индивидуальным зернам циркона на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (аналитики Д.И. Матуков, E.H. Лепехина).

Защищаемые положения:

1. В Чернорудской гранулитовой зоне Ольхонского региона выделены следующие магматические комплексы:

- чернорудский комплекс габброидов и пироксенитов и ассоциированных с ними гранатовых пироксенитов, имеющих единый мантийный источник, и отвечающих по составу островодужным толеитам (>500 млн. лет);

- сапшиланский комплекс синметаморфических гиперстеновых плагиогранитов, протолитом для которых являлись двупироксеновые гнейсы островодужно-толеитовой серии Чернорудской зоны (500495 млн. лет);

- уланхаргинский сиенит-габбровый комплекс, для которого характерна ассоциация низкощелочных толеитовых габброидов и щелочных нефелиннормативных сиенитов (~485 млн. лет);

- гранат-биотитовые гранит-лейкограниты шаранурского комплекса (470-460 млн. лет).

2. В амфиболитовой зоне Анга-Сатюрты Ольхонского региона выделены:

- шидинский комплекс альпинотипных гипербазитов офиолитово-го типа (>500 млн. лет);

- шаранурский комплекс синметаморфических гранит-лейкограни-тов, участвующих в строении гранитогнейсовых куполов, и более поздних по отношению к ним синсдвиговых жил стресс-гранитов "strike slip" и "duplex" типов (475-465 млн. лет);

- синметаморфические дайки диабазов (~460 млн. лет).

3. На основании выделенных магматических комплексов и их корреляции обоснован следующий геодинамический сценарий развития Ольхонского региона:

- альпинотипные гипербазиты шидинского комплекса свидетельствуют о существовании коры океанического типа между Сибирским континентом и Ольхонским террейном на доколлизионпой стадии (> 500 млн. лет).

- островодужпая стадия (>500 млн. лет) идентифицируется по ост-роводужно-толеитовым вулканитам (двупироксеновым гнейсам) Чернорудской зоны и комагматичным им массивам габброидов и пироксенитов чернорудского комплекса;

-раннеорогенная стадия (500-485 млн. лет) характеризуется метаморфизмом в условиях гранулитовой фации и глубинным анатексисом, петрологическим индикатором этих процессов являются гиперстеновые плагиограниты сапшиланского комплекса (496±3 млн. лет). Петрологическим индикатором активной роли мантии на раннеорогенной стадии являются габброиды и сиениты уланхаргинского комплекса (485± 1.5 млн. лет), формирование которых, вероятнее всего, было связано с отрывом субду-цируемой океанической литосферы (слэба), произошедшего при сближении континентальных масс Сибирской плиты и Ольхонского террейна;

- позднеорогенная стадия (475-465 млн. лет) характеризуется ростом гранитогнейсовых куполов и последующим массовым декомпресси-онным плавлением, что привело к формированию многочисленных жил гранитов шаранурского комплекса. Их тектоническая позиция и состав являются петрологическими индикаторами вязкопластичных сдвиговых деформаций в глубинных уровнях коллизионных систем;

- синметаморфические диабазовые дайки (461 млн. лет) являются индикатором начала коллапса горно-складчатого сооружения и перехода к посторогенной стадии тектогенеза.

Научная новизна. Получены новые данные о тектонической позиции, составе и возрасте магматических образований, на основе которых проведена их корреляция для Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты, оценены масштабы и источники. На основе полученных данных впервые проведено разделение базит-ультрабазитов в Чернорудской гранулитовой зоне на два самостоятельных комплекса - чернорудский габбро-пироксенитовый и уланхаргин-ский сиенит-габбровый. Также впервые обоснована автономность гиперстеновых гранитов в Чернорудской зоне, которые выделены в самостоятельный сапшиланский комплекс. Построены петрогеиетические модели и определены геодинамические обстановки формирования магматических ассоциаций. Детально охарактеризованы синметаморфические стресс-граниты как петрологический индикатор интенсивных вязкопластичных сдвиговых деформаций на глубинных уровнях земной коры.

Практическая значимость. Результаты исследований базит-ультра-базитовых и гранитоидных комплексов Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты были использованы при построении геологической карты юго-западной части Ольхонского региона масштаба 1 : 100 ООО [Федоровский, 2004].

Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 25 работ, в том числе 3 статьи, диссертационные материалы включены в путеводитель международной экскурсии по проекту ЮСР-480. Результаты исследований представлены в виде устных докладов на 9 российских и международных конференциях в Москве (2003 г.), Новосибирске (2003-2004 гг.), Иркутске (2003-2005 гг.). Исследования по теме диссертации поддержаны РФФИ (гранты № 02-05-64481,03-05-65099), СО РАН в рамках Интеграционного проекта № 6.7.2 "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана

к континенту)", Советом по грантам Президента РФ по поддержке ведущих научных школ (НШ-768.2003.5).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения, изложена на 220 страницах, содержит 94 рисунка и 40 таблиц. Список литературы включает 145 наименований.

Автор выражает глубокую признательность д.г.-м.н. А.Г. Владимирову за научное руководство работой, д.г.-м.н. В.С.Федоровскому и к.г.-м.н. A.C. Мехоношину за предоставленные материалы и обсуждение работы в целом. Автор благодарен академикам В.Е. Хаину, Ф.А. Летни-кову и H.JI. Добрецову, члену-корреспонденту РАН Е.В. Склярову, докторам геол.-мин. наук Д.П. Гладкочубу, А.Э. Изоху, В.П. Ковалеву, Ю.А. Костицыну, A.M. Мазукабзову, О.М. Туркиной, кандидатам геол.-мин. наук В.Г. Владимирову, Н.И. Волковой, К.А. Докукиной, Т.В. Донской, Т.Б. Колотилиной, H.H. Круку, A.B. Лавренчуку, С.Н. Рудневу, A.B. Травину, Е.В. Хаину, В.В. Хлесгову за обсуждение отдельных положений работы, дискуссии, ценные советы и рекомендации, которые проводились не только в лабораторных стенах, но и непосредственно на геологических объектах в полевых условиях. Большую помощь на всех стадиях подготовки диссертационной работы оказали мои коллеги из ИГМ СО РАН: О.П. Герасимов, М.Л. Куйбида, Я.В. Куйбида, Т.В. Ми-рясова, E.H. Мороз, В.П. Сухоруков, И.В. Шемелина, Д.С. Юдин. Всем перечисленным лицам автор выражает искреннюю признательность.

Глава 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ОЛЬХОНСКОГО РЕГИОНА

В этой главе приведен краткий обзор геологической изученности Ольхонского региона, основанный на доступных автору опубликованных и фондовых материалах. Охарактеризованы главные черты геологического строения региона, особое место уделено оценке Р- /'-параметров метаморфизма и синметаморфическим структурным деформациям. Географическое положение изученного полигона дано в Приложении 1, а тектоническое районирование - в Приложении 2.

Глава 2. МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕРНОРУДСКОЙ

ГРАНУЛИТОВОЙ ЗОНЫ

Чернорудская зона сложена преимущественно двупироксеновыми гнейсами, кварцитами и мраморами, метаморфизованными в условиях гранулитовой фации. Изучение химического состава двупироксеновых гнейсов [Петрова, Левицкий, 1985; Макрыгина и др., 1992; авторские данные] показало, что они соответствуют толеитовым базальтам островных дуг. Оценки />-7'-условий метаморфизма составляют Р = 7,5-8,5 кбар, Т= 770-820 °С (по С.П. Кориковскому, Н.И. Волковой [Розен, Федоровский, 2001; Fedorovsky et al., 2005]). Спецификой тектонических процессов являлись синхронные с метаморфизмом интенсивные вязкопластичные сдвиговые деформации, которые в существенной мере контролировали магматизм как в условиях гранулитовой фации, так и на регрессивном этапе, отвечавшем амфиболитовой фации.

Магматические комплексы Чернорудской зоны представлены многочисленными телами базит-ультрабазитов, единичными телами гиперстеновых плагиогранитов и немногочисленными жилами биотитовых лейкогранитов.

Чернорудский габбро-пироксенитовый комплекс представлен большим количеством мелких и крупных тел габброидов и пироксенитов (> 150). Петротипическим является Чернорудский массив, расположенный в северо-восточной части Чернорудской зоны. Также автором изучены массивы Тонга в юго-западной и Улан-Харгана в центральной частях Чернорудской зоны.

Чернорудский петротипический массив расположен в северо-восточной части Чернорудской зоны и представляет собой линзообразное тело (пластину), размером 500x200 м, границы которого с вмещающими породами тектонические. Главный объем массива сложен среднезернистыми габбро и пироксенитами. Первичный парагенезис в габбро представлен плагиоклазом (Лабрадор) и клинопироксеном (салит-авгит с f— 18-20 %), в пироксенитах - клинопироксеном (салит-авгит с/= 20-22 %). Структура пород аллотриоморфнозернистая. Габбро и пироксениты характеризуются пониженной кремнекислотностью (Si02 = 40-46 мас.%), низкими содержаниями щелочей (K20+Na20 = 0,4—1,4 мас.%) и соответствуют породам толеитовой серии. В редкоэлементном составе отмечаются высокие содержания Sr (300-400 г/т) и Zr (до 100 г/т), низкие концентрации РЗЭ (2 РЗЭ = = 30-35 г/т), Сг (25-30 г/т), Со (25-40 г/т), Ni (15-50 г/т) и Nb (1-1,3 г/т). Гранатовые пироксениты проявлены в центральной части Чернорудского массива. Структура этих пород характеризуются присутствием крупных, до 4 см, пойкилитовых кристаллов граната. Клинопироксен представлен фассаитом (f = 25 %), плагиоклаз - анортитом, гранат содержит до 40 % пиропового и до 20 % гроссулярового миналов, что указывает На высокие Р-Г-условия кристаллизации пород. Оценки, проведенные A.C. Мехоно-шиным, показали значения Р = 12 кбар, Т= 800 °С. Вещественный состав гранатовых пироксенитов относительно габбро и пироксенитов характеризуется пониженной кремнекислотностью (SiO, = 38-42 мас.%) и щелочностью (K20+Na20 = 0,4-0,8 мас.%), обеднен Sr (80-100 г/т), Ва (до 20 г/т) и редкоземельными элементами (X РЗЭ = 15-20 г/т), обогащен Сг (до 100 г/т) и Со (до 50 г/т). Однако характер распределения РЭ и РЗЭ в гранатовых пироксенитах и габбро-пироксенитах на мультиэлементных диаграммах идентичен, что свидетельствует, вероятнее всего, о едином мантийном источнике.

Массив Тонтпа расположен в юго-восточной части Чернорудской зоны и представляет собой три тектонические пластины общим размером 100x1000 м. Они сложены преимущественно меланократовыми габбро с подчиненным количеством пироксенитов и гранатовых пироксенитов. По своим петрографическим и петрогеохимическим характеристикам породы массива Тонта идентичны породам Чернорудского массива.

Массив Улан-Харгана, расположенный в центральной части Чернорудской зоны, имеет полихронное строение и состоит из двух тектонически совмещенных тел - юго-восточного и северо-западного

(Приложение 2). В этой главе рассмотрено юго-восточное тело, которое представляет собой тектоническую пластину размерами 350x1300 м. Она сложена породами дифференцированной анортозит-габбровой серии, которые по петрографическим и петрогеохимическим характеристикам идентичны габбро-пироксенитам Чернорудского массива и массива Тон-та, что позволяет включить их в состав чернорудского комплекса. Гранатовые пироксениты здесь не обнаружены.

По результатам проведенных петрогеохимических исследований установлено, что породы чернорудского габбро-пироксенитового комплекса по составу отвечают островодужно-толеитовой серии пород, что свидетельствует о "надсубдукционном" источнике мантийных магм. Общность состава и пространственная сопряженность габброидов и пиро-ксенитов чернорудского комплекса с двупироксеновыми гнейсами, позволяет рассматривать их в качестве составных частей единой магматической серии, сформированной в островодужной геодинамической обстановке. При этом гранатовые пироксениты, кристаллизация которых происходила при Р = 12 кбар, являются наиболее глубинными членами этой серии, а безгранатовые габбро и пироксениты, скорее всего, являются результатом кристаллизации в промежуточных магматических камерах при меньших давлениях.

Сапшиланский комплекс гиперстеновых плагиогранитов выделен из состава "шаранурских" синметаморфических гранитов Ольхонского региона. В его состав включены маломощные (0,3-0,5 м) жилы, секущие метаморфические породы и габбро-пироксенитовые массивы чернорудского комплекса. Наиболее крупным изученным телом (0,5x1 км) является Сапшиланский петротипический массив. Это пластоообразное тело мощностью в первые десятки метров. Отсутствие признаков ороговикования в метаморфитах и закалочных фаций в плагиогранитах, а также присутствие в них гиперстена свидетельствует об их становлении в условиях гранулитовой фации метаморфизма. В пределах массива можно наблюдать ксеноблоки базитов чернорудского комплекса. В свою очередь гиперстеновые плагиограниты прорваны маломощными (20-50 см) жилами гранат-биотитовых лейкогранитов более молодого шаранурского комплекса (475-465 млн. лет).

Плагиограниты представляют собой лейкократовые породы, главными минералами которых являются кварц и андезин, в незначительном количестве присутствует калиевый полевой шпат. Темноцветный минерал представлен гиперстеном (1-2 объем.%), слагающим единичные иди-оморфные крупные зерна, в значительной степени резорбированные и замещенные куммингтонитом. Характерной особенностью химического состава является низкое содержание редких и редкоземельных элементов (Е РЗЭ = 10-20 г/т, Ъх = 10-30 г/т, ЯЬ = 2-3 г/т), за исключением Бг (400500 г/т) и Ва (100-300 г/т). Такой состав плагиогранитов позволяет предположить, что исходным субстратом для них могли быть вмещающие двупироксеновые гнейсы метабазитового состава Чернорудской зоны. Это было подтверждено в ходе численного моделирования поведения РЭ и РЗЭ при частичном плавлении. Установлено, что состав плагиограни-

тов по содержаниям К, ЯЬ, 7л> У и легких лантаноидов близок к составам модельных выплавок (для степеней плавления в 30 %), однако истощен тяжелыми лантаноидами, что может быть объяснено фракционированием исходной магмы с отсадкой ликвидусного гиперстена в процессе кристаллизации. Небольшое распространение гиперстеновых плагиогранитов в Чернорудской зоне позволяет предположить локальное плавление в отдельных зонах декомпрессии, которые неизбежно должны возникать при реализации сдвиговых деформаций.

Определение возраста гиперстеновых плагиогранитов было проведено по цирконам на ионном микрозонде БНШМР-Н в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского (Санкт-Петербург). Полученное значение и-РЬ конкордантного возраста составляет 496±3 млн. лет. Эта оценка совпадает с возрастом гранулитового метаморфизма Чернорудской зоны (500-495 млн. лет [Летников и др., 1990; Бибикова и др., 1990; Гладкочуб, 2004]).

Уланхаргинский сиенит-габбровый комплекс охарактеризован на примере северо-западного тела в составе полихронного массива Улан-Харгана. Оно имеет форму овала размером 250x800 м (см. Приложение 2) с четко выраженными в рельефе границами в виде скальной гряды шириной 3-5 м, сложенной мелкозернистыми габбро, которые можно идентифицировать как зону закалки массива. Главный объем тела сложен слабодифференцированными по минеральному составу роговообманко-выми габбро. Мелкозернистые породы зоны закалки имеют габброофи-товую структуру и магматический парагенезис Лабрадора (# Ап = 65-71), клинопироксена диопсид-фассаитового состава (/" = 17-22 %) и роговой обманки с низкими содержаниями ТЮ2 (1-1,5 мае. %) и К-О (0,2-0,3 мас.%), соответствующей паргаситу или эдениту (# М^ = 71-80%). Центральные части тела сложены среднезернистыми роговообманковыми габбро с тем же минеральным парагенезисом. От краевых частей тела к центру увеличивается степень постмагматических изменений в габбро. В центре тела проявлены крупно- и гигантозернистые скаполит-роговообманковые породы, являющиеся результатом наложенного метаморфизма и(или) автометасоматоза. Роговая обманка представлена ферропаргаситом с # = 27-32 %, повышенным содержанием ТЮ2 (до 3 мас.%) и К20 (до 1,7 мас.%). Сохранившиеся реликтовые зерна клинопироксена имеют салит-авгитовый состав (/" = 50-60 %), плагиоклаз - андезиновый (#Ап= = 35-37). Эти данные свидетельствуют о значительной флюидной переработке габброидов центральной части тела. Краевые части оказались не подвержены постмагматическим изменениям, и их петрогеохимичес-кий состав наиболее корректно отвечает составу первичной базитовой магмы.

Габбро уланхаргинской ассоциации характеризуются повышенными содержаниями щелочей (К20+Иа20 = 2-3 мас.%) и глинозема (А12Оэ = 16-18 мас.%), что существенно отличает их от габбро и пироксени-тов чернорудского комплекса (Приложение 3). Однако их редкоэлементный состав идентичен с габбро и пироксенитами чернорудского комплекса, и они также соответствует толеитовым базальтам островных дуг.

В центральной части северо-западного штока массива Улан-Харгана расположено дайкообразное тело сиенитов размерами 30x100 м. Они сложены олигоклазом (70 объем.%) и калиевым полевым шпатом (30 объем.%), темноцветные минералы фактически отсутствуют. Их петрохимический состав характеризуется кремнекислотносгью в 62-63 мас.% Si02, высокой щелочностью (Na20 = 8-9 мас.%, ICO = 4,5-4,7 мас.%) и присутствием нормативного нефелина (до 10 %). Содержание мафических компонентов низкое (Fe203* + MnO + MgO + СаО = 2-3 мас.%). Попытки вычислить модельный состав остаточного расплава при фракционной кристаллизации габброидной магмы с осаждением клинопироксена, проведенные с использованием программного пакета COMAGMAT [Ariskin, Barmina, 2004], не позволяют считать сиенитовые расплавы "прямыми" фракционатами. Результаты моделирования свидетельствуют о пределе насыщения Si02 лишь до 49-50 мас.% (для степени фракционирования 40 %) и щелочами до 5,5 мас.% Na20 и 0,5 мас.% К20 (для степени фракционирования 58 %), что не согласуется с наблюдаемым составом нефелиннормативных щелочных сиенитов. По-видимому, сиениты имеют самостоятельные родоначальные расплавы, которые могли бьггь образованы из исходной базитовой магмы в ходе флюидно-магматического взаимодействия на глубинных уровнях земной коры [Летников и др., 1996; 1997].

Определение возраста было проведено U-Pb изотопным методом (SHRIMP-II) по цирконам из нефелиннормативных щелочных сиенитов (485±1,5 млн. лет). Учитывая пространственную связь сиенитов и габбро можно оценить возраст формирования уланхаргинского комплекса в 485±1,5 млн. лет.

Гранат-биотитовые гранит-лейкогрсшиты шаранурского комплекса в пределах Чернорудской зоны проявлены в виде маломощных (до 50 см) жил. В этой зоне они являются наиболее молодыми магматическими образованиями и повсеместно прорывают габбро-пироксениты черно-рудского комплекса, гиперстеновые плагиограниты сапшиланского комплекса и габброиды уланхаргинского комплекса. По петрографическим и петрогеохимическим характеристикам они полностью отвечают гра-ннт-лейкогранитам шаранурского комплекса, развитым в амфиболито-вой зоне Анга-Сатюрты (см. Приложения 3 и 4). Проведенное U-Pb изотопное датирование (SHRIMP-II) позволило установить возраст этих гранитов в 470-465 млн. лет, что согласуется с возрастом гранитов шаранурского комплекса в амфиболитовой зоне Анга-Сатюрты (465±5 млн. лет, U-Pb датирование [Бибикова и др., 1990], 475-465 млн. лет, U-Pb датирование [Юдин и др., 2005]) и с возрастом метаморфизма амфиболитовой фации (471 ±6,5 млн. лет, '"АгРАг датирование [Юдин и др., 2005]).

Глава 3. МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ АМФИБОЛИТОВОЙ

ЗОНЫ АНГА-САТЮРТЫ

Зона Анга-Сатюрты сложена преимущественно биотитовыми и гранат-биотитовыми плагиогнейсами с подчиненным количеством мраморов, силикатно-карбонатных гнейсов, амфиболитов и кварцитов. Био-титовые и гранат-биотитовые плагиогнейсы по составу соответствуют

глиноземистым метапелитам и близки к средним составам терригенных метапелитовых пород континентальной коры. Оценки Р-Г-условий метаморфизма составляют Р - 6,0-6,5 кбар, Т= 670-730 °С [Редоптку е1. а1., 2005]. По результатам Бш-Йё изотопных исследований, проведенным по гранитогнейсам и гранитам зоны Анга-Сатюрты, модельный возраст Т™ = 2,2-3,3 млрд. лет [Мишина и др., 2005], что свидетельствует о ар-хей-раннепротерозойском возрасте их протолита.

Шидинский гипербазитовый комплекс представлен многочисленными линзообразными телами и будинами, которые пространственно совмещены с крупными бластомилонитовыми швами, маркирующими главные сдвиговые зоны региона. Были изучены два проявления гипер-базитов - хорошо обнаженные тела небольшого размера (до 10 м) на полуострове Шида в северной части Приольхонья и наиболее крупный (300x500 м) гипербазитовый массив Тог в центральной части зоны Анга-Сатюрты.

Гипербазиты изученных массивов однотипны по петрографическим характеристикам и представлены дунитами и гарцбургитами. Дуни-ты нацело сложены оливином, акцессорным минералом является бурая хромистая шпинель. Гарцбургиты содержат до 50 % ортопироксена, также присутствует плагиоклаз (единичные зерна) и акцессорная хромшпи-нель. Оливин по составу соответствует форстериту с железистостью 7,1-8,4 % (в дунитах) и 8,9-9,2 % (в гарцбургитах), ортопироксен отвечает энстатиту (/■ = 8,6-9,2 %), хромшпинель содержит до 50 % Сг203 и характеризуется высокой железистостью (80-83 %). Главными петрогенными компонентами гипербазитов являются БЮ, (38-43 мае. %), М§0 (40-47 мас.%), БеО (9-15 мас.%) (см. Приложение 4). Гипербазиты характеризуются высокими содержаниями Сг (до 4600 г/т) и N1 (до 2500 г/т), низкими концентрациями редкоземельных элементов (Е РЗЭ = 1-3 г/т). По химическому составу изученные породы соответствуют высокомагнезиальным альпинотипным гипербазитам [Грудинин, 1979; Гру-динин, Меныиагин, 1983; 1987; Мехоношин, Колотилина, 2001]. Это позволяет рассматривать их как реликты коры океанического типа, существовавшей, вероятно, между Сибирским континентом и Ольхонским террейном до начала коллизионных процессов.

Синметаморфические грсишт-лейкограниты шаранурского комплекса были сформированы при реализации купольного и сдвигового текто-генеза в условиях метаморфизма амфиболитовой фации [Розен, Федоровский, 2001; Владимиров и др., 2004]. Их характерной особенностью является необычайно большое петрогеохимическое разнообразие, на что впервые обратили внимание В.А. Макрыгина и З.И. Петрова [1996]. Проведенные при подготовке диссертации исследования позволили установить четкую закономерность между составом и тектонической позицией гранитов шаранурского комплекса.

По тектонической позиции они могут быть разделены на два главных типа: 1) автохтонные и параавтохтонные жилы, участвующие в строении гранитогнейсовых куполов, формирование которых связано с

реализацией купольного тектогенеза, и 2) аллохтонные жилы, формирование которых сопровождало сдвиговый тектогенез [Федоровский, 1997; Розен, Федоровский, 2001; Владимиров и др., 2004].

Мигматиты, гранитогпейсы, автохтонные и параавтохтонные граниты, связанные с купольным тектогенезом. Ремобилизация плагиогней-сов в ядрах куполов повсеместно сопровождалась формированием тонкополосчатых мигматитов и гранитогнейсов. Мощность лейкосом варьирует от 1-2 мм до 2-5 см, минеральный состав изофациален меланосо-ме, за исключением повышенных содержаний кварца (до 40 объем. %). В ряду "плагиогнейсы - тонкополосчатые мигматиты - гранитогнейсы" происходит закономерное возрастание кремнекислотности (Si02 = 64-6976 мас.%) при сохранении KjO/NajO отношения (0,5-0,65). Концентрации РЭ и РЗЭ в лейкосомах близки к исходным плагиогнейсам, Ей минимум отсутствует, что свидетельствует в пользу метаморфической дифференциации. Однако в гранитах автохтонных жил отмечается повышение содержаний легких РЗЭ при понижении концентраций Yb и Lu и углублением Ей минимума ([Eu/Eu*]^ = 0,8-0,9), что могло быть обусловлено частичным плавлением исходного субстрата. Это предположение подтверждается при изучении гранитов параавтохтонных жил, которые маркируют структуры куполов и дешифрируются на крупномасштабных (1:5 000) аэрофотоснимках. Их мощность (0,5-1,5 м) и протяженность (10-50 м) возрастают в сравнении с лейкосомными прожилками в мигматитах. По отношению к тонкополосчатым мигматитам и гранитогнейсам они имеют субконформный характер, в ряде обнажений зафиксированы интрузивные взаимоотношения. Состав гранитов параавтохтонных жил оказался близок к эвтектоидному (SiOz = 75-76 мас.%, Kp/Na.,0 = 1,8-2,5, Е РЗЭ = 160250 г/т, [Eu/Eu*] = 0,5-0,6). Результаты численного моделирования поведения РЭ и РЗЭ для системы "гнейс-синметаморфические граниты в ядрах куполов" с учетом средневзвешенного состава плагиогнейсов подтвердили, что эти граниты представляют собой анатектические выплавки из метапелитового субстрата для степени плавления 30-50 %.

Аллохтонные синметаморфические стресс-граниты условно разделены на две группы в зависимости от структурной позиции [Владимиров и др., 2004]. К первой группе относятся синсдвиговые ("strike slip") гранитные жилы и дайки, расположенные непосредственно в плоскостях вязких срывов, а также оперяющие жилы и дайки, внедрение которых контролировалось трещинами, ориентированными под углом 20-40° к плоскостям сдвигов. Ко второй группе отнесены "duplex''-граниты, которые формируют пластообразные залежи, локализованные вместе с мраморным меланжем в виде структур пальмового дерева. Образование этих структур обусловлено обстановкой транспрессии, возникшей при реализации сдвиговых деформаций [Hutton, Reavy, 1992; Докукина, 2005].

По вещественному составу обе разновидности ("strike-slip" и "duplex''-граниты) относятся к лейкократовым породам с содержанием Si02 = 74-76 мае. % (Приложение 4). Содержание кварца предельно для магматических пород кремнекислого состава (40-45 объем. %), однако содержания олигоклаза и калишпата резко варьируют - встречаются

кварц-калишапатовые и кварц-олигоклазовые разности. При этом петрографический облик пород остается чрезвычайно сходным: структуры варьируют от аллотриоморфных до гипидиоморфных, порфировидные разности редки; преобладают пегматоидные разновидности, обычно имеющие графические взаимоотношения кварца и полевых шпатов. Ред-коэлементный состав синсдвиговых гранитов (см. Приложение 4) невозможно объяснить, результатами моделирования частичного плавления в закрытых условиях (порционное плавление). Так, например, в "strike slip"-гранитах отмечается резкое (на порядок) снижение 2 РЗЭ до 70-20 г/т, а в "ёир1ех"-гранитах концентрации редких земель падают еще на один порядок (7-6 г/т). В "strike slip''-гранитах наблюдается повышение концентраций Yb и Lu относительно исходных плагиогнейсов, а в "ёир1ех"-гранитах они падают до предельных значений в магматических породах. Наиболее необычно ведет себя европий, который в одних образцах имеет резкий минимум ([Eu/Eu*]^ = 0,1-0,2), а в других - максимум ([Eu/Eu*]^ = 1,9-2,9), при этом отрицательные и положительные европиевые аномалии устанавливаются как в "strike slip"-, так и в "duplex''-гранитах.

Петрогеохимические особенности гранитов шаранурского комплекса можно объяснить, основываясь на результатах экспериментальных термодинамических расчетов редкометалльных рудно-магматических систем [Колонии и др., 2003], согласно которым редкие и редкоземельные элементы обнаруживают высокую способность переходить во флюидную фазу, причем переход европия наиболее интенсивен из-за слабой устойчивости его комплексных соединений. Учитывая эти данные, можно предположить, что сформированные в результате равновесного плавления плагиогнейсов синметаморфические граниты претерпели дифференциацию во время становления и кристаллизации в открытой системе, что привело к выносу флюидом РЭ и РЗЭ и истощению расплава этими элементами. Главным фактором, влияющим на подвижность К20, флюидной фазы и связанных с ней редких и редкоземельных элементов, очевидно, является сочетание локальных зон положительных и отрицательных барических аномалий, возникающих при вязкопластичном сдвиговом течении в реологически пестрых толщах [Тен, 1993]. Описанная система "плагиогнейсовый субстрат - синметаморфические граниты, связанные с купольным тектогене-зом - синсдвиговые стресс-граниты", является модельной для изучения и диагностики глубинных петрологических процессов, протекающих в коллизионных системах с резко выраженной сдвиговой компонентой.

Определение возраста стресс-гранитов шаранурского комплекса было проведено U-Pb изотопным методом по единичным зернам цирконов (SHRIMP-II). Полученная дата в 474±2 млн. лет согласуется с результатами других геохронологических исследований гранитов и метаморфитов в разных участках амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты (465±5 млн. лет, U-Pb датирование [Бибикова, и др., 1990]; 473 млн. лет, U-Pb датирование [Е.В. Скляров, А.Б.Котов, устное сообщение]; 471 ±6,5 млн. лет, ""АгЯ'Аг датирование [Юдин и др., 2005]). Близкие значения возраста имеют синсдвиговые граниты шаранурского комплекса, проявленные в Чернорудской зоне (470±2 и 460±2 млн. лет, U-Pb датирование [Yudin et. al., 2005]).

Синметаморфические дайки диабазов обнаружены в нескольких пунктах зоны Анга-Сатюрты. Они проявлены как в поле развития гранитог-нейсовых куполов, так и в телах отдельных сдвиговых пластин. Изучение их тектонической позиции и взаимоотношений с вмещающими породами проведено Е.В. Скляровым с соавторами [2001]. Эти исследования показали, что внедрение диабазов происходило синхронно с метаморфизмом амфиболитовой фации, на регрессивном его этапе. Обнаруженные диабазовые дайки являются наиболее поздними магматическими образованиями в рассматриваемом регионе (461 млн. лет, и-РЬ изотопное датирование, [Котов и др., 2004]). Проявление мантийного магматизма в глубинных частях коры является отражением начавшегося коллапса коллизионной системы в режиме растяжения [Скляров и др., 2001]. Состав диабазов из синметаморфических даек близок к составу габброидов чернорудского и уланхаргинского комплексов и отвечает островодужным толеитам.

Глава 4. ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ

КОЛЛИЗИОННОГО ТЕКТОГЕНЕЗА НА ГЛУБИННЫХ УРОВНЫХ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Согласно существующим на сегодняшний день представлениям, в развитии коллизионных орогенов намечаются три главные стадии - ран-неорогенная, позднеорогенная и постороегнная, для каждой из которых характерны специфические проявления мантийного и корового магматизма [Хаин, Лобковский, 1990; Хаин и др., 1996; Владимиров и др., 2003]. В этой главе обоснована корреляция магматических комплексов Черно-рудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты (см. таблицу), которая позволяет предложить следующий геодинамический сценарий взаимодействия Сибирской континентальной плиты с аккреционно-коллизионными комплексами в раннем палеозое, что привело к формированию коллизионной системы Западного Прибайкалья (на примере глубокоэродированных срезов Ольхонского региона).

Проведенное изучение пород чернорудского габбро-пироксенито-вого комплекса и двупироксеновых гнейсов Чернорудской зоны указывает на их островодужную природу. Это позволяет рассматривать Чернорудскую зону как сохранившийся фрагмент островной дуги, при-члененной к Сибирскому континенту на ранних стадиях эволюции коллизионной системы. Таким образом, в начале раннего палеозоя (>500 млн. лет назад) у восточной окраины Сибирской континентальной плиты (в современных координатах) существовали два самостоятельных блока: 1) Чернорудская островная дуга, сложенная породами толеито-вой серии с островодужными базальтами в верхней части разреза и ко-магматичными им интрузивными габброидами и пироксенитами чернорудского комплекса; 2) Ольхонский террейн с корой континентального типа, имеющей докембрийский возраст.

На рубеже 500-495 млн. лет произошло сближение Ольхонского террейна с Сибирским континентом. Этот этап фиксирует начало коллизионного тектогенеза (раннеорогеппую стадию). Чернорудская островная

Таблица

Корреляция магматических комплексов Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты

(Ольхонский регион, Западное Прибайкалье)

Стадии раннекаледонского тектогенеза Возраст, млн. лет Метаморфизм Чернорудская зона Зона Анга-Сатюрты

Посторогенная -460 >я Пока не найдены Синметаморфические минглинг-дайки

Я о н _ Шаранурский комплекс синметаморфических Bt±Ms±Grt гранитов

Позднеорогенная 475-465 фиболи фации Граниты "duplex"- и "strike slip"-типов Граниты "duplex"- и "strike slip"-типов

2 < Не известны Мигматиты, автохтонные и параавтохтонные граниты в составе гранитогнейсовых куполов

Раннеорогенная 500-485 Гранулит» вой фации Уланхаргинский комплекс габброидов и щелочных сиенитов Не известны

Сапшиланский комплекс синметаморфических гиперстеновых плагиогранитов

Островодужная £500 отолиты и реликтовые комплексы Двупироксеновые гнейсы вулканиты островодужно-толеитовой серии, метаморфизованные в условиях гранулитовой фации. Габброиды и пироксениты черно-рудского комплекса - тектонизиро-ванные фрагменты магматических камер — 8 кбар). Гранатовые пироксениты - тектони-зированные фрагменты магматических камер (Р= 12 кбар). Альпинотипные гипербазиты шидинского комплекса - реликты коры океанического типа, метаморфизованные в условиях амфиболитовой фации

» 500 о. С Не известны Гранитогнейсы и параамфи-болиты архей-раннепротерозой-ского возраста (модельный Sm-Nd возраст равен 2,2-3,6 млрд. лет)

дуга при этом оказалась причлеиеиа к краю континента, в ходе продолжающегося сближения континента и террейна вулканогенные толеиты верхних частей островодужного разреза были погружены на значительные глубины, что привело к их метаморфизму в условиях гранулитовой фации. Магматические камеры габброидов и пироксенитов чернорудс-кого комплекса в то же время были фрагментированы и превращены в тектонические пластины. В локальных участках произошло частичное плавление метаморфизованных вулканитов (двупироксеновых гнейсов), что привело к образованию гиперстеновых плагиогранитов сапшиланс-кого комплекса (496±3 млн. лет). В конце раннеорогенной стадии (485±1,5 млн. лет) в глубинных частях коллизионной системы фиксируется внедрение габбро-сиенитовых расплавов уланхаргинского комплекса. Их появление может быть объяснено с помощью модели отрыва субдуцируемой океанической литосферы (слэба) [Davies, Blanckenburg, 1995; Хаин и др., 1996; Тычков, Владимиров, 1997], согласно которой при этом возникает "зияние", куда поступает горячее вещество астеносферы, вызывая подъем геоизотерм и плавление вещества мантийного клина. Состав образованных при этом базитовых расплавов, во-первых, будет наследовать состав островодужных магм, а во-вторых, влияние астеносферы приведет к обогащению их некогерентными элементами (К, Rb) и флюидными компонентами. Состав габброидов и сиенитов уланхаргинского комплекса отвечает этим условиям, что позволяет рассматривать их как результат термального возмущения в верхней мантии, вызванного отрывом сегмента субдуцированной океанической литосферы в зоне коллизии, которое произошло на рубеже 485 млн. лет.

Позднеорогенная стадия тектогенеза отвечает максимальному сближению Ольхонского террейна с Сибирским континентом. Тектонические покровы при этом перекрыли значительную часть террейна (зона Анга-Сатюрты), и при ремобилизации в континентальной коры начался рост гранитогнейсовых куполов [Федоровский, 1997; Розен, Федоровский, 2001]. Судя по имеющимся геохронологическим оценкам, это происходило 475-465 млн. лет назад. Позднеорогенная стадия завершилась сино-рогеническим коллапсом горноскладчатого сооружения [Fedorovsky et. al., 2005]. При этом возникали многочисленные разрывы сплошности коры, что привело к общей декомпрессии и формированию синсдвиго-вых жил стресс-гранитов "strike slip"- и "duplex"- типов [Владимиров и ДР., 2004].

Дальнейшее развитие коллапса орогенного сооружения (переход к посторогенной стадии) вызвало декомпрессию и плавление в подстилающей мантии, что привело к формированию базитовых расплавов, внедрившихся ~ 460 млн. лет назад в глубинные части коры на регрессивной стадии метаморфизма амфиболитовой фации [Скляров и др., 2001].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Комплексные геокартографические, минералого-петрографические, петролого-геохимические и геохронологические исследования магматических комплексов, проявленных в пределах Чернорудской гранулито-

вой зоны h амфиболнтовой зоны Анга-Сатюрты Ольхонского региона позволили установить этапы, масштабы и тектонические обстановки проявления мантийного и корового магматизма в глубинных уровнях коллизионной системы Западного Прибайкалья. На основании проведенной работы можно утверждать, что изученные магматические комплексы отражают динамику мантийно-корового взаимодействия на различных стадиях коллизионного тектогенеза. Их характерные диагностические признаки позволили уточнить геодинамический сценарий коллизионного столкновения Сибирской континентальной плиты с Ольхонским тер-рейном. Ольхонский регион представляет собой глубокоэродированный фрагмент раннекаледонской коллизионной системы Западного Прибайкалья и является одним из ключевых полигонов Центрально-Азиатского складчатого пояса, вследствие чего результаты проведенных автором исследований магматических комплексов могут быть использованы для расшифровки геодинамической истории развития фанерозойских глубокоэродированных фрагментов Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Основные публикации по теме диссертации:

Путеводители

1. Fedorovsky V.S., Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Khromykh S.V., Mazukabzov A.M.,

Mekhonoshin A.S., Sklyarov E.V., Sukhorukov V.P., Vladimirov A.G., Volkova N.I., Yudin D.S. The Ol'khon collision system (Baikal region) // Structural and Tectonic Correlation across the Central Asia Orogenic Collage: North-Eastern Segment: Guidebook and abstract volume of the Siberian Workshop IGCP-480. Irkutsk, 2005.P. 5-76. Статьи в рецензируемых журналах

2. Владимиров А.Г., Крук H.H., Руднев С.Н., Хромых C.B. Геодинамика и грани-

тоидный магматизм коллизионных орогенов // Геология и геофизика, 2003. Т. 44, № 12. С. 1321-1338.

3. Владимиров А.Г., Федоровский B.C., Хромых C.B., Докукина К.А. Синсдвиго-

вые стресс-граниты глубинных уровней коллизионной системы ранних кале-донид Западного Прибайкалья. // Докл. РАН. 2004. Т. 397, № 5. С. 643-649.

4. Юдин Д.С., Хромых C.B., Мехоношин A.C., Владимиров А.Г., Травин A.B., Колоти-

лина Т.Б., Волкова М.Г.40Ar/39Ar возраст и геохимические признаки синколлизи-онных габброидов и гранитов Западного Прибайкалья (на примере Бирхинского массива и его складчатого обрамления) // Докл. РАН. 2005. Т. 405, № 2. С. 251-255. Тезисы докладов на российских и международных конференциях

5. Хромых C.B. Синметаморфические базит-ультрабазитовые концентрически-зо-

нальные массивы в Чернорудской гранулитовой зоне (Западное Прибайкалье): структурная позиция, состав и геодинамическая интерпретация И Материалы Всерос. науч. конф. РФФИ. Иркутск, 2002. С. 454—456.

6. Хромых C.B. Базит-ультрабазитовые интрузии в Чернорудской зоне (Ольхонс-

кий регион, Западное Прибайкалье): внутреннее строение, состав и геодинамическая интерпретация // Материалы XXXVI Тектонического совещ. М.: ГЕОС, 2003. Т. 2. С. 279-282.

7. Федоровский B.C., Хромых C.B., Сухоруков В.П., Куйбида М.Л., Владимиров

А.Г., Скляров Е.В., Докукина К.А., Чамов С.Н. Метаморфический минглинг (новый тип минглинг-структур) // Материалы XXXVI Тектонического совещ. М.: ГЕОС, 2003. Т. 2. С. 255-259.

8. Хромых C.B. Петрологические индикаторы глубинных уровней коллизионно-

сдвиговых систем (на примере Приольхонья, Западное Прибайкалье) // Мате-

риалы XX Всерос. молод, науч. конф. "Строение литосферы и геодинамика". Иркутск, 2003. С. 191-193.

9. Хромых C.B., Сергеев С.А., Матуков Д.И., Владимиров А.Г., Мехоношин A.C.,

Федоровский В.С, Волкова Н.И., Руднев С.Н., Хлестов В.В., Юдин Д.С. U-Pb возраст (SHRIMP-II) гиперстеновых плагиогранитов Чернорудской гранули-товой зоны (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: Материалы науч. совещ. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2004. Т. 2. С. 141-145.

10. Владимиров А.Г., Хромых C.B., Федоровский B.C., Хлестов В.В., Волкова Н.И., Владимиров В.Г., Травин A.B., Юдин Д.С., Сергеев С.А., Матуков Д. А. Стресс-граниты и их значение для оценки длительности и интенсивности тектономета-морфических событий при коллизионном орогенезе // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: Материалы науч. совещ. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2004. Т. 2. С. 67-72.

11. Мехоношин A.C., Владимиров А.Г., Федоровский B.C., Волкова Н.И., Травин A.B., Колотилина Т.Е., Хромых C.B., Юдин Д.С. Базит-ультрабазитовый магматизм Ольхонской коллизионной системы Западного Прибайкалья: состав, *°АтР9Ат возраст, структурная позиция // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: Материалы науч. совещ. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2004. Т. 2. С. 40-43.

12. Юдин Д.С., Хромых C.B., Колотилина Т.Б., Волкова М.Г., Казанцева Д.А.. Первые результаты "°Аг/39Аг датирования габброидов Бирхинского массива и "законсервированных" в них гранитных жил (Западное Прибайкалье) // ГГео-динамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: Материалы науч. совещ. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2004. Т. 2. С. 168-171.

13. Хромых C.B., Юдин Д.С., Владимиров А.Г., Травин A.B. Первые данные о возрасте синсдвиговых гранитов Ольхонской коллизионной системы Западного Прибайкалья // Строение литосферы и геодинамика: Материалы XXI Всерос. молод, конф. Иркутск, 2005. С. 194—195.

14. Yudin D.S., Khromykh S.V., Vladimirov A.G., Travin A.V., Mekhonoshin A.S., Volkova N.I. Multisystem (U-Pb, Ar-Ar) and multimineral isotope dating of metamorphic and magmatic rocks of Olkhon region, western Prebaikalia, Russia: first results and geodynamic interpretation // Structural and Tectonic Correlation Across the Central Asia Orogenic Collage, North-Eastern Segment: Guidebook and abstract volume of the Siberian Workshop IGCP-480. Irkutsk, 2005. P. 287-290.

15. Хромых C.B., Владимиров А.Г., Мехоношин A.C., Федоровский B.C., Волкова H.И. Петрология и геохронология магматических пород Чернорудской гра-нулитовой зоны (Западное Прибайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: Материалы науч. совещ. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2004. Т. 2. С. 131-134.

16. Мехоношин A.C., Колотилина Т.Б., Орсоев Д.А., Владимиров А.Г., Травин A.B., Хромых C.B., Юдин Д.С. Индикаторная роль базит-ультрабазитовых комплексов в интерпретации геодинамической природы тектонических блоков южного обрамления Сибирского кратона //Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: Материалы науч. совещ. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2004. Т. 2. С. 49-52.

17. Юдин Д.С., Хромых C.B., Владимиров А.Г., Травин A.B., Мехоношин A.C., Волкова Н.И., Сергеев С. А., Лепехина E.H. Изотопное датирование метаморфических и магматических пород Ольхонского региона Западного Прибайкалья, Россия: первые результаты и их геодинамическая интерпретация // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса: Материалы науч. совещ. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2004. Т. 2. С. 147-149.

Географическое положение Ольхонского региона, Западное Прибайкалье. Космический снимок южной части озера Байкал, полученный с использованием программы Google Earth {http://earth, google, com/)

Приложение 1

Приложение 2

Тектоническое районирование Ольхонского региона Западного Прибайкалья (А) и фрагменты крупномасштабных геологических карт, отражающих тектоническую позицию магматических пород в Чернорудской гранулитовой зоне (Б) и амфиболитовой зоне Анга-Сатюрты (В).

Геологическая карта полихроннош массива Улан-Харгана и его складчатого обрамления (Чернорудская гранулитовая зона):

1 - кайнозойские рыхлые отложения; 2-3 — метаморфические породы Чернорудской зоны: кварциты с прослоями двупироксеновых гнейсов (2), мраморы (3); 4 - габбро и пироксениты чернорудского комплекса; 5-7 -породы уланхаргинского комплекса: 5 - с/з роговообманковые габбро (а), м/з роговообманковые габбро эндоконтакговой фации (б), б - ареалы распространения к/з скаполит-роговообманковых метасоматитов по габбро, 7- сиениты; 8 - жилы биотитовых лейкогранитов шаранурского комплекса; 9 - бластомилониты зон вязких (синметаморфических) сдвигов; 10-разломы; 11 -надвиги |Тес1огоУ8ку е1. а1., 2005; Хромыхи др., 2005].

Геологическая карта участка Загалмай-Орсо (амфиболиговая зона Анга-Сатюрты):

1 - гнейсы, мигматиты, гранито-гнейсы, нерасчлененные; 2 - гранитогнейсы куполов; 3 - жилы сш[метаморфических стресс-гранитов; 4 - 12 - тектонически наслоенный «разрез»: 4 - амфиболшы; 5 - мраморы-1; 6 — амфиболиты, кварциты, прослои мраморов, линзы ультрабазитов и тальковых сланцев; 7 — габбро-амфиболиты; 8 -тонкоплитчатые амфиболиты, линзы мраморов; 9 — биотитовые, гранат-биотитовые микрогнейсы, бластомилониты; 10 - мраморы-2 [Розен, Федоровский, 2001; Владимиров, Федоровский, Хромых, Докукина, 2004].

Содержание петрогенных оксидов (мас.%), редких и редкоземельных элементов (г/т)

Приложение 3

Чернорудский массив Сапшиланский массив Массив Улан-Харгана (северо-западное тело) Дайки и жилы

Компонент Габбро Пнроксениты Гранатовые пироксениты 'иперстеновые плагиограниты Габбро Сиениты гранитов шаранурского типа

Оксиды Среднее (я »14) Среднее {п =12) Среднее (» = 18) Среднее (« = 3) Среднее (я = 18) Среднее (п = 2) Среднее (" = 5)

Si02 45,10 ±2,52 46,11 ±2,16 41,27 ±2,37 76,90 ±0,54 47,06 ±0,96 62,48 ±0,82 73,41 ±0,55

Т1О2 0,90 ±0,28 0,99 ±0,42 0,68 ±0,12 0,05 ±0,02 0,77 ±0,18 0,05 ± 0,01 0,04 ±0,02

AI2O3 14,46 ±3,24 10,97 ±2,13 16,55 ±2,40 13,99 ±0,41 17,16 ±0,71 20,23 ±0,08 14,34 ±0,52

FeA 9,46 ± 1,88 9,69 ±1,64 11,00 ±1,22 0,45 ±0,02 8,55 ± 1,27 0,54 ±0,05 0,65 ±0,30

МпО 0,14 ±0,04 0,16 ±0,01 0,19 ±0,07 0,03 ±0,01 0,14 ±0,02 0,03 ±0,01 0,03 ±0,01

MgO 8,51 ±2,08 12,78 ± 1,06 12,72 ± 1,30 0,24 ±0,13 10,09 ±1,52 0,65 ±0,07 0,32 ±0,19

CaO 19,01 ±2,33 15,77 ±2,25 15,06 ±1,78 3,46 ±0,13 12,97 ±0,84 2,30 ±0,17 1,18 ±0,76

Na20 0,67 ±0,28 1,04 ±0,21 0,62 ±0,14 3,71 ±0,25 2,29 ±0,36 8,16 ±0,91 3,02 ±0,62

K20 0,22 ±0,10 0,42 ±0,15 0,16 ±0,05 0,77 ±0,07 0,16 ±0,04 4,58 ±0,03 6,19 ± 2,27

P2O5 0,05 ±0,02 0,06 ±0,05 0,05 ±0,03 0,03 ±0,01 0,05 ±0,02 0,14 ±0,07 0,03 ±0,01

Редкие элементы Представительные анализы пород Среднее (« = 2) Среднее (« = 3) Среднее (« = 2) Среднее (« = 5)

Rb 1,0 2,0 1,0 2,5 ±0,6 1,4 ±0,7 17,0 ±5,0 139,2 ±129,2

Sr 430 330 100 463 ±55 460 ±84 2514 ±767 517 ± 309

Ba 60 68 20 199 ±87 63 ±35 3085 ±165 3202 ±2906

Zn - 61 62 22 ±2 58±7 - -

Cu 26 26 21 - 16±0 - -

Se - - 70 - 36 ±4 0,3 ±0,1 -

Cr 28 - 96 - 145 ±81 - -

Co 25 37 46 - 52 ±6 - -

Ni 7 73 31 - 46 ±2 - - -

V 215 357 370 - 270 ±9 - -

Y 12 19____ __ 16 2±2 16±4 5 ±0,1 6±6

Zr 100 35 23 23 ±14 44 ±8 38 ±19 33 ±15

Nb 1,30 1,10 0,28 0,10 ±0,01 0,86 ±0,10 0,42 ±0,01 1,53 ±0,26

La 4,50 2,10 0,99 5,76 ±1,84 2,38 ±0,27 7,55 ±2,95 7,54 ±11,37

Ce 10,5 6,80 3,25 7,58 ±3,24 7,07 ±0,79 12,05 ±5,95 7,22 ± 9,06

Pr 1,50 1,40 0,61 0,31 ±0,01 1,40 ±0,13 - 0,42 ± 0,01

Nd 6,80 7,70 3,72 2,72 ±1,72 6,55 ±1,14 5,40 ±3,20 2,12 ±2,04

Sm 2,00 3,00 1,64 0,51 ±0,40 2,22 ±0,3 8 1,15 ±0,75 0,47 ±0,49

Eu 0,67 1,00 0,56 0,50 ± 0,20 1,04 ±0,18 1,95 ±0,15 0,45 ±0,10

Gd 2,10 3,60 2,47 0,39 ±0,28 2,76 ±0,36 1,35 ±0,85 0,44 ±0,44

Tb 0,39 0,63 0,44 0,06 ±0,05 0,52 ±0,09 0,20 ±0,12 0,07 ±0,06

Dy 2,10 3,70 2,55 0,03 ±0,01 3,49 ± 0,05 - 0,31 ±0,01

Но 0,42 0,74 0,53 0,01 ±0,01 0,72 ±0,02 - 0,06 ±0,01

Er 1,20 2,00 1,45 0,03 ±0,01 1,93 ±0,(38 - 0,15 ±0,01

Tm 0,18 0,27 0,21 0,01 ±0,01 0,28 ± 0j31 - 0,03 ±0,01

Yb 1,20 1,70 1,32 0,18 ±0,13 . 1,59 ±0£б 0,35 ±0,15 0,13 ±0,07

Lu 0,19 0,23 0,19 0,03 ±0,02 0,22 ±0,Ш 0,05 ±0,03 0,02 ±0,01

Hf 1,80 0,84 0,19 0,55 ±0,47 1,37±0¡26 0,19 ± ОД 1 0,78 ± 0,70

Ta - - - 0,03 ±0,02 0,12 ±0,04 0,05 ±0,03 0,04 ±0,03

Th 0,53 0,09 0,45 0,37 ±0,25 0,36±0;07 0,30 ±0,20 0,61 ±0,95

U 0,85 0,11 0,05 0,03 ±0,01 0,12 ± 0,06 0,25 ± 0,05 0,30 ±0,16

SP33 33,8 34,9 19,9 17,9 29,6 30,1 18,7

(La/Yb)n 2,5 0,8 0,5 39,6 1,0 14,5 28,1

1 (Eu/Eu*)n 1,0 0,9 0,8 5,5 1,3 -------i.- 7,5 8,4

Примечание. Суммарное железо приведено в окисной форме. Прочерк - содержание элемента не определялось. В аналитической базе данных использованы авторские материалы, а также данные А.Г.Владимирова, Ю.А.Костицына, A.C.Мехоношина, Е.В.Хаина. Геокартографическая привязка образцов по: [Федоровский, 2004].

Содержание петрогенных оксидов (мас.%), редких и редкоземельных элементов (г/т) _в магматических комплексах амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты

Компонент Шидин£кие тел4 гипербазитов ШаранурскиЙ комплекс синметаморфических гранитов Синметамор-фические минглинг-дайки

Дунит(,1 и гарцбургиты Лейкосомы мигматитов и автохтонные жилы Параавтохтон-ные жилы в куполах Синсдвиговые жилы «strike slip» типа | Синсдвиговые тела «duplex» типа Диабазы

Оксиды Среднее Среднее (п =9) Среднее (п =10) Среднее (п =22) Среднее (п=3) Среднее (п=6)

SiOz 40,35 ±Ь.,08 75,98 ±1,93 75,95 ±1,22 74,62 ±1,07 74,71 ±0,11 48,08 ±1,56

TiOz 0,03 ± 0,02 0,10 ±0,06 0,19 ± 0,18 0,05 ±0,03 0,03 ± 0,00 0,80 ±0,07

AI2OJ 0,77 ± 0,49 14,24 ±1,32 13,08 ± 1,27 13,99 ±0,80 13,64 ±0,13 15,54 ±1,19

Fe2Oî 9,91 ±106 1,28 ±0,58 1,98 ± 1,29 0,79 ±0,34 0,44 ±0,04 9,85 ±0,81

MnO 0,15 ±0,03 0,03 ± 0,00 0,05 ±0,04 0,06 ±0,05 0,03 ±0,00 0,15 ±0,03

MgO 44,19 ±1,33 0,42 ±0,27 0,54 ±0,51 0,47 ±0,51 0,10 ±0,00 10,02 ±2,80

CaO 0,63 ±(1,81 1,11 ±0,46 1,32 ±0,63 1,23 ± 1,08 0,23 ±0,08 10,97 ±1,02

NazO 0,12 ± 0,09 3,11 ±0,91 3,33 ±0,99 3,33 ±0,94 1,89 ±0,21 1,99 ±0,38

K20 0,03 ±0,02 2,95 ±1,34 3,00 ±1,62 4,78 ±2,53 8,72 ±0,33 0,18 ±0,07

P2O5 0,02 ± (j,00 0,04 ±0,01 0,05 ±0,03 0,04 ±0,01 0,03 ±0,00 0,06 ±0,02

Редкие элементы Средне (п-3) Среднее (я =8) Среднее (и =6) Среднее 7 («=14) Среднее («=2) Среднее (п= 6)

Rb 40,4 ±46,7 54,6 ±26,7 138,6 ±72,5 336,5 ±44,5 4,5 ±2,6

Sr 41 ± 19 313 ±93 240 ±108 186 ±114 65 ±15 151 ± 88

Ba - 1424 ±598 559 ±232 1016 ±1167 82 ±0 168±51

Zn 38 ± 15 - - - -

Cu 58 ±28 - - - - -

Se 6±2 - - - - ~

Cr 4600 ±2740 - - - - 205 ±75

Co 138 ±¿5 - - - - 48 ±23

Ni 2150 ± ^27 - - - - 99 ±52

V 27 ±20 - - - ■ - 169 ±53

Y - 13 ±9 14 ±6 30 ±35 14±3 19±3

Zr 11 ±2 61 ±57 246 ±118 57 ±55 25 ±20 49 ± 8

Nb - 3,04 ±1,15 11,60 ±3,01 7,52 ±5,67 - 1,70 ±0,78

La 0,44 ± 0„43 14,04 ±7,82 55,70 ±11,98 18,55 ±16,46 1,63 ±0,11 3,46 ±1,25

Ce 0,74 ± 0* 68 22,73 ±9,90 83,00 ±21,42 30,39 ±27,95 2,73 ±0,43 7,91 ±3,03

Pr о,ю±о',ю 2,82 ±0,62 - 6,88 ±0,00 - 1,20 ±0,35

Nd 0,47 ± о',45 9,42 ± 3,59 34,60 ±11,59 13,60 ±14,02 1,28 ±0,31 6,60 ±1,95

Sm 0,12 ± о'13 1,91 ±0,63 7,15 ±2,92 3,04 ±3,61 0,29 ±0,09 2,09 ±0,36

Eu 0,04 ± 0 05 0,62 ±0,10 0,84 ±0,14 0,53 ±0,28 0,16 ±0,07 0,84 ±0,14

Gi 0,11 ±012 1,75 ±0,35 3,83 ±1,56 2,49 ±2,25 0,35 ±0,13 2,95 ±0,49

. Tb . . 0,02 ± 0,02 0,30 ±0,10 0,59 ±0,24 0,48 ±0,47 0,06 ±0,02 0,52 ±0,06

Dy 0,11 ±0,12 2,63 ±0,89 - 0,61 ±0,00 - 3,28 ±0,45

Ho 0,03 ±0,02 0,61 ±0,26 - 0ДЗ ± 0,00 - 0,70 ±0,10

Et 0,07 ±0,07 1,95 ±0,93 - 0,34 ±0,00 - 2,01 ±0,36

Tm 0,02 ±0,01 0,34 ±0,17 - 0,07 ±0,00 - 0,29 ±0,03

Yb 0,10 ±0,10 1,40 ±1,21 1,28 ±0,62 2,90 ±3,72 0,16 ±0,06 1,89 ±0,40

Lu 0,02 ±0,01 0,21 ±0,19 0,18 ±0,09 0,48 ±0,63 0,02 ±0,01 0,30 ± 0,06

Hf - 2,46 ±1,48 6,68 ±4,54 2,47 ± 1,92 0,63 ±0,38 0,92 ±0,35

Ta - 0,20 ±0,17 0,35 ±0,19 0,62 ±0,95 0,25 ±0,15 0,17 ±0,09

Th - 5,58 ±1,51 18,63 ±18,26 20,80 ±26,91 2,70 ±1,70 0,58 ±0,41

U - 1,21 ±0,66 0,60 ±0,00 2,99 ±1,92 - 0,17±0,11

ЕРЗЭ 2,4 56,5 187,2 73,0 6,7 34,0

(La/Yb)n 2,9 22,2 38,3 22,1 7,8 1,2

(Eu/Eu*)n 1Д 1,1 0,5 2,7 1,9 Ю

Примечание. Суммарное железо приведено в окисной форме. Прочерк - содержание элемента не определялось. В аналитической базе использованы авторские материалы, а также данные А.Г. Владимирова, Ю.А. Костицына, A.C. Мехоношина, Е.В. Склярова. Геокартографическая привязка образцов по: [В.С.Федоровский, 2004].

Подписано в печать 18.07.2006. Формат 60x84/16. Бумага офсетная. Гарнитура "Тайме". Усл. п.л. 1.0. Тираж 100 экз. Зак. № 407.

Отпечатано в ЗАО РИЦ "Прайс-Курьер" 630090, Новосибирск, просп. Лаврентьева, 6 Тел.: 8(383)330-72-02; http://www.pr-k.ru

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Хромых, Сергей Владимирович

ВВЕДЕНИЕ.

СПИСОК ПРИНЯТЫХ СОКРАЩЕНИЙ.

ГЛАВА 1. Геологическое строение Ольхонского региона.

1.1. История геологической изученности.

1.2. Тектоническое районирование.

1.3. Главные этапы тектонических деформаций.

1.4. Метаморфизм.

1.5. Магматизм.

ГЛАВА 2. Магматические комплексы Чернорудской гранулитовой зоны.

2.1. Чернорудский габбро-пироксенитовый комплекс.

Чернорудский петротипический массив.

- тектоническая позиция и внутреннее строение.

- петрография и минеральный состав.

- химический состав.

Массив Тонта.

- тектоническая позиция и внутреннее строение.

- петрография и минеральный состав.

- химический состав.

Массив Улан-Харгана (юго-восточное тело).

- тектоническая позиция и внутреннее строение.

- петрография и минеральный состав.

- химический состав.

Резюме.

2.2. Сапшиланский комплекс гиперстеновых плагиогранитов.

Тектоническая позиция и внутреннее строение Сапшиланского петротипического массива.

Петрография и минеральный состав.

Химический состав.

Результаты U-Pb изотопного датирования.

Резюме.

2.3. Уланхаргинский сиенит-габбровый комплекс.

Тектоническая позиция и внутреннее строение северо-западного тела в составе массива Улан-Харгана.

Петрография и минеральный состав.

Химический состав.

Результаты геохронологических исследований.

Резюме.

2.4. Шаранурский комплекс гранат-биотитовых гранитов в пределах

Чернорудской зоны.

ГЛАВА 3. Магматические комплексы амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты.

3.1. Шидинский комплекс альпинотипных гипербазитов.

Тектоническая позиция.

Петрография и минеральный состав.

Химический состав.

Резюме.

3.2. Шаранурский комплекс синметаморфических гранитов.

Тектоническая позиция.

Петрография и минеральный состав.

Химический состав.

Результаты геохронологических исследований.

Резюме.

3.3. Синметаморфические дайки диабазов.

ГЛАВА 4. Петрологические индикаторы коллизионного тектогенеза на глубинных уровнях земной коры.

4.1. Магматизм и коллизионная тектоника.

4.2. Корреляция магматических комплексов Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты и их значимость как петрологических индикаторов геодинамических обстановок на глубинных уровнях земной коры.

Чернорудская гранулитовая зона.

Амфиболитовая зона Анга-Сатюрты.

4.3. Геодинамическая модель взаимодействия Сибирской континентальной плиты с раннепалеозойскими аккреционно-коллизионными комплексами (на примере Ольхонского региона, Западное Прибайкалье).

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология магматических комплексов глубинных уровней коллизионных систем"

Объектами исследования выбраны магматические комплексы Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты Ольхонского региона, которые представляют собой наиболее глубинные срезы раннекаледонской коллизионной системы Западного Прибайкалья.

Фактический материал и методы исследования. В основу работы положены материалы, полученные автором при проведении экспедиционных работ 2002-2005 гг., а также геологические коллекции научного руководителя, д.г.-м.н. А.Г. Владимирова, собранные в ходе экспедиционных работ 1993-2001 гг. Автор имел возможность проводить совместные маршруты и использовать материалы, предоставленные д.г.-м.н. B.C. Федоровским и к.г.-м.н. А.С. Мехоношиным (аэрофотоснимки, детальные геологические схемы ключевых участков, коллекции шлифов, аналитические базы данных). Всего в рассмотрение включена коллекция из 520 образцов и прозрачных шлифов. Аналитический материал включает 340 силикатных и 90 редкоэлементных анализов пород, более 100 микрозондовых анализов породообразующих минералов. Содержания петрогенных компонентов определены методом РФА в ИГМ СО РАН (аналитик А.Д.Киреев), редких и редкоземельных элементов - методом ICP-MS в ИГМ СО РАН (аналитики И.В. Николаева, С.В. Палесский) и ИГХ СО РАН (аналитики Е.В. Смирнова, Н.Н. Пахомова). Определение состава породообразующих минералов проведено методом микрорентгеноспектрального анализа на анализаторе Camebax Micro в ИГМ СО РАН (аналитики О.С. Хмельникова, Е.Н. Нигматулина). Определение возраста пород U-Pb изотопным методом проводилось по индивидуальным зернам циркона на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (аналитики Д.И. Матуков, Е.Н. Лепехина).

Защищаемые положения:

1. В Чернорудской гранулитовой зоне Ольхонского региона выделены следующие магматические комплексы:

- чернорудский комплекс габброидов и пироксенитов и ассоциированных с ними гранатовые пироксенитов, имеющих единый мантийный источник, и отвечающих по составу островодужным толеитам (> 500 млн. лет);

- гранат-биотитовые гранит-лейкограниты шаранурского комплекса (470-460 млн. лет).

2. В амфиболитовой зоне Анга-Сатюрты Ольхонского региона выделены:

- шидинский комплекс альпинотипных гипербазитов офиолитового типа (>500 млн. лет);

- шаранурский комплекс синметаморфических гранит-лейкогранитов, участвующих в строении граиитогнейсовых куполов, и более поздних по отношению к ним синсдвиговых жил стресс-гранитов "strike slip" и "duplex" типов (475 - 465 млн. лет);

- синметаморфические дайки диабазов (~ 460 млн. лет).

- островодужная стадия (> 500 млн. лет) идентифицируется по островодужно-толеитовым вулканитам (двупироксеновым гнейсам) Чернорудской зоны и комагматичных им массивам габброидов и пироксенитов чернорудского комплекса;

- раннеорогенная стадия (500-485 млн. лет) характеризуется метаморфизмом в условиях гранулитовой фации и глубинным анатексисом, петрологическим индикатором этих процессов являются гиперстеновые плагиограниты сапшиланского комплекса (496±3 млн. лет). Петрологическим индикатором активной роли мантии на раннеорогенной стадии являются габброиды и сиениты уланхаргинского комплекса (485±1.5 млн. лет), формирование которых, вероятнее всего, было связано с отрывом субдуцируемой океанической литосферы (слэба), произошедшего при сближении континентальных масс Сибирской плиты и Ольхонского террейна;

- позднеорогенпая стадия (475 - 465 млн. лет) характеризуется ростом граиитогнейсовых куполов и последующим массовым декомпрессионным плавлением, что привело к формированию многочисленных жил гранитов шаранурского комплекса. Их тектоническая позиция и состав являются петрологическими индикаторами вязкопластичных сдвиговых деформаций в глубинных уровнях коллизионных систем;

Научная новизна. Получены новые данные о тектонической позиции, составе и возрасте магматических образований, на основе которых проведена их корреляция для Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты, оценены масштабы и источники. На основе полученных данных впервые проведено разделение базит- ультрабазитов в Чернорудской гранулитовой зоне на два самостоятельных комплекса - чернорудский габбро-пироксенитовый и уланхаргинский сиенит-габбровый. Также впервые обоснована автономность гиперстеновых гранитов в Чернорудской зоне, которые выделены в самостоятельный сапшиланский комплекс. Построены петрогенетические модели и определены геодинамические обстановки формирования магматических ассоциаций. Детально охарактеризованы синметаморфические стресс-граниты как петрологический индикатор интенсивных вязкопластичных сдвиговых деформаций на глубинных уровнях земной коры.

Практическая значимость. Результаты исследований базит-ультрабазитовых и гранитоидных комплексов Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты были использованы при построении геологической карты юго-западной части Ольхонского региона масштаба 1 : 100 ООО [Федоровский, 2004а].

Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 25 работ, в том числе 3 статьи, диссертационные материалы включены в путеводитель международной экскурсии по проекту IGCP-480. Результаты исследований представлены в виде устных докладов на 9 российских и международных конференциях в Москве (2003 г.), Новосибирске (2003-2004 гг.), Иркутске (2003-2005 гг.). Исследования по теме диссертации поддержаны РФФИ (гранты № 02-05-64481, 0305-65099), СО РАН в рамках Интеграционного проекта № 6.7.2 "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)", Советом по грантам Президента РФ по поддержке ведущих научных школ (НШ-768.2003.5).

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Хромых, Сергей Владимирович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ диагностические признаки мантийно-корового взаимодействия на глубинных уровнях раннекаледонской коллизионной системы Западного Прибайкалья)

Геокартографические, минералого-петрографические, петролого-геохимические и геохронологические исследования магматических комплексов, проявленных в пределах Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты Ольхонского региона позволили установить этапы, масштабы и тектонические обстановки проявления мантийного и корового магматизма в глубинных уровнях коллизионной системы Западного Прибайкалья. На основании проведенной работы можно утверждать, что изученные магматические комплексы отражают динамику мантийно-корового взаимодействия на различных стадиях коллизионного тектогенеза. Их характерные диагностические признаки позволили уточнить геодинамический сценарий коллизионного столкновения Сибирской континентальной плиты с Ольхонским террейном с корой континентального типа (см. главу 4.3), то есть изученные магматические комплексы могут быть рассмотрены в качестве петрологических индикаторов геодинамических обстановок, отвечавших различным стадиям коллизионного тектогенеза.

Альпинотипные гипербазиты шидинского комплекса свидетельствуют о существовании коры океанического типа между Сибирским континентом и островными дугами и микроконтинентами на доколлизионной стадии.

Островодужная стадия (> 500 млн. лет) идентифицируется по островодужно-толеитовым вулканитам (двупироксеновым гнейсам) Чернорудской зоны и комагматичных им массивам габброидов и пироксенитов чернорудского комплекса. В составе чернорудского комплекса установлены разноглубинные магматические камеры - гранатовые пирокеениты, кристаллизация которых происходила при Р - 12 кбар, и безгранатовые габбро и пирокеениты, кристаллизовавшиеся на меньших глубинах (Р ~ 8-10 кбар).

Раннеорогенная стадия (500-495 млн. лет) характеризуется метаморфизмом в условиях гранулитовой фации и глубинным анатексисом, прямым петрологическим индикатором этих явлений служат гиперстеновые плагиограниты сапшиланского комплекса (496±3 млн. лет). Важным индикатором мантийного магматизма на раннеорогенном этапе являются габброиды и сиениты уланхаргинского комплекса (485±1,5 млн. лет), формирование которых, вероятнее всего, было связано с отрывом субдуцируемой океанической литосферы (слэба), произошедшего при продолжающемся сближении континентальных масс Сибирской плиты и Ольхонского террейна с корой континентального типа.

Позднеорогенная стадия (475-465 млн. лет) характеризуется ростом гранитогнейсовых куполов за счет ремобилизации докембрийской континентальной коры Ольхонского террейна, перекрытой покровными аллохтонами. Завершение позднеорогенной стадии характеризуется разрывами сплошности коры и масштабным декомпрессионным плавлением с образованием огромного количества жил синметаморфических стресс-гранитов «strike slip»- и «с1ир1ех»-типов. Их тектоническая позиция и особенности химического состава позволяют рассматривать их как прямой петрологический индикатор интенсивных вязкопластичных сдвигово-раздвиговых деформаций в глубинных уровнях коллизионной системы.

Синметаморфические диабазовые дайки (461 млн. лет) являются индикатором начала коллапса горно-складчатого сооружения и перехода к посторогенной стадии тектогенеза. Их появление, вероятнее всего, обусловлено декомпрессионным плавлением вещества мантии, подстилавшего орогенное сооружение.

На основании того, что Ольхонский регион представляет собой глубокоэродированный фрагмент раннекаледонской коллизионной системы Западного Прибайкалья и является одним из ключевых полигонов Центрально-Азиатского складчатого пояса, результаты проведенных автором исследований магматических комплексов могут быть использованы для расшифровки геодинамической истории развития фанерозойских глубокоэродированных фрагментов Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Хромых, Сергей Владимирович, Новосибирск

1. Бибикова Е.В., Кориковский СЛ., Сезъко А.И., Федоровский B.C. Возраст гранитов Приморского комплекса (Западное Прибайкалье) по данным U-Pb метода. // Доклады АН СССР. 1981. - Т. 257, № 2, С. 462-466.

2. Божко Н.А., Демина Л.И. Тектоническое положение и петрология эклогитоподобных пород Приольхонья (западное Прибайкалье) // Изв. ВУЗов, Геология и разведка. 1973. - № 10. - С. 49-59.

3. Божко Н.А. Офиолиты центральной части Западного Прибайкалья // Доклады АН СССР. 1975. - Т. 223. -№ 2. - С. 421-424.

4. Владимиров А.Г., Тычков С.А., Гибшер А.С. и др. Роль мантии в коллизионном тектогенезе // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирксом регионе: земная кора и мантия. Тезисы докладов. Иркутск. 1995. - Т. 1. - С. 88-90.

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

6. Владимиров А.Г., Федоровский B.C., Хромых С.В., Докукина К.А. Синсдвиговые стресс-граниты глубинных уровней коллизионной системы ранних каледонид Западного Прибайкалья. // Доклады РАН. 2004. - Т. 397. - № 5. - С. 643-649.

7. Гантимурова Т.П., Макрыгина В.А., Петрова З.И. Геохимия летучих компонентов в процессах метаморфизма и гранитизации. Часть I. Метаморфические породы Ольхонского и Сарминского комплексов (Западное Прибайкалье). // Геохимия. 2002. -№ 5.-С. 476-485.

8. Гладкочуб Д.П. Эволюция южной части Сибирского кратона в докембрии -раннем палеозое и ее связь с суперконтинентальными циклами. // Автореф. дис. на соиск. уч. степ. докт. геол.-минерал, наук. 2004. - Геол. ин-т РАН, Москва. 36 с.

9. Глазунов О.М., Корнаков Ю.Н. Гипербазиты и химический состав верхней мантии складчатого обрамления юга Сибирской платформы // Геохимия. 1973. - № 5. - С. 723-731.

10. Глазунов О.М. Геохимия и рудоносность габброидов и гипербазитов. // Новосибирск. Наука. 1981. - 191 с.

11. Глазунов О.М., Золотина М.А. Особенности геохимии архейских гипербазитов Южного Прибайкалья // Доклады АН СССР. 1983. - № 6. - С. 1476-1481.

12. Грудинин М.И., Прудовский Э.Л., Елизаръева Т.И. Формации основных и ультраосновных пород Байкальской горной области // Известия АН СССР, Сер. геол. -1974.-№ 10.-С. 40-48.

13. Грудинин М.И. Базит-гипербазитовый магматизм Байкальской горной области. // Новосибирск. Наука. 1979. - 155 с.

14. Грудинин М.И., Меныиагин Ю.В. Архейские ультрабазиты Прибайкалья // Геология и геофизика. 1983. -№ 5. - С. 14-21.

15. Грудинин М.И., Меныиагин Ю.В. Ультрабазит-базитовые ассоциации раннего докембрия. // Новосибирск. Наука. 1987. - 158 с.

16. Диденко А.К, Моссаковский А.А., Печерский Д.М., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Геодинамика палеозойских океанов Центральной Азии // Геология и геофизика. 1994. - Т. 35. - № 7-8. - С. 59-75.

17. Добрецов H.JI., Кочкин Ю.Н., Кривенко А.П., Кутолин В.А. Породообразующие пироксены. М.: Наука. 1971. - 454 с.

18. Добрецов H.JI. Глобальные петрологические процессы. М.: Недра. 1981. - 236 с.

19. Добрецов H.JI., Колман Р.Г., Берзин НА. (ред). Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. Доклады IV Международного симпозиума по проекту IGCP-283. 1994. - Т. 35. - № 7-8. - 269 с.

20. Добрецов H.JI., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика // Труды ОИГГМ СО РАН, Вып. 830. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН. - 1994. - 299 с.

21. Добрецов H.JI. Мантийные суперплюмы как причина главной геологической периодичности и глобальных перестроек // Доклады РАН. 1997. - Т. 357. - № 6. - С. 797-800.

22. Добрецов H.JI. Мантийные плюмы и их роль в формировании анорогенных гранитоидов // Геология и геофизика. 2003. - Т. 44. - № 12. - С. 1243-1261.

23. Добрецов H.J1., Владимиров А.Г., КрукН.Н. Пермско-триасовый магматизм Алтае-Саянской складчатой области как отражение Сибирского суперплюма // Доклады РАН.- 2005. Т. 400. - № 4. - С. 505-509.

24. Добрэюинецкая Л.Ф., Молчанова Т.В., Сонюшкин В.Е. и др. Покровные и сдвиговые пластические деформации метаморфического комплекса Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Геотектоника. 1992. - № 2. - С. 58-71.

25. Докукина К.А. Синкинематические граниты зон транспресии коллизионной системы Ольхонского региона (Западное Прибайкалье) // Материалы XXXIV Тектонического совещания. Москва, ГЕОС. - 2001. - Т. 1. - С. 44-45.

26. Докукина К.А. Фрагментация магматических расплавов в сдвиговых зонах (на примерах Восточного Казахстана и Западного Прибайкалья) // Автореф. дис. на соиск. уч. степ. канд. геол.-минерал, наук. 2005. - Геол. ин-т РАН, Москва. - 22 с.

27. Ескин А.С., Одинцов М.М., Беличенко В.Г. Древние метаморфические комплексы Прибайкалья // Геология и геофизика. 1968. - № 7. - С. 20-25.

28. Ескин А.С., Беличенко В.Г. Основные этапы регионального метаморфизма в Прибайкалье // Геология и геофизика. 1972. - № 10. - С. 40-50.

29. Иванов А.Н., Шмакин Б.М. Граниты и пегматиты Западного Прибайкалья. М.: Наука.- 1980.-219 с.

30. Интерпретация геохимических данных. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В. и др. ИМ.: Интермет Инжиниринг. 2001. - 288 с.

31. Кацура И.К., Федоровский B.C., Лихачев А. Б. Сдвиговый компонент коллизионной системы каледонид Приольхонья // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе (земная кора и мантия). Тезисы докладов. Иркутск.- 1995.-Т. 1,-С. 90-91.

32. Кацура И.К, Федоровский B.C. Главная сдвиговая зона коллизионной системы каледонид Ольхонского региона (Западное Прикайкалье) // Доклады РАН. 1996. - Т. 351. -№ 5. -С. 661-666.

33. Колонии Г.Р., Куприянова И.И., Широносова ГЛ., Соколов С.В. Природа европиевых аномалий по минералогическим и термодинамическим данным // Материалы VI международной конференции «Новые идеи в науках о Земле». Москва. -2003.-Т. 2.-С. 147.

34. Конев А.А., Грудинин М.И., Остапенко ЮЛ. Тажеранский щелочно-габброидный массив в Приольхонье // Геология и геофизика. 1967. - № 8. - С. 120-122.

35. Конев А.А., Самойлов B.C. Контактовый метаморфизм и метасоматоз в ореоле Тажеранской щелочной интрузии. Новосибирск, Наука. 1974. - 246 с.

36. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов, М.: Наука. 1979. - 263 с.

37. Кориковский СЛ., Федоровский B.C. Петрология метаморфических пород Приольхонья // Геология гранулитов. Путеводитель Байкальской экскурсии международного симпозиума. Иркутск. 1981. - С. 70-80.

38. Корреляция эндогенных процессов в метаморфических комплексах Прибайкалья. Ескин А.С., Эз В.В., Грабкин О.В. и др. //Новосибирск, Наука. 1979. - 117 с.

39. Котельников Л.Г. Кристаллические зернистые породы Ольхонского края // Труды Петрогр. ин-та АН СССР. 1934. -№ 6.

40. Куклей JI.H. Происхождение амфиболитов ольхонской серии докембрия (Северозападное Прибайкалье) //Геохимия. 1975. -№ 1. - С. 26-35.

41. Куклей Л.Н. Петрохимические особенности и происхождение безамфиболовых пироксеновых сланцев Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Геохимия. 1983. - № 6.-С. 895-911.

42. Кулаков И.Ю. Тычков С.А. Бушенкова Н.А. Василевский А.Н. Структура и динамика верхней мантии Альпийско-Гималайского складчатого пояса по данным сейсмической томографии // Геология и геофизика. 2003. - Т. 44. - № 6. - С. 566-586

43. Кульчицкий А. С. Новые данные по стратиграфии Центрального Прибайкалья // Мат-лы по геол. и полезн. ископ. Восточной Сибири. 1957. - вып. 1 (22).

44. Летников Ф.А., Халилов В.А., Савельева В.Б. Изотопный возраст магматических пород Приольхонья (Юго-Западное Прибайкалье) // Докл. АН СССР. 1990. — Т. 313. — № 1.-С. 171-174.

45. Летников Ф.А. Синергетика геологических систем. Новосибирск: Наука. - 1992. -229 с.

46. Летников Ф.А., Дорогокупец П.И., Лашкевич В.В. Энергетические параметры флюидных систем континентальной и океанической литосферы // Петрология. 1994. -Т. 2. -№ 6. - С. 21.

47. Летников Ф.А., Халилов В.А., Савельева В.Б. Изотопное датирование эндогенных процессов в Приольхонье // Доклады РАН. 1995. - Т. 344. - № 1. - С. 96-100.

48. Летников Ф.А., Савельева В.Б., Гореванов Д.Е., Халилов В.А. Метаморфизм и метасоматоз в зонах глубинных разломов континентальной литосферы // Геотектоника. -1996,-№5.-С. 15-26.

49. Летников Ф.А., Савельева В.Б., Заири Н.М. Эндогенные процессы и графйтовая минерализация в Чернорудско-Баракчинской тектонической зоне (Западное Прибайкалье) // Геология и геофизика. 1997. - Т. 38. - № 3. - С. 661-666.

50. Летников Ф.А. Магмообразующие флюидные системы континентальной литосферы // Геология и геофизика. 2003. - Т. 44. - N 12. - С. 1262-1269.

51. Летников Ф.А. Об одном из возможных источников тепловой энергии эндогенных процессов Земли //Доклады РАН. 2004. - Т. 398. - № 6. - С. 792-794.

52. Магматические горные породы. Т. 3. Основные породы. Богатиков О.А., Шарков Е.В., Борсук А.М. и dp. ИМ.: Наука. 1985. - 488 с.

53. Макрыгина В.А.; Петрова З.И.; Конева А.А. Геохимия основных кристаллических сланцев Приольхонья и о-ва Ольхон (западное Прибайкалье) // Геохимия. 1992. - № 6. -С. 771-786.

54. Макрыгина В.А., Петрова З.И., Конева А.А. Геохимия метакарбонатных пород Приольхонья и острова Ольхон. (Западное Прибайкалье) // Геохимия. 1994. - № 10. -С.1437-1450.

55. Макрыгина В.А., Петрова З.И. Геохимия мигматитов и гранитоидов Приольхонья и острова Ольхон (Западное Прибайкалье) // Геохимия. 1996. - № 7. - С. 637-649.

56. Макрыгина В.А., Петрова З.И., Сандимирова Г.П., Пахолъченко Ю.А. Rb-Sr изотопная систематика гранитоидов различных комплексов Приольхонья и острова Ольхон. (Западное Прибайкалье) // Геология и геофизика. 2000. - Т. 41. - № 5. - С. 679-685.

57. Макрыгина В.А., Петрова З.И. Гантимурова Т.П. Андезитовый магматизм и его место в геологической истории Приольхонья (западное Прибайкалье) // Геохимия. -2000. -№ 12.-С. 1266-1279.

58. Мехоношин А.С., Колотилина Т.Е., Бухаров А.А., Горегляд А.В. Базитовые интрузивные комплексы Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Материалы совещания. Томск. -2001.-С. 165-170.

59. Морозов Ю.А. Соотношение метаморфизма и деформаций в ольхонской серии докембрия (Зап. Прибайкалье) // Доклады АН СССР. 1976. - Т. 230. - №5. - С. 11861189.

60. Моссаковский А.А., Руэ/сенцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. - № 6. - С. 3-32.

61. Обручев С.В., Великославинский Д.А. Докембрий западного Побережья Байкала // Труды Лабор. геологии докембрия АН СССР. 1953. - вып. 2.

62. Павленко Э.Ф. Особенности структурного положения гипербазитов Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Геология и геофизика. 1983. - № 5. - С. 8-14.

63. Павленко Э.Ф. Геохимия и петрология ультрабазитов Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Автореф. дис. на соиск. уч. степ. канд. геол.-минерал. наук. 1992. -Институт геохимии СО РАН. - Иркутск. - 22 с.

64. Павловский Е.В., Ескин А. С. Особенности состава и структуры архея Прибайкалья. М.: Наука.- 1964.- 128 с.

65. Петрова З.И., Левицкий В.И. Петрология и геохимия гранулитовых комплексов Прибайкалья. Новосибирск. Наука. 1984. - 201 с.

66. Петрова З.И. Макрыгина В.А. Геохимия гранат-биотитовых и биотитовых илагиогнейсов Приольхонья и о-ва Ольхон (Западное Прибайкалье) // Геохимия.1994,-№5.-С. 659-670.

67. Петрова З.И., Конева А.А., Макрыгина В.А. Геохимия кварцитов и кварцитосланцев Приольхонья и о-ва Ольхон (Западное Прибайкалье) // Геохимия.1995.-№ 10.-С. 1448-1464.

68. Петрова З.И., Макрыгина В.А., Бобров В.А. Редкоземельные элементы как индикаторы геодинамической эволюции континентального блока Приольхонья и о-ва Ольхон (Зап. Прибайкалье) // Геохимия. 1999. - № 12. - С. 1286-1297.

69. Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем). // Тр. ГИН РАН; Вып. 545. М.: Научный мир. - 2001. - 188 с.

70. Серебрянский Е.П., Костицын Ю.А., Федоровский B.C., Владимиров А.Г. Сравнительные изотопные исследования гранитов и метаморфических пород Приольхонья // XV симпозиум по геохимии изотопов, М. ГЕОХИ РАН. 1998. - С. 259.

71. Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Мельников А.И. Комплексы метаморфических ядер кордильерского типа. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ. 1997. - 182 с.

72. Скляров Е.В.; Владимиров А.Г. Комплексы метаморфических ядер (классификация и генезис) // Доклады РАН. 1998. - Т. 360. - № 6. - С. 796-798.

73. Скляров Е.В., Федоровский B.C., Гладкочуб Д.П., Владимиров А.Г. Синметаморфические базитовые дайки индикаторы коллапса коллизионной структуры Западного Прибайкалья // Доклады РАН. - 2001. - Т. 381. - № 4. - С. 522527.

74. Скляров Е.В., Федоровский B.C. Тектонические и геодинамические аспекты механического смешения магм (магматического минглинга) // Геотектоника. 2006. -№ 2. - С. 47-64.

75. Тейлор С.Р., Мак-Леннан СМ. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М., Недра.- 1988.-383 с.

76. Тен А.А. Динамическая модель генерации высоких давлений при сдвиговых деформациях горных пород (Результаты численного эксперимента) // Доклады РАН. -1993. Т. 328. - № 3. - С. 322-324.

77. Туркина О.М. Модельные геохимические типы тоналит-трондьемитовых расплавов и их природные эквиваленты // Геохимия. 2000. - № 7. - С. 704-717.

78. Тычков С.А., Владимиров А.Г. Модель отрыва субдуцированной океанической литосферы в зоне Индо-Евразийской коллизии // Доклады РАН. 1997. - Т. 354. - № 2. -С. 238-241.

79. Федоровский B.C., Соколова Ю.Ф. Тектоника Центральной гнейсово-купольной зоны Приольхонья (Западное Прибайкалье) IJ Геотектоника. 1986. -№ 5. - С. 54-71.

80. Федоровский B.C., Добржинецкая Л.Ф., Молчанова Т.В., Лихачев А.Б. Новый тип меланжа (Байкал, Ольхонский регион) // Геотектоника. 1993. - № 4. - С. 30-45.

81. Федоровский B.C., Владимиров А.Г., Хаин Е.В. и др. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 1995. -№3,-С. 3-22.

82. Федоровский B.C., Лихачев А.Б., Риле Г.В. Зона столкновения типа «террейн-континент» в Западном Прибайкалье: структура коллизионного шва // Тектоника Азии: Материалы XXX тектонического совещания. Москва, ГЕОС. 1997. - С. 225-228.

83. Федоровский B.C. Купольный тектогенез в коллизионной системе каледонид западного Прибайкалья // Геотектоника. 1997. - № 6. - С. 56-71.

84. Федоровский B.C., Хромых С.В., Сухорукое В.П. и др. Метаморфический минглинг (новый тип минглинг-структур) // Материалы XXXVI Тектонического совещания «Тектоника и геодинамика континентальной литосферы». М.: ГЕОС. - 2003. - Т. 2. -С. 255-259.

85. Федоровский B.C. Геологическая карта Юго-западной части Ольхонского региона. Москва, ГИН РАН.-2004.

86. Хаин В.Е., Лобковский Л.И. Об особенностях формирования коллизионных орогенов // Геотектоника. 1990. - № 6. - С. 20-31.

87. Хаин В.Е., Тычков С.А., Владимиров А.Г. Коллизионный орогенез: модель отрыва субдуцированной пластины океанической литосферы при континентальной коллизии // Геология и геофизика. 1996. - Т. 37. - № 1. - С. 5-16.

88. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Науч. мир. 2001. -604 с.

89. Хромых С.В., Куйбида М.Л., Мороз Е.Н., Савиных Я.В., Николаева КВ., Палесский С.В. Позднепалеозойский кремнекислый вулканизм Алтайской коллизионной системы: петрогенезис и геодинамические следствия // Геология и геофизика, в печати

90. Шмакин Б.М., Макагон В.М., Конев А.А., Иванов А.Н. Амазонитовые пегматиты Приольхонья (Западное Прибайкалье) // ЗВМО. 1973, Ч. CI 1. - Вып. 5. - С. 591-599.

91. Эз В. В. Тектоника глубинных зон континентальной земной коры // М.: Наука. -1976.- 168 с.

92. Эз В. В. Структурная геология метаморфических комплексов // М.: Недра. 1978. -192 с.

93. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И, Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. 2000. - № 5. - С. 329.

94. Ariskin А.А., Barmina G.S., Frenkel M.Ya., Nielsen R.L. COMAGMAT: a Fortran program to model magma differentiation processes. // Computers and Geosciences. 1993. -Vol. 19.-P. 1155-1170.

95. Ariskin A.A., Barmina G.S. COMAGMAT: Development of a Magma Crystallization Model and Its Petrological Applications // Geochemistry International. 2004. - vol. 42. -suppl. l.-P. S1—S157.

96. Beard J.S., Lofgren G.E. Dehydration melting and water-saturated melting of basaltic and andesitic greenstones and amphibolites at 1, 3, and 6.9 kb // J. Petrol. 1991. - Vol. 32. -№2.-P. 365^100.

97. Black L.P., Kamo S.L. TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology // Chemical Geology.-2003.-Vol. 200.-P. 155-170.

98. Blanco M.J., Spakman W. The P-Wave Velocity Structure of the Mantle Below the Iberian Peninsula Evidence for Subducted Lithosphere Below Southern Spain // "Tectonophysics". - 1993. -. - Vol. 221. -Iss. l.-P. 13-34.

99. Boynton W. V. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. // Henderson P. (ed.). Rare earth element geochemistry. Elsevier. 1984. - P. 63-114.

100. Chen W.-P., Molnar P. Constraints on the seismic wave velocity structure beneath the Tibetian Plateau and their tectonic implication // J. Geoph. Res. 1981. - Vol. 86. - P. 59375962.

101. Condie K.C. Plate tectonics and crustal evolution. Pergamon. Pres. Inc. 1976. - 2881. P

102. Davies J.H., von Blanckenburg F. Slab break off: A model of lithosphere detachment and its test in the magmatism and deformation of collisional orogens // Earth Planet. Sci. Lett. 1995.-Vol. 129.-P. 85-102.

103. Dewey J.F. Extensional collaps of orogenes // Tectonics. 1988. - Vol. 7. - P. 11231139.

104. Dobretsov N.L., Vernikovsky V.A. Mantle Plumes and Their Geologic Manifestations // International Geology Review. 2001. - Vol. 43. - № 9. - P. 771-787.

105. England P.C., Thompson A.B. Pressure-temperature-time parths of regional metamorphism I: heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust // J. Petrology. 1984. - Vol. 25. - P. 894-928.

106. Gast P. W. Trace element fractionation and the origin of tholeitic and alkaline magma types // Geochim. Cosmochim. Acta. 1968. - Vol. 32. - P. 1057-1086.

107. Houseman G.A., Molnar P. Gravitational (Rayleigh-Taylor) instability of a layer with non-linear viscosity and convective thinning of continental lithosphere // Geophys J. Int. -1997.-Vol. 128.-Iss. l.-P. 125-150.

108. Marotta A.M.; Fernandez M.; Sabadini R. Mantle unrooting in collisional settings // Tectonophysics. 1998. -Vol. 296. -Iss. 1-2. -P. 31-46.

109. Molnar P., Tapponnier P. Cenozoic tectonics of Asia: effect of a continental collision // Science. 1975. - Vol. 189. -N 4201. - P. 419-426.

110. Montel J.M., Vielzeuf D. Partial melting of metagreywackes. Part II. Compositions of minerals and melts // Contrib. Mineral. Petrol. 1997. - Vol. 128. - P. 176-196.

111. Powell R.; Holland Т.; Worley B. Calculating phase diagrams involving solid solutions via non-linear equations, with examples using THERMOCALC // J Metamorph Geol. 1998. -Vol. 16.-Iss. 4.-P. 577-588.

112. Rapp R.P., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of archean trondhjemites and tonalites // Precambrian Res. 1991. - Vol. 51. - № 1-4. -P. 1-25.

113. Rapp R.P., Watson E.B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling // J. Petrol. 1995. - Vol. 36. - № 4. - P. 891-931.

114. Rollinson H.R. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Essex: London Group UK Ltd. 1994. - 352 p.

115. Sen C., Dunn T. Dehydration melting of a basaltic composition amphibolite at 1.5 and 2.0 GPa: implications for the origin of adakites // Contribs Mineral, and Petrol. 1994. - Vol. 117.-P. 394^109.

116. Shaw D.M. Trace element fractionation during anatexis // Geochim. Cosmochim. Acta. -1970.-Vol. 34.-P. 237-243.

117. Vielzeuf D., Montel J.M. Partial melting of metagreywackes. Part I. Fluid-absent experiments and phase relationships // Contrib. Mineral. Petrol, 1994. Vol. 117. - P. 375393.

118. Willett S.D., Beaumont C. Subduction of Asian lithospheric mantle beneath Tibet inferred from models of continental collision // Nature. 1994. - Vol. 369. - Iss. 6482. - P. 642-645.

119. Williams I.S. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe. // Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Reviews in Economic Geology. 1998. - Vol. 7. - P. 1-35.

Информация о работе

Хромых, Сергей Владимирович
кандидата геолого-минералогических наук
Новосибирск, 2006
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петрология магматических комплексов глубинных уровней коллизионных систем - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы