Петрология плагиогранитоидов Алтая

Куйбида, Максим Леонидович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология плагиогранитоидов Алтая
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология плагиогранитоидов Алтая"

На правах рукописи

КУЙБИДА Максим Леонидович

ПЕТРОЛОГИЯ ПЛАГИОГРАНИТОИДОВ АЛТАЯ

специальность: 25.00.04 - петрология, вулканология

автореферат - 8 ОКТ 2009

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

новосибирск 2009

003479333

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО PAIL

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук Владимиров Александр Геннадьевич

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Буданов Владимир Иванович (г. Новосибирск)

доктор геолого-минералогических наук Ферштатер Герман Борисович (г. Екатеринбург)

Ведущая организация:

Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН (г. Иркутск)

Защита состоится 26 октября 2009 г. в 10 часов на заседании Диссертационного совета ДООЗ.067.03 в Институте геологии и минералогии СО РАН по адресу: просп. Акад. В.А. Коптюга, 3, г. Новосибирск, 630090.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГМ - ИНГГ СО РАН. Автореферат разослан 25 сентября 2009 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

д-р геол.-мии. наук

О.М. Туркина

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Изучение индикаторных комплексов и оценка их значимости для налеореконетрукций привлекает пристальное внимание многих исследователей. На примере таких комплексов удается "свернуть" структурно-вещественную информацию до определенной "метки", и уже, оперируя метками (индикаторами), перейти к геокартографическим базам данных и геологическим картам разного масштаба и металлогеничсской специализации. Первые успехи были получены для современных гсодипамических обстановок (базальты СОХ, океанических островов и плато, падсубдукционные вулканические комплексы, гранитоиды Гималаев и Средиземноморья) [Miyashiro, 1974: Pearce et al., 1984; Whalen, 1987]. Но чем более детально изучались геологические объекты, тем более расплывчатыми становились их индикаторные признаки. Показательным примером являются шагиогранитные ассоциации, для которых накоплен обширный аналитический и экспериментальный материал, позволивший перейти к геохимическому моделированию магмогеиерирующих источников. Выяснилось, что плагиограниты при близком петрогеохимическом составе встречаются не только в офиолитовых комплексах и надсубдукционных обстановках [Coleman, Peterman, 1995; Pitcher, 1983; Drummond, Defalt. 1990; Martin, 1994; Dca et al., 1997] или в трансформных и коллизионных обстановках [Barnes et al., 1996; Whalen et al., 2002; Туркина, 2005], но также могут формироваться в результате нижнекорового плавления за счет андернлейтинга и(или) подъема мантийных плюмов [Barnes et al., 1996; White et al., 1999; Petford, Gallagher, 2001] и входить в триаду "ТТГ -адакиты - высокониобиевые базальты" [Puchtel et al, 1999; Wyman. 2002]. В этом смысле предпринятый в работе синтез геоло-пстрологических, геохимических и изотопно-геохронологических данных для плагиогранитов Алтая представляется актуальной задачей.

Цели и основные задачи исследований: 1) установление геологической позиции плагиогранитоидов Рудно-Алтаиского и Калба-Нарымского террейиов, а также высокометаморфизованных литонов Иртышской сдвиговой зоны (ИСЗ); 2) изучение внутреннего строения эталонотипных массивов; 3) минералого-пегрографическое и петрогеохимическое исследование коллекций; 4) изотопное датирование ключевых обьектов; 5) геохимическое моделирование источников млагиогранитных мат; 6) оценка их значимости для палеогеодиламических реконструкций.

тик-О.М. Мельникова, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). U-Pb изотопный возраст (циркон) определялся: SHRIMP-II (аналитики - E.H. Лепехина, А.Н. Ларионов, И.П. Падерин, ЦИИ ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург); "классическая" циркономе-трия из микронавески - на MS "TRITON" (аналитик - Е.В. Бибикова, ГЕОХИ РАН, г. Москва). Морфогенетический анализ цирконов выполнил С.Н. Руднев, ИГМ СО АН, г. Новосибирск. Ar-Ar изотопные исследования (биотит, амфибол) выполнены на приборе Noble gas 5400, Микромасс, Англия (аналитик-A.B. Травин, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). Изотопный состав Nd определялся на приборе Finigan МАТ-262 (аналитик- H.A. Серов, АЦГИ КПП, РАН, г. Апатиты).

Методика исследований. При решении задач использовались классические методы геокартирования и минералого-петрографического изучения горных пород. Для установления наиболее вероятных источников плагиогранитоидных магм сделаны модельные расчеты на основе изотопного и редкоэлементного состава пород, что позволило оценить вклад корового (сиалического) и ювениль-ного (базитового) субстратов. Были рассмотрены два варианта: I) плавление гомогенного метабазитового субстрата; 2) раздельное плавление метапелитового и метабазитового субстратов и смешение образовавшихся модельных выплавок в различных пропорциях.

Защищаемые положения.

1. На основе анализа геологической позиции, состава магматических пород, их U-Pb и Ar-Ar изотопного возраста обоснована следующая схема плагио-граиитного магматизма:

• змеииогорский комплекс, D2 3 (384-362 млн лет), Рудно-Алтайский террейн (надсубдукционная обстановка);

• прииртышский комплекс, D3-C, (368-351 млн лет), метаморфизоваиные литоны ИСЗ (аккреционная обстановка);

• гилевский комплекс, С, 2 (327-312 млн лет), Рудно-Алтайский террейн (коллизионная обстановка);

• кунушский комплекс, С2 3 (313-297 млн лет),

• Калба-Нарымский террейн (постколлизионная и (или) внутриплитная обстановка);

2. В пределах Алтайской аккреционно-коллизионной системы выделены два типа плагиогранитоидных ассоциаций:

• низкогпиноземистый тип: змеиногорский, D2_3 и прииртышский, комплексы;

• высокоглиноземистый тип: гилевский, С, , и кунушский, С, 3 комплексы.

3. Плагиогранитоиды первого типа сформированы в условиях активной окраины при плавлении комбинированного источника (метабазиты океанического основания и метапелиты верхней коры) при Р<8 кбар. Плагиограиитоиды второго типа - в коллизионной и (или) внутри плитной обстановке за счет плавления аккреционно-утолщенной мафической коры при /М5-16 кбар.

ким увеличением глубины магмогенерации. Сделан вывод о конвергентное™ пе-трогеохимичееких признаков плагиограннтоидных ассоциаций, состав которых в каждом конкретном случае (террейне) зависит от условий плавления и исходного субстрата. Индикаторная значимость плагиогранитоидов определяется не столько их вещественным составом, источниками и условиями магмогенерации, сколько их позицией в формациопном ряду магмагических пород, привязанных к конкретной обстановке (петрографической провинции).

Практическая значимость. Определены этапы и ареалы надсубдукцион-ных плагиограпитов змеипогорского комплекса, которые комагаатичны субвулканическим дацитам и риолитам Рудного Алтая с Au, Pb-Zn оруденением. Показано, что аккреционные габброиды и плагиограниты прииртышского комплекса, специализированные на Cu-Ni и Au соответственно, приурочены исключительно к литонам высокометаморфизованных пород ИСЗ. Установлено, что постколлизионные и (или) внутрпплитные плагиограниты кунушского комплекса, специализированные на Sn-W и Au, были сформированы в ассоциации с субщелочными базитами и редкометальными гранитами при активности Таримского плюма. Эта ассоциация имеет «сквозной» характер, то есть, проявлена в Западно-Калбинском, Калба-Нарымском и Руд1 ю-Алтайском террейнах. Полученные результаты могут быть использованы при геолого-съемочпых и прогнозно-поисковых работах.

Апробация работы н публикации. По теме диссертации опубликовано 13 работ, включая 2 статьи в рецензируемых журналах. Материалы автора частично вошли в Гоегеолкарту 200/2, листы М-44-Х, XI и представлены в виде устных докладов на конференциях: г. Новосибирск (2002, 2003, 2004), г. Томск (2002, 2004), г. Иркутск (2003, 2005, 2007), г. Улан-Удэ (2008). Исследования по теме диссертации проводились в рамках договора о научном сотрудничестве ОИГТМ СО РАН - Алтайский филиал ИГН AII-MK Республики Казахстан, хоздоговоров и контрактов с Алтайской ноисково-съемочной экспедицией МПР РФ (г. Бийск), Рудно-Алтайской геолого-разведочной экспедицией (г. Змеипогорск), программы ОНЗ РАН "Гсодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского пояса (от океана к континенту)", а также при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 04-05-64443). Президиума СО РАН (проекты № 6.5, 13).

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка литературы (183 наименования), содержит 96 рисунка и 27 таблиц, всего 190 страниц.

Использованы геологические и аналитические материалы H.A. Берзина, 1С.Г. Богдановой, М.И. Буслова, А.Г. Владимирова, В.П Владимирова, II.И. Волковой. Р.К. Григайтиса, H.JI. Добрецова. Б.А. Дьячкова, H.A. Елисеева, П.В. Ермолова, С.В. Журутина, Э.Г. Кошшкова, H.H. Крука, B.C. Кузебного, JI.B. Кунгурцева, В.В. Лопатникова, A.M. Марыша, О.В. Мурзииа, В.П. Нехорошева, A.B. Плотникова, Н.В. Полянского, И.А. Ротараша, С.Н. Руднева, И.Ю. Сафоновой, А.В.Титова, О.М Туркиной, В.Д. Хомякова, Б.Я. Хоревой, С.В. Хромых, СЛ. Шокальского, Г.Н. Щербы. а также геологические отчеты российских и казахстанских геологов. Автор выражает всем перечисленным товарищам признательность. Особую благодарность автор выражаег II. II. Крукузааюивмое обсуждение рабогынавссх стадиях ее подготовки, а также О.М. Туркиной за сделанные критические замечания. Неоценимую помощь в редакционно-технической подготовке диссертации и автореферата оказали Я.В. Савииых, И.В. Добрынина, Т.В. Мирясова, A.B. Владимирова и О.П. Герасимов.

Глава 1. КРАТКИЙ ТЕКТОНИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Рассмотренный полигон исследований относится к западному сектору Центрально-Азиатского складчатого пояса, строение и эволюция которого охарактеризованы в работах [Моссаковский и др., 1993; ^спеог с! а1., 1993; Берзин, Кунгурцев, 1996; Добрецов и др., 1994; Буслов и др., 2001). Территория включает герцинские структурно-вещественные комплексы Зайсанской складчатой области, которые в позднем палеозое-раннем мезозое развивались в составе Алтайской аккреционно-коллизионной системы [Владимиров и др., 2003]. В пред-коллизионную стадию (Е>] 2) активные окраины Сибирского и Казахстанского палеоконтинетов были разделены Обь-Зайсанским палеоокеаном, процесс закрытия которого определялся сближением палеоконтинентов и косой субдукцией с формированием Жарма-Саурской и Рудно-Алтайской палеоостровных дуг. К середине карбона бассейн полностью закрылся, и дальнейшая эволюция ороге-на протекала на фоне генеральных левосдвиговых деформаций, крупнейшей из которых является Иртышская сдвиговая зона (ИСЗ) (Приложение 1).

Рудно-Алтайский терреш расположен в полосе между структурами Горного Алтая и Калба-Нарымского террейна. вытянут в СЗ направлении (500х 100 км) и отделен от последнего ИСЗ. Разрез земной коры отличается поднятием поверхности "базальтового" слоя (28-36 км), при мощности "сиалического" слоя 8-14 км с признаками "базификации" последнего [Фотиади, Каратаев, 1963; Ревякин, Кузебный, 1966; Кузебный и др., 1971; Щерба и др., 2000]. Большинством исследователей эта территория рассматривается как девонская окраинно-морская островодуж-ная система [Добрецов и др., 1994; Берзин, Кунгурцев, 1996; Буслов и др., 2001].

Иртышская сдвиговая зона относится к крупнейшему в Центральной Азии трапсрегионалыюму тектоническому нарушению [Хорева, 1963; Ермолов, Полянский, 1980; В. Владимиров и др., 1990; ^епсбг е( а1., 1993; Добрецов и др., 1994; Чиков, Зиновьев, 1996; Беспаев и др., 1997; Щерба и др., 1998; Владимиров и др., 2003; ЬаигеШ-СИагуе! й а1., 2003]. На всём протяжении линеамента (1000 км) внутри зоны зеленых сланцев закартированы более компетентные вы-сокометаморфизовапные литоны - тектонические "отторжении" корневых частей "51]еаг-'!Опы". Самый крупный литон известен как Курчумский.

Калба-Нарымскш террейн расположен между Рудно-Алгайским и Западно-Калбинским тсррейнами и вытянут в СЗ направлении (800x50 км). Глубинный разрез характеризуется повышенной мощностью земной коры (47 ± 6 км). Мощность сиалического слоя - 18-26 км (Ревякин, Кузебный, 1966], "мета-базальтового"- 14-18 км [Щерба и др., 1971, 2000]. Террейн сложен глубоководными осадками палеожелоба на коре океанического типа [Ротараш, Гредюшко, 1974; Берзин, Кунгурцев, 1996; Добрецов и др., 1994].

Западно-Калбинский террейн расположен между Калба-Нарымским и па-леоостроводужным Жарма-Саурским террейном [Ермолов и др., 1981; Берзин и др., 1994; Щерба и др., 2000] и, как уже отмечалось выше, разделяет каледонские горно-складчатые сооружения Казахстанской и Сибирской налеоконтинепталь-ных плит. В его составе выделен Чарский офиолитовый пояс с фрагментами па-леоокеанической коры [Добрецов и др., 1979, 1981; Ермолов, и др., 1983].

Каждый из вышеописанных террейнов имел свою историю геологического развития и характеризуется своей спецификой геологических комплексов и набором плагиогранитоидных ассоциаций. В качестве объектов исследования в иасто-

я щей работе выбраны плагиограпитоидпые интрузии змеиногорского (□,,), при-иртышского (D3—С,), гилевского (С, ,) и кунушского (С, ,) комплексов, внедрение которых соответствовало разным этапам геодинамического развития Алтайской аккреционно-коллизионной системы (Приложение 2).

Глава 2. ЗМЕИ1 ЮГОРСКИЙ КОМПЛЕКС (D2 ,)

История изученности. Змсиногорский интрузивный комплекс на Рудном Алтае изучался H.A. Елисеевым, А.П. Никольским, B.C. Кузсбным, П.Г. Ведерниковым, М.Г. Хисамудиновым, Э.Г. Конниковым, Г.Н. Щербой, О.И. Ииконовым, II.В. Полянским, Б.А. Дьячковым, II.В. Ермоловым, М.С. Козловым, С.П. Шокальским, O.Ü. Мурзиным, А.Г. Владимировым, H.H. Круком и др.

Геологическая позиция. Интрузивные тела плагиогранитоидов прорывают зеленые сланцы корбапихинской толщи (S-D,?kr), вулканогснно-осадочные толщи (D( 3), а сами прорываются долеритами белорецко-маркакольского комплекса (D3bm) и гранитами волчихинского комплекса (С2 ,v). U-Pb изотопный возраст цирконов из мелаиократовых плагиогранитов Екатерининского массива и плапюлейкогранитов Первомайского массива демонстрирует значения 377.7 ± 6.1 млн лет и 371.5±2.2 млн лет соответственно (SHR1MP-I1). В настоящей работе выделены следующие фазы (от ранних к поздним): I - габброиды, диориты; II - меланократовые плагиограниты; III - плагиолейкограниты [Шокальский и др., 2000; Куйбида и др., 2002, 2008]. Пегротипический массив Мохнатые Сопки находится в северной части Рудного Алтая, западнее г. Змеипогорск, в долине р. Корбалиха (Приложение 3) и образует интрузивное тело неправильной формы (70 км2) [Мурзин, 2001]. Большей частью массив сложен мсланократовыми пла-гиогранитами, которые прорываются интрузивными штоками плагиолейкограни-тов. Среди первых встречаются кссноблоки размером в нескольких сотен метров, сложенные габброидами и диоритами I фазы.

Петрография. Меланократовые плагиограниты из массивов Мохнатые сопки, Екатерининского, Первомайского и горы Шишаева - равномерно-среднезернистые, с гранитовой структурой породы, сложенные Qtz (30-35 %), Р1|2 27 (55 -60 %), Amf (5-10 %), Bt (до 5 %). Плагиолейкограниты - порфиро-видные мелко-среднезернистые породы, сложенные Qtz (45 %), Р1,42, (40 %), Bt (1-8 %), Amf (1-6 %), Ksp (5 %).

Вещественный состав плагиогранитоидов характеризуется низкой общей щелочностью с преобладанием Na,О над К20, и соответствует толеитовой и известково-щелочной сериям. Для мелаиократовых плагиогранитов и их пор-фировидных разностей существует обратная корреляция между Si02 (69.6676.39 мас.%), Na20+K20 (3.44-7.95 мас.%) и СаО (5.54-1.37 мас.%), Fe203* (5.11-1.38 мас.%), что соответствует уменьшению количества амфибола, биотита и известковистости плаг иоклаза (Приложение 6). Для пологих спектров РЗЭ (La/Ybn = 1.8-3.2) характерно практически полное отсутствие Ей аномалии (Eu/Eu* = 0.7-1.0). Для мультиэлеменгных спектров характерны минимумы по Та, Nb и максимумы по Hf, Zr. В плагиолейкогранитах с увеличением лейкокра-товости (вариации темноцветных минералов и калишпата) растет уровень Si02 (74.31-79.53 мас.%), Na20+K20 (5.29-8.97 мас.%), а концентрации СаО (2.20.08 мас.%) и Ее,03* (3.95-1.44 мас.%) уменьшаются. Для пород характерны слабо ассиметричные спектры РЗЭ (La/Yb) = 1.6-2.6), которые имеют перегиб в рай-

оне четко выраженного Eu минимума (Eu/Eu* = 0.3-0.4). Для мультиэлементных спектров характерны минимумы по Sr, Та, Nb. Значения Si02>70 %, А1203<15 %, Yb>1.5 г/т, Sr/Y<40, свидетельствуют о принадлежности плагиогранитоидов к низкоглиноземистому типу [Арт, 1983]. Sm-Nd изотопные исследования мела-нократовых плагиогранитов демонстрируют значения: 147Sm/144Nd = 0.16557, 147Nd/I44Nd = 0.512628, eJO) = -0.2, eJT) = +1.5.

Глава 3. ПРИИРТЫШСКИЙ КОМПЛЕКС (Dj-C,)

История изученности. Прииртышский интрузивный комплекс изучался H.A. Елисеевым, И.И. Боком, Д.М. Шилиным, КС. Газизовой, Б.Я. Хоревой, Г.Н. Щербой, А.К. Каюповым, Н.П. Нехорошевым, K.P. Рабиновичем, A.M. Марьиным, Н.П. Ивановым, П.И. Хохловым, B.C. Кузебным и коллективом геологов-съемщиков ВКГУ (Э.Г. Конников, Г.В. Назаров, Г.Г. Ткаченко, Е.С. Шуликов, В.А. Шуликова и др.). В настоящей работе изучены интрузии прииртышского комплекса, приуроченные к литонам высокометаморфизованных пород ИСЗ, самым крупным из которых является Курчумский.

Геологическое позиция. В Курчумском литоне морфология массивов определяется их положением в структуре палеозойской толщи и представлена эт-молитами, лакколитами, штоками и дайкообразными интрузиями, которые зале-гагот в разрывах и крыльях складчатых структур, или вытянуты в СЗ направлении согласно с простиранием вмещающих толщ [Конников, 1977]. Петротипический массив Сары-Тау слагает одноименную вершину в осевой части Курчумского хребта и представляет собой полихронную многофазную интрузию (70 км2), контролируемую разломом СВ простирания (Приложение 4). Массив сложен породами трех комплексов (от ранних к поздним): прииртышский, D^-C, (габбро, диориты, олигоклазовые граниты, андезиновые граниты, плагиограниты); сарытауский, С3-Р, (эруптивная брекчия плагиоандезидацитов, гтлагиоданитов, плагиориода-цитов) [Куйбида и др., 2004]; калбинский, Р] ;к (микроклиновые граниты, пегматиты). Вмещающими толщами для плагиогранитов являются метатерригенные породы (С,), а для габброидов - парагнейсы-амфиболиты джанды-карагайской (02-S?) и сланцы текеньской (D,) свит. Галька гранитоидов обнаружена в от ложениях кшойской свиты (С2). К ранней гранитоидной фазе прииртышского комплекса относятся катаклазированные олигоклазовые граниты, формирующие массивы в ЮЗ части Курчумского литона, с нижнеживетским - доверхневизейским геологическим возрастом [Хорева, 1963]. U-Pb изотопный возраст цирконов из плагиогранитов прииртышского комплекса массива Сары-Тау демонстрируют значения возраста 354±2.5 млн лет (SHRIMP-II). U-Pb изотопный возраст цирконов из су-бавтохтониых анатекгических гранитов, локализованных среди мигматитов вмещающей толщи, имеет значения возраста 362.8±5 млн лет [Козаков и др. 2003].

Петрография. Олигоклазовые граниты - среднезернистые катаклазированные породы, состоящие из Qtz (35 %), Р1,,_30 (35 %), Ksp (30 %), Anif и Bt (до 3 %). Андезиновые граниты - среднезернистые с гранитовой структурой породы, сложенные Qtz (40 %), Р113,, (30 %), Ksp (20 %), Amf (до 10 %) и Bt (1 %). Плагиограниты макроскопически похожи на андезиновые граниты и состоят из Qtz (35 %), Plu_3, (35 %), Ksp (5-10 %), Amf и Bt (3 %), Ер (7 %). Ведущие акцессо-рии - апатит, магнетит, циркон.

Вещественный состав. Олигоклазовые и андсзиновыс граниты "калий-натриевой" группы соответствуют породам известково-щелочной серии. От первых к последним, с уменьшением доли калишпата и увеличением номера плагиоклаза, существует обратная корреляция между А1,03, CaO, Sr и Ва, Rb. LREE. Для гранитоидоп характерны спектры РЗЭ с перегибом в районе Eu минимума (Eu/Eu* = 0.33-0.64). Левая часть спектров - асимметричная (La/Sm)n = 3.3-3.7, а правая имеет плоские спектры распределения HREE. Муль-тиэлементные спектры имеют минимумы по Ва, Sr, Nb. Плагиограниты «натриевой» группы соответствуют породам толситовой серии. Плагиограниты и андс-зиновые граниты, отличаясь уровнем щелочности и основности, имеют близкие составы РЭ и различаются, главным образом, элементами полевых шпатов (Rb. Ва, Sr, К20, СаО). Значения Si0>70 %, А1203<15 %, Yb>1.5 г/т, Sr/Y<40 свидетельствуют о принадлежности плагиогранитов к низкоглиноземиетому типу [Apr, 1983]. Sm-Nd изотопные исследования пород демонстрируют значения: 147Sm/144Nd = 0.127757,14-'Nd/,44Nd = 0.512752, cJO) = +2.2, r.Nd(T) = +5.3 (плагиограниты); l47Sm/l44Nd = 0.123141,143Nd/144Nd = 0.512713,elNd)(0) =+1.5,eNd(T)=+4.8 (апдезиновые граниты); 147Sm/l44Nd = 0.126931. ,43Nd/,44Nd = 0.512414, eN<1(0) = 4.4, cKJ(T) = —1.2 (олигоклазовые граниты).

Глава 4. ГИЛЕВСКИЙ КОМПЛЕКС (С,J

История изученности. Мезоабиссальные плагиограниты Рудного Алтая, прорывающиеся островодужными вулканитами (D| 3), традиционно выделяются в алейский комплекс (0,7а) и в центральной части Алейского поднятия слагают одноименный массив (30x100 км), вытянутый в СЗ направлении. По геофизическим данным он образует горизонтальную пластину мощностью 1-3 км [Мур-зин и др., 2001 ]. Исследования H.H. Крука и других, проведенные в центральной части Алейского массива (северный берег Гилёвского водохранилища, бассейны ручьев Моховушка, Березовка и Щелчиха), обнаружили неоднородность пла-гиогранитоидов и позволили выделить самостоятельный гилевский тоналит-гшагиогранитный комплекс (С( 2) [Куйбида и др., 2007, 2008].

Геологическая позиция. Интрузии гилёвского комплекса регионально приурочены к Центральной сдвиговой зоне (ЦСЗ) и Субмеридиональной зоне деформаций (СЗД) (Приложение 3). Последняя деформирует меланократовые плагиограниты (D2 _3z) (р. Березовка) и дайки долеритов (D,bm). Вьщслсны следующие фазы (от ранних к поздним): I - тоналиты; 11 - кварцевые диориты -амфиболовые плагиограниты ЦСЗ; 111 - биотитовые плагиограниты и серия даек СЗД. На р. Щелчиха породы I и II фаз слагают интрузивное тело (6x3 км) СВ простирания. Направление интрузивного контакта пород (310°) совпадает с их гнейсовидностыо, сланцеватостью вмещающей толщи (S-D,?kr), гнейсовид-ностыо субщелочных гранитов устьянского комплекса (D3us) и с простиранием ЦСЗ. На р. Березовка породы I фазы слагают вытянутое на север интрузивное тело (0.5x1.5 км), которое прорывает меланократовые плагиограниты (D2_,zm). I Ia р. Моховушка породы 111 фазы слагают интрузивное тело (2x8 км) вытянутое на север, и имеют субмеридиональную гнейсовидность (345-350°), совпадающую с ориентировкой СЗД. Здесь массив прорывается дайками, с ориентировкой гнейсовидности пород близкой к таковой в плагиогранитах III фазы. Вьщслсны

следующие генерации (от ранних к поздним): I - дайки плагиогранитов (мощность 1-3 см, простирание 160-165°); II - дайки плагиогранитов, подвергшихся левому сдвигу с амплитудой 10 см (мощность 10-50 см, простирание 245°); 111 -дайки плагиогранитов, деформированных S-образно (мощность 25-40 см, простирания 315-350°); IV - посткинематические дайки плагиогранитов (мощность до 5 см, простирание 355-0°), простирание гнейсовидности 280°. Сделан вывод о формировании пород гилевского комплекса при заложении зоны левосторонних деформаций. U-Pb изотопный возраст цирконов из амфиболовых плагиогранитов П фазы (р. Щелчиха) демонстрирует значения 319.4±7.4 млн лет (SHRIMP-1T). ArAr изотопный возраст амфиболов и биотитов из этих же плагиогранитов демонстрирует значения 322.5±0.9 и 321.8±0.7млн лет соответственно. U-Pb изотопный возраст цирконов ("классический" метод) из биотитовых плагиогранитов III фазы (р. Моховушка) демонстрирует значения 318±0.8 млн лет.

Петрография. Тоналиты I фазы - среднезернистые породы с бластоце-ментной структурой, состоят из фепокристов PI (35 %) и Qtz (10 %), закрученных внутри цемента с образованием S-образных структур. Цемент представлен частично перекристаллизацованным мелкозернистым Pl-Qtz агрегатом (35 %). Bt -5 %, Amf- 15 %. Амфиболовые плагиограниты II фазы - огнейсованные породы с призматическизернистой структурой, состоят из близкоориентированых призм Р117 32 (50-60 %), Amf (10 %) и пластически деформированных чешуек Bt (5 %), а также зерен Qtz (25-30 %) в межзерновом пространстве породы. Акцессории: сфен, апатит, циркон. В пределах одного интрузивного тела, без фазовых взаимоотношений, в породах варьирует количество Qtz и Amf, из-за чего их состав меняется от кварцевых диоритов до плагиогранитов, без особого изменения их внешнего вида, но повсеместно отличного от тоналитов I фазы. Биотитовые плагиограниты III фазы - огнейсованные породы, которые макроскопически близки к амфиболовым плагиогранитам, но в меньшей степени деформированы и имеют гранитовую структуру. Породы состоят из PI (55 %), Qtz (30 %), Bt (10 %) и Amf (5 %). Плагиограниты I и II генераций даек - лейкократовые породы, последние из которых петрографически близки к III фазе гилевского комплекса, отличаясь количеством Bt (5 %). Породы состоят из PI (50-60 %), Qtz (35-40 %), Ksp (3 %). Плагиограниты III и IV генераций даек - слабоогнейсованные порфировидные породы, состоят из фепокристов PI (15 %) и мелкозернистого aiрегата: Р (3035 %), Qtz (40-45 %), Ksp (5 %), Bt (5 %).

Вещественный состав. Плагиогранитоиды характеризуются низкой общей щелочностью и соответствуют толеитовой серии. От кварцевых диоритов к плагиогранитам с увеличением доли Qtz, сменой диоритовых структур на гранитовые и зонального плагиоклаза на полисинтетический, существует обратная корреляция между Si02 (60.66-70.04 мас.%), K/Na (0.23-0.34) и А1203 (17.22-15.73 мас.%), СаО (6.38-3.82 мас.%) (Приложение 6). С ростом уровня LREE, Th, Hf, Та, Zr наблюдается уменьшение значений Sr и СаО, а спектры РЗЭ становятся более асимметричными (La/Yb)^. 1-7.0. Плагиограниты III фазы имеют еще более асимметричные спектры распределения РЗЭ (La/Yb)n=21.5 и Eu/Eu* = 1.6. Для мультиэлементных спектров изученных пород характерно обеднение более когерентных элементов правой части спектров, отчетливые минимумы по Та, Nb и максимумы по llf, Zr.

Для плагиогранитов I, III и IV генерации даек характерен высокий уровень Si02 (74.28-77.24 мас.%) и низкий А1,03 (13.23-14.56 мас.%). Плагиограниты

II генерации даек с низким уровнем S¡02 (69.69-71.37 мас.%) и высоким А1203 (16.14-17.54 мас.%) наиболее близки к плагиогранитам II и III фаз гилевского комплекса. Плагиограпиты II и IV генераций даек, несмотря па различия в петро-химии, по своему редкоэлементному составу наиболее близки к плагиогранитам

III фазы. Плагиограпиты I и III генераций даек по редкоэлементному составу отличаются от других пород комплекса. Для них характерны слабо ассиметричные спектры распределения РЗЭ, перегиб в районе Ей минимума (Eu/Eu* = 0.3-0.6) и невысокие (La/Yb)n отношения (4.3-5.0). Содержания Si02<70 %, А1,03>15 %, Yb<1.5 г/т, Sr/Y>4(), свидетельствуют о принадлежности плагиогранитоидов к высокоглиноземистому типу [Арт, 1983]. Sm-Nd изотопные исследования плагиогранитов демонстрируют значения: I47Sm/i44Nd = 0.09186, ,43Nd/,44Nd = 0.512795, eJO) = +3.1,cJT) = +7.4.

Глава 5. КУНУШСКИЙ КОМПЛЕКС (Сг })

История изученности. Кунушский интрузивный комплекс в Калба-Нарымском и Западно-Калбинском террейнах (Восточный Казахстан) изучался В.В. Чернышевым, A.B. Капелиович, Г.Н. Щербой, Ю.Н. Логуновым, Б.А. Дьячко-вым, B.C. Кузебным, В.В. Лопатниковым, П.В. Ермоловым, С.А. Журутиным и др.

Геологическая позиция. Кунушский комплекс объединяет мелкие интрузии (0.1-3.0 км) и плитообразпые крутопадающие дайки (мощностью 1-10 м, длиной от 50-200 м до 2-3 км) тоналитов, плагиогранитов и плагиогранит-порфиров, которые образуют интрузивный пояс (120x25 км), контролируемый протяженной глубокопроникающей зоной разломов СЗ простирания. Интрузии согласны с общим планом складчатых структур, и срезаются гранитами (Р, 2к) и дайкам миролюбовского комплекса (Р,--!,). Так как плагиограпиты кунушского комплекса регионально милонитизировапны, огнейеованы и занимают конкор-дантное положение по отношению к вмещающим толщам, то их интрузии считаются синкинематическими [Лопатникои и др., 1982]. Петра™пи1ческий Кунушский массив расположен на ЮВ Калба-Нарымского террейна, возле пос. Чердояк, на "стрелке" рек Кунуш и Дженишке (Приложите 5). Массив представляет собой внутриформациоииую залежь или дайку (мощность 150-180 м, длина 1050 м, ширина 190 м), вытянутую в ЗСЗ направлении, и падающую на СВ, согласно с вмещающими породами такырской свиты (D -C,t), но имеющую с ними интрузивные контакты [Щерба, 1957]. На востоке породы массива через перемычку сланцев (5-15 м) отделены от гранодиоритов Нарымского батолита (Р,_2к). Интрузивное тело сложено мнлонитизированными плагиограпитами, которые прорываются мелкими интрузиями плагиогранит-порфиров. U-Pb изотопный возраст цирконов из плагиогранитов Жиландинского и Точкинского массивов кунушского комплекса демонстрирует даты 306.7±8.7 млн лет и 299±2.3 млн лет соответственно (SHRIMP-II).

Петрография. Плагиограпиты - равномерно-среднезернистые с гранитовой структурой породы, состоят из Qtz (30-35 %), Р1,5..40 (55-60 %), Bt (5— 10 %), Ksp (2 %). Плагиогранит-порфиры - мелкозернистые породы с гранит-порфировой, реже криптовой структурами, состоят из фенокристов Р1^5_40 (45-55 %) и основной массы - Qtz (30 %), Ksp (1 %), Bt (15 %), Amf (3 %). Иногда для них характерны микропегматитовые, милонитовые структуры и сланцеватые

текстуры с признаками бластеза, увеличением доли Ksp до 7-10 %, и присутствием ксенокристов Ort (5%). Акцессорные минералы - ильменит, сфеи, апатит, циркон.

Вещественный состав. Плагиогранитоиды имеют близкий химический состав, обладают низкой общей щелочностью и соответствуют породам толеи-товой серии. Плагиограниты и плагиогранит-порфиры обнаруживают обратную корреляцию между Si02 (68.31-71.3 мас.%), Na20+K20 (5.12-7.34 мас.%), LREE, Til, Hf, Та. Zr и СаО (1.89-4.13 мас.%), Sr (Приложение 6). Для пород характерны ассиметричные спектры распределения РЗЭ ((La/Yb)n = 8.1-25.8) и слабо выраженный Eu максимум (Eu/Eu* = 0.7-1.0). Мультиэлементные спектры обеднены более когерентными элементами правой части спектров и имеют минимумы по Та, Nb и максимумы но Zr, H f. Значения Si02<70 %, Al203>15 %, Yb<1.5 г/т, Sr/Y>40, свидетельствуют о принадлежности пород к высокоглиноземистому типу плагиогранитов [Apr, 1983]. Sm-Nd изотопные исследования демонстрируют значения: I47Sm/144Nd = 0.1226, l41Nd/144Nd = 0.512834, е^О) = +3.8, eJT) = +6.7.

Глава 6. ПЕТРОГЕНЕЗИС ПЛАГИОГРАНИТОИДОВ

Модели формирования тоналит-трондьемнтовмх магм включают фракционную кристаллизацию базальтовых магм [Arth et al., 1978; Hunter et al., 1978], плавление более древних тоналит-трондьемитовых [Singh, Johannes, 1996] или метабазитовых субстратов. Экспериментальные исследования показали перспективность "метабазитовой" модели и возможность образования топалит-плагиограиитных магм при дегидрахационном плавлении мафического субстрата в диапазоне Р = 3-27 кбар, Т= 900-1100 °С [Arth, et al., 1978; Johnston, Wyllie, 1988; Beard, Lofgren, 1991; Wolf, Wyllie, 1991; Rapp, Watson, 1991, 1995; Жариков, Хода-ревская, 1995; Sen, Dunn, 1994; Winther, 1996]. При этом редкоэлементный состав тоналит-плагиогранитной магмы зависит от типа рестита, с которым она равновесно сосуществовала при разных Р"/'-условиях. Вариации содержаний петрогенных элементов в субстрате приводят лишь к незначительному изменению граничных 1' /'-параметров, фиксирующих смену одних реститовых парагенезисов другими [Туркина, 2000]. Важный результат экспериментов - это доказательство идентичности количественного минерального состава реститов, оставшихся после плавления метабазальтов разного геохимического типа при одних и тех же Р-Г-условиях. Таким образом, высокоглинозёмистые плагиограниты формируются в равновесии с граиатсодержащим реетитом при Р>10-12 кбар, тогда как низкоглинозёмистые плагиограниты образуются с отделением плагиоклаз-пироксеновото (+амфибол) рестита при меньших давлениях. Вместе с тем при магмогенерации плагиогранитов низкоглиноземистого типа, чье формирование связывают с небольшими глубинами, возможен вклад верхнекорового сиалического субстрата. Эксперименты плавления переслаивающихся амфиболитов и метанелитов показали возможность образования K-Na кислых расплавов на границе контрастных метаморфических толщ [Skjerlie, Douce, 1995]. Возможность образования "гибридных" кислых магм при плавлении гетерогенных субстратов или при смешении расплавов доказано изотопными исследованиями природных объектов [Beard, 2008].

Выбор субстратов для моделирования состава плагиогранитоидных магм был обусловлен их изотопными характеристиками. Рассмотрены мегабазальты

и метатерригсштые породы Курчумского литона (ИСЗ) и Чарской офиолитовой зоны, а также оетроводужные базальты Рудно-Алтайского террейна. Высокоме-таморфизоваиный Курчумский литом, вмещающий низкоглиноземистые нлагио-граниты прииртышского комплекса, в нижней части разреза представлен парагнейсами джанды-карагайской свиты, 0,-S? (Bt (18-35 %), Pl24_28 (25—45 %), Qtz (20—45 %), Ksp (1 %), Clt (0.5 %), Cord (10-30 %), Grt (до 10 %), мощностью 9 км. Общая мощность метатерригенной толщи составляет до 18 км [Хорева, 1963; Григайтес, 1967; Шуликов, 1980]. Несмотря на различия в возрасте, метаморфизме и минералогии, химический состав метапелитов практически идентичен, а их протолиты соответствуют грауваккам [Петтиджон и др., 1976]. Парагнейсы Курчумского литона имеют средне-позднерифенекий модельный возраст их протолитов и значения l47Sm/144Nd = 0.121914, 147Nd/144Nd = 0.512218. Метаба-зальты Курчумского литона слагают тектонические линзы среди парагнейсов и представлены глаукофановыми сланцами (Amf, Ер, Phe ± Chi, Ab, Qtz). Так как геохимическая выборка этих пород в коллекции автора не представительна, но по петрографии, составу и времени эксгумации (0,3) они соответствуют метаба-зальтам Чарскон офиолитовой зоны, то в работе рассмотрена представительная коллекция глаукофановых сланцев Н.И. Волковой [2003, 2008]. Эти породы соответствуют высокожелезистым и высокомагезиальным толеитовым базальтам (MORB) [Jensen, 1976; Rollinson, 1994]. Изотопные характеристики метабазитов Курчумского литона и Чарской офиолитовой зоны сходны между собой и типичны для MORB (147Sm/l44Nd = 0.196347-0.223537, 143Nd/144Nd = 0.5] 2992-0.513081, eNd(T) = +6.9. ..+7.7). Близкими изотопными характеристиками обладают плагио-граниты купушского и гилевского комплексов (см. главы 4—5).

Вмещающими породами для низкоглиноземистых плагиогранитов змеино-горского комплекса являются зеленые сланцы корбалихинской свиты (S-D1?kr) и вулканогенно-осадочные толщи (13,_,) Рудно-Алтайскога террейна, с мощностью сиаличеекой коры 15 км и мафической - 28-32 км (геофизические данные [Ку-зебный, 1975]). Увеличенная мощность мафической коры и присутствие реликтов метабазальтов (MORB) в фундаменте террейна [Шокальский и др., 2000] заставили предположить, что Рудно-Алтайская активная окраина была заложена на континентальной коре мафического типа | Авдейко и др., 1987]. Для таких обстановок (островные дуги Алеутская, Рюкко, частично Курилы и Хонсю) в большей мере характерен толеитовый и низкокалиевый известково-щелочной базальтовый вулканизм [Wilson, 1988]. Для последнего, на примере Хонсю, характерны изотопные характеристики 143Nd/144Nd = 0.51278-0.51286, ¡:../Т) = +2.8...+4.3 [Togashi et al., 1992; Hanyu et al., 2006; Kimura, Yoshida, 2006] что близко к таковым значениям в мелаиократовых плагиогранитах змеипогорского комплекса (см. главу 2). В качестве возможного субстрата для мелаиократовых плагиогранитов были рассмотрены надсубдукциопные низкокалиевые известково-щелочные базальты Рудного Алтая. Возможность образования плагиогранитов за счет частичного плавления более древних островодужных базальтов доказана работами [Wolde, Team, 1996; Petford, Gallagher, 2001; Saito et al., 2007].

Параметры для геохимического моделирования были определены по методике О.М.Туркиной [2000]. Установлено, что высокоглиноземистые пла-гиограниты кунушского и гилевского комплексов могли быть сформированы в

интервале /'-'/'-условий от 15 кбар, 975 °С, F = 12 % (граиулитовый рестит) до 16 кбар 1040 °С, F - 17 % (грапат-амфиболитовый рестит). Выбор расчетных параметров в модели для низкоглиноземистых меланократовых плагиогранитов змеиногорского комплекса был аналогичен предыдущему. Установлено, что эти плагиограниты могли быть сформированы при Р ~7 кбар, Т-1000 °С, F = 16 % (габбровый рестит).

Исследования низкоглиноземистых плагиогранитоидов прииртышского комплекса заставили предполагать, что эти породы формировались при частичном плавлении гетерогенного источника (метабазит + метапелит). Плагиограниты и андезииовые граниты имеют промежуточные изотопные параметры между парагнейсами и метабазитами (е^СГ) = +4.8...+5.3): значения 5|80 (+9.4...+10.1) лишь ненамного превышает таковые в MORB). Изотопные параметры олигоклазовых гранитов (е^Д) = -1.2 и более "тяжелый" кислород (8,80 = +14.5)) свидетельствуют о существенно большей, в сравнении с плагиогранитами и андезииовы-ми гранитами, роли сиалического материала в генерации этих магм. Особенности редкоэлементного состава изученных пород (высокий уровень HREE), свидетельствуют, что плавление их субстратов происходило при Р< 10 кбар, в равновесии их расплава с безгранатовым реститом. Были рассчитаны редкоэлементные составы плагиогранитного и гранитного модельных расплавов, полученных при плавлении метабазита и метапелита соответственно. Учитывая особенности строения Курчумского литона (сиалическая верхняя кора и мафическая нижняя кора), Р-Т-параметры плавления метабазитов и метапелитов были выбраны разные. Для ме-табазитов они составили 8 кбар, 1000 °С, F = 18 % (трондьемитовый состав выплавки, амфиболитовый рестит) [Rapp, Watson, 1995]. Для оценки состава реетита при плавлении метапелитов использовались экспериментальные данные [Koeslcr et al., 2002]. Стартовый материал этих опытов представлен парагнейсами (Qtz -35 %; Bt - 25 %; PI - 23 %; Cord - 9 %; Grt - 3 %; Ksp - 2 %; Musk - 2 %) и в максимальной степени соответствует химическому составу метапелитов Курчумского литона. Степени частичного плавления метапелитов оценивались, исходя из их сосуществования в близком Р-Т-поле с метабазитами, и, по данным | Skjerlie, Douce, 1995], должны быть в два раза больше последних. Из работы [Koester et al., 2002] следует, что наиболее близкими к указанным параметрам оказались: Р = 5 кбар, Т= 800 °С, F= 32 %; рестит-PI (23 %), Qtz (30 %), ОРх (3 %), Bt (11 %), Mgt (1%), с образованием низкоглиноземистых известково-щелочных гранитных расплавов.

Геохимическая модель для высокоглиноземистых плагиогранитов ку-нушского и гнлевского комплексов была однотипна и состояла в реконструкции редкоэлементного состава их модельных мафических субстратов без участия сиалического материала, выполнена по формуле немодального парциального плавления (batch melting) [Shaw,1970]: С, = CJ[F \ D(\-F)}, где Сг и С0 - содержания элемента в выплавке и субстрате, F - степень плавления, D - суммарный коэффициент распределения элемента «рестит/расплав». Установлено, что модельные субстраты для плагиогранитов имеют субгоризо1ггалъные спектры распределения редких элементов (Sr/Y = 3-10) и в наибольшей степени соответствуют составу MORB [Rollinson, 1994], а также метабазальтам Чарской офиолитовой зоны [Волкова, 2004, 2008] (Приложение 7).

Геохимическая модель для ннзкоглииоземистых плагиогранитов прииртышского комплекса включала расчеты раздельного плавления метапелита

и метабазита. с последующим смешением анатектических выплавок (плагиогра-нит + гранит). Расчет доли (/) двух модельных расплавов при их смешении был выполнен исходя из их расчетных содержаний Nd и значений с^ОГ) в исходных субстратах (метабазит и метан ел иг). Марамегр/был найден из уравнения [DePaolo, Wasserburg, 1979]: = [с'АХЛ/+ sf^X^-ß] / [Х/+ i:xir\'n(\-J)}, где.Г, иХ„-концентрации Nd, и NdÄ; i?A и сгд - изотопные параметры элемента Xв компонентах А и В. Так как в системе "субстрат-расплав" абсолютная концентрация Nd изменяется, но е^, остается постоянным, следовательно, изотопные отношения в расплаве наследуются из субстрата;/-доля компонента Л по массе в смеси. Расчет смешения разных пропорций модельных плагиогранита и гранита при плавлении метабазита и метапелита, был сделан по уравнению бинарного смешения: Си = С/з + С*{ 1/), где С, и Сь - содержания компонентов в исходных субстратах, / - количество компонента "а" в смеси, а С0 - искомое содержание компонента в смеси. Для пла-гиогранитов и андезиновых фанитов прииртышского комплекса установлены следующие параметры смешения модельных расплавов: плагиогранит (85 %) + гранит (15 %). Для олигоклазовых фанитов - 50 % + 50 %. Сравнение редкоэлементного состава смеси модельных расплавов с реальными составами гшагиофанитоидов демонстрирует близкую сходимость в отношении малоподвижных REE, отличаясь уровнем HFSE. Сравнение модельных расплавов с олигоклазовыми фанитами указывает на то, что расплавы последних формировались в равновесии с реститом более обогащенным плагиоклазом, биотитом, и более обедненным клинопиросеном, чем количества, принятые в настоящих расчетах (Приложение 8).

Геохимическая модель для низкоглиноземистых плагиогранитов змеи-ногорского комплекса имеет предварительный характер и в большей мере обозначает возникшие вопросы и пути их решения. Установлено, что мсланократовые плагиофаниты могли быть сформированы при Р = 6.9 кбар, Т= 1000°С, F= 16 % (габбровый реегит) за счет частичного плавления мафического субстрата близкого по составу к оетроиодужпым низкокалиевым известково-щелочпыми илитолеито-вым базальтам, с низкими значениями г^/Т). Формирование плагиолейкофанитов могло произойти за счет смешения двух анатектических выплавок плагиофанит-ного и фанитного состава, образованных соответственно при частичном плавлении метабазальтов (Р = 8 кбар, Т= 1000 °С, /■' = 18 %) и метапелитов (Р = 5 кбар, Т= 800 °С, F = 32 %). Ограничением к этим моделям служат геологические факты прорывания нлагиогранитоидами метатерригенных пород корбалихииекой свиты (S-D,?), залегающих в основании вулканогенио-осадочного разреза (D, 3). Следовательно, для принятия таких моделей нужно предполагать или более древнюю островную дугу в основании Рудно-Алтайского террейна, которая перекрыта мета-терригенными толщами корбалихинской свиты или переплавление магматических камер базальтового состава в основании Рудио-Алтайского террейна. В первом случае косвенным доказательством додевопской активной окраины в Рудном Алтае может служить только ордовикский возраст эксгумации океанических метабазальтов Чарской офиолшовой зоны (Волкова и др., 2008). Во втором случае известно, что промежуточные очаги базальтовой магмы возникают на уровнях, где существует резкое различие в плотностях между расплавом и вмещающим субстратом [Куширо, 1984]. Как следствие толеитовые магмы не могут подняться и фракционируют у подошвы нижней коры, одновременно взаимодействуя с пей. По данным [Takahashi, 1986], летучие и большое количество тепловой энергии, освобождаю-

щиеся на границе кора-мантия, вызывают парциальное плавление основания коры с образованием извсстково-щелочных андезнтовых магм. Таким образом, этот процесс мог бы привести к образованию меланократовых плагиогранитов змеиногор-ского комплекса, однако остается неясным, способен ли имеющийся объем вещества закристаллизованных магматических камер дать при плавлении масштабный плагиограиитоидный магматизм Рудного Алтая.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Низкоглиноземистые плагиограниты могут формироваться в комплексах активных окраин, офиолитах [Coleman, Peterman, 1975 ] и в аккреционных обста-иовках [Hill et al., 1981; Крылов, Лучицкая, 1999]. Образование высокоглиноземистых плагиогранитных магм может реализоваться при дегидратациоииом плавлении мафического субстрата, погружающейся океанической литосферы в зоне субдукции [Drummond, Defant, 1990; Martin, 1994, 1999], в результате утолщения и разогрева континентальной коры в аккреционно-коллизионных обстановках [Barnes et al., 1996; Whalen et al., 2002; Туркина, 2005] или воздействия плюма [White et al., 1999; Puchtel et al., 1999; Wyman, 2002].

Надсубдукционные плагиограниты змеи!югорского комплекса комагма-тичны вулканитам (D2 3) и приурочены к их ареалам в Рудном Алтае. Возраст меланократовых плагиогранитов И фазы змеиногорского комплекса (377.7±6.1 млн лет) коррелируются с возрастом базальтов нижнекаменевской подсвиты (D2_3kmn,, живет-фран). Возраст плагиолейкогранитов 111 фазы змеиногорского комплекса (371.5±2.2 млн лет) коррелируются с возрастом кремнекислого вулканизма среднекаменевской подсвиты (D3kmn,, фран). Таким образом, формирование контрастных габбро-плагиогранитоидных интрузий змеиногорского комплекса произошло синхронно с надсубдукционным вулканизмом на Рудном Алтае.

Аккреционные плагиограниты прииртышского комплекса в пространстве и времени (368-351 млн лег) тесно сопряжены с формированием покровио-складчатых структур и высокоградиентным метаморфизмом ШЛЬР-тина амфи-болитовой фации в Курчумском террейпе. В региональном плане это соответствовало заключительному эпизоду надсубдукционного вулканизма в Рудном Алтае и непосредственно предшествовало коллизии Сибирского и Казахстанского палео-континентов.

Коллизионные плагиограниты гилевского комплекса были сформированы в условиях заложения Центральной и реактивации Северо-Восточной зон смятия на Рудном Алтае. В региональном плане время образования плагиогранитов (327312 млн лет) соответствовало стадии коллизии Сибирского и Казахстанского па-леоконтинентов и маркировало смену обстановки сжатия режимом левого сдвига.

Постколлизионные и(или) внутриплитные плагиограниты кунушского комплекса были сформированы в конце карбона (313-297 млн лет), что исключает их принадлежность к островодужным и раннеколлизионным образованиям.

Исследование магматизма Восточного Казахстана позволило обнаружить ассоциацию магматических пород, близкую по характеру к триаде «ТТГ - адаки-ты (андезиты) - высокониобиевые базальты» [Puchtel et al, 1999; Wyman, 2002], чье формирование обязано активности плюмов на этапе активной окраины или коллизии континентов. К первому члену магматической триады принадлежат тоналиты-плагиограниты кунушского комплекса (С2 3) и гранодиориты калгутин-

ского комплекса (С-Р,), образующие единую ТТГ-серию. Лдакиты на исследованной территории не известны, однако, в качестве близких к ним по составу пород, можно рассматривать плагиоандезидациты, плагиодациты и плагиориода-циты вулканоилутопической структуры Сары-Тау (сарытауский комплекс, С3-Р,) [Куйбида и др., 2004], Актобинской и Сержихинской мульд [Хромых, Куйбида, 2003]. Конечный член представлен габброидами и пикритами (аргимбаиский и максутскин комплексы, С^Р^ [Ермолов и др., 1977; Владимиров и др., 1979; Хромых и др., 2007].

Геохимические и изотопные характеристики плагиогранитоидон позволяют объяснить их формирование в рамках единой магматической колонны с постепенным подьемом фронта магмогенерации, который завершился образованием редкометальных гранитоидов калбинского типа [Крук и др., 2007]. Высокие температуры генерации инициальных гранитоидных магм, наличие субсинхронных базитоо и металлогеническая специфика поздних гранитоидов свидетельствуют, что магматизм был связан с воздействием мантийных плюмов (Таримского, а на поздних стадиях, возможно, и Сибирского) на область коллизии Сибирского и Казахстанского континентов [Мао et al., 2005; Борисенко и др., 2006; Поляков и др., 2007; Владимиров и др., 2008].

Настоящие исследования показали, что петрогеохимичеекий состав пла-гиогранитоидов в каждом конкретном случае зависит от термодинамических параметров плавления (глубины образования) и состава исходного субстрата (террейна), то есть не может отражать их геодинамическую природу. Однако, как показали вышеописанные примеры Алтая, с плагиогранигоидами различных геодинамических обстановок связаны вполне определенные формационные ряды магматических пород. Поэтому индикаторная значимость плагиогранитоидов для палеогеодинамических реконструкций определяется их позицией в формацион-ных рядах маг матических горных пород, привязанных к конкретным обстановкам (петрографическим провинциям) [Кузнецов, 1964; Изох, 1978; Ферштатер, 1987].

РАБОТЫ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Владимиров А.Г., Крук H.H., Гаськов И.В., Борисенко A.C., Владимиров В.Г., Руднев С.Н., Шокальский С.П.. Мурзин О.В., Савиных 51.В., Куйбида МЛ. Средиепалеозойские г еодинамические обстановки формирования железорудных, полиметаллических и золоторудных месторождений Алтая // Тектоника и металлогения Центральной и Северо-Восточной Азии: Тезисы докладов Международной конференции (Новосибирск, 16-18 сент. 2002 г.). Новосибирск: Изд-во СО РАН. Филиал "Гео", 2002. С. 73-74.

Куйбида МЛ., Крук H.H., Мурзин О.В. Средне-нозднедевоиские плагио-граииты Горного и Рудного Алтая: особенности геохимии и возможные источники расплавов // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 3: Материалы Веерос. науч. конфи. Томск: Изд-во Том. ун-та, 2002. Т. 1. С. 104—113.

Хромых C.B., Куйбида МЛ. Позднепалеозойский вулканизм Восточного Казахастана как индикатор инверсии геодинамического режима (косая субдук-ция —► коллизия) // Современные проблемы формациошюго анализа, петрология и рудоносность магматических образований: Материалы Всерос. совещ., посвященного 100-летию Ю.А. Кузнецова. Новосибирск, 2003. С. 359-360.

Куйбида М.Л., Хромых C.B., Мороз E.H. Петрологическая модель формирования сииииверсиониых вулканоплутонических ассоциаций Восточного Казахстана // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (or океана к континенту): Материалы науч. совегц. по Программе фундаментальных исследований. Иркутск, 2004. Т. 1. С. 199-202.

Волкова Н.И., Тарасова E.H., Полянский Н.В., Крук H.H., Хромых C.B., Куйбида М.Л. Включения высокобарических пород в серпентинитовом меланже Чарского офиолитового пояса: минералогия и условия образования // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 4: Материалы Всерос. петрографической науч. конф., Томск, 24-26 ноября 2004 г. Томск: ЦИТИ, 2004. С. 235-242.

Куйбида МЛ., Крук H.H., Владимиров А.Г. Петрология высокоглиноземистых плагиогранитоидов кунушского комплекса (Восточный Казахстан) // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Материалы Всерос. науч. конф., Томск, 26-29 ноября 2007 г. Томск, 2007. С. 107-112.

Хромых C.B., Владимиров А.Г., Крук H.H., Куйбида МЛ..'Гравии A.B. Первые свидетельства активности Таримского плюма в Восточном Казахстане // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы Всерос. науч. совещ. Иркутск, 2007. Т. 2. С. 152-154.

Куйбида МЛ., Крук H.H., Бибикова Е.В., Лепехина Е.Н, Травин A.B. Коллизионные плагиограниты Рудного Алтая // Строение литосферы и геодинамики: Материалы XXII Всерос. молодеж. конф. Иркутск, 2007. С. 135-136.

Крук H.H., Куйбида М.Л., Владимиров А.Г., Лепехина E.H., Травин A.B. Состав и SM-ND изотопная систематика гранитоидов Калба-Нарымской зоны (Восточный Казахстан) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы Всерос. науч. совегц., Иркутск, 9-14 октября 2007 г. Т. 1. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. С. 123-125.

Крук H.H., Хромых C.B., Куйбида М.Л. Гранитоидный магматизм турби-дитовых палеобассейнов: состав, источники, механизмы формирования // Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов: Материмы 1 междуиар. геол. конф., Улан-Удэ, 26-29 августа 2008 г. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2008. С. 207-208.

Владимиров А.Г., Крук H.H., Хромых C.B., Полянский О.П., Червов В.В., Владимиров В.Г., Травин A.B., Бабин Г.А., Куйбида М.Л., Хомяков В.Д. Пермский магматизм и деформации литосферы Алтая как следствие термических процессов в земной коре и мантии // Геология и геофизизика. 2008. Т. 49. № 7. С. 621-636.

Куйбида МЛ., Крук H.H., Падерин И.П. Плагиотранитпый магматизм Рудного Алтая // Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов: Материалы I междуиар. геол. конф.,Улан-Удэ. 26-29 августа 2008 г.). Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2008. С. 210-211.

Куйбида МЛ., Крук H.H., Владимиров А.Г., Полянский 11.В., Николаева И.В. U-Pb-изотопный возраст, состав и источники плагиограиитон Калбинеко-го хребта (Восточный Казахстан) // Докл. РАН. 2009. Т. 424. № 1. С. 84-88.

Семипалатинск

*ь-КаменогорскЧ1С?>

Мосша

ох Зайсин

СНМЯ

Структурно-геологическая схема Зайсанской складчатой области - фраг мента Алтайской аккреционно-

коллизионной системы [Владимиров и др., 2008].

7Г 80" 81" 82" 83" 84" 85"

50кга

Сибирский континент

Казахстанский континент

81" 82" 83" 84" 85"

Условные обозначения: 1 - каледониды Сибирского и Казахстанского континентальных блоков, нерасчлененные; 2 - герцинские террейны Зайсанской складчатой области, отвечающие активным континентальным окраинам, нерасчлененные; 3 - Чарекий палео-океанический террейн; 4 - герцинские магматические комплексы, расчлененные по возрастным интервалам (4 - базитовые лайковые пояса 5 - гранитоидные батолиты 6 - субщелочные палеовулканическне структуры и гранит-лейкогранитные массивы повышенной редкометалльности, Р2-Т,; 7 - гранитоидные батолиты калбинского (жарминского) типов, а также бимодальные по составу палеовулканическне структуры и плагиогранитоиды кунушского типа, С,-Р,; 8 - субщелочные габброиды и пикритоиды ар-гимбанского и максутского типов, Р,); 9 - девон-раннекаменноугольные батолиты в боргах Зайсанской складчатой области (объединенные); 10 - офиолиты Чарского шва; 11 - проникающие разломы указаны цифрами по их простиранию (1 - Аркалыкский, 2 -Жарминский, 3 - Жанан-Бугазский, 4 Боко-Байгузииекий, 5 - Чарекий, 6 - Западно-Калбинский, 7 - Калба-Нарымский, 8 -Иртышский, 9 - Кедрово-Бутачихинекий, 10 - Локтевеко-Зыряновский, 11 - Белорецко-Маркакульский, 12 - Локтевско-Караиртышский), 12 - главные сдвиговые зоны с объёмным вязко- и хрупкопластичным течением горных масс (ЖСЗ - Жарминская, ЧСЗ - Чарская, ИСЗ - Иртышская). 13 - кинематика сдвиговых деформаций. Цифрами в квадратиках обозначены эталоннотипные плагиогранитоид-ные массивы: 1 - Мохнатые сопки (змеиногорский к-с, О,.,); 2 - Сары-Тау (прииртышский к-с, О,-С,); 3 - р.Щелчиха - р.Моховушка (гнлевский к-с, С,.,); 4 - Кунушский (кунушский к-е, С,.,).

Плагиогранитоидный магматизм Алтая Приложение 2

286 300

320

360

374

387

Период Отдел Возраст, млн. лег (методы) Рудно-Алтайский террейн Высокомета-морфизованные литоны ИСЗ Калба-Нарымский террейн Этапы тектогенеза Тип

каменноугольный поздний Постколлизионный и (или) внутриплитный Высокоглиноземистый

средний ранний 313-297 (11/РЬ, циркон) Кунушский комплекс

327- 312 (и/РЬ, циркон; Аг/Лг, биотит, амфибол) Гнлевский комплекс Коллизионный

Аккреционный Низкоглиноземистый

368- 351 (и/РЬ. циркон) Прииртышский комплекс

девонский поздний средний Змеиногорский комплекс

384 - 362 (11/РЬ. циркон) Надсубдукционный

ранний о, Алейский комплекс

5Г15'-

Схема размещения магматических комплексов Рудно-Алтайского террейна, по материалам [Мурзин и др., 1999] с авторскими изменениями.

1-4 — гилевский к-с, С,., (1 - фанодиориты V фазы (?), 2 - плагиограниты и граниты порфировидные /('фазы (?); 3 - огнейсованные плагиограниты 111 фазы (Центральная зона смятия); 4 - огнейсованные плагиограниты ¡1 фазы и катаклазированные гоиа-литы (кварцевые диориты) I фазы (Субмеридиональная зона смятия); 5 - устьянский к-с, D,us (граниты); 6-8 - змеиногорский к-с, D. ,z (6 - плагиолейкограни ты III фазы. 7 - меланократовые плагиограниты II фазы, 8 - габброиды I фазы): 9 - алейский к-с (?) D,a (плагиограниты); 10- мельничная свита, D,.2mn (субвулканические тела, лавы, лавобрекчии и туфы риолитов, риодашггов, прослои туфопесчаников): 11 - корбалихинская свита, S-D,?kr (зеленые сланцы); 12 - четвертичные отложения; 13 - разломы (а - наблюдаемые, б - предполагаемые); 14-15-направление падения гнеисовидности (14 в грани-тоидах, 15 - в сланцах).

Цифры в кружочках: 1 - массив Мохнатые Сопки; И - массив р.Щелчиха; 111 - массив р.Моховушка;

51"10'-

5Г05'-

81"45'

Приложение 4

Геологическая схема массива Сары-Тау прииртышского комплекса [Конников, 1977 .

1-2 - калбннскнн к-с, Р,., (1 - аляскитоидные микроклиновые граниты; 2 -аплит-граннты и пегматиты); 3 -сарытауекий к-с, С,-Р, (дайки диоритовых порфиритов, эруптивная брекчия плагиоандезидацитов, плагиодаци-тов и плагиориодацитов); 4-6 - лрииргышский комплекс, О,-С, (4 - плагиограниты, андезиновые граниты; 5 - диориты, кварцевые диориты; 6 - габбро; 7 палеозойские пара- и ортометаморфические породы (объединенные); 8 - разломы.

82"00'

Приложение 5

Геологическая схема Кунушского массива кунушского комплекса [Щерба, 1957].

1-3 - калбинский комплекс, Р,... (1 - аплиты и пегматиты, 2 - двуслюдянные граниты, 3 - гранодиориты); 4-5 -кунушский комплекс. С,., (4 - плагиогранит-порфиры, 5 -порфировидные биотитовые плагиограниты); 6 - метамор-физованиые песчанико-черносланцевые отложения такыр-ской свиты, О,-С,; 7 - зона деформаций в плагиогранитах; 8 - гнейсовидность в плагиогранитах; 9 - направление и угол падения контакта.

Содержания петрогенных оксидов (мас.%) и редких элементов (ррт) в плагиогранитоидах, матабазальтах и метатерригенных породах Алтая

Приложение 6

Комплекс Зменногорскнй П рниртмп СКНЙ Пикв стай

Массив Екагериннискнй Мохнатые сопки Первомайский Екатерининский Первомайский гора Острая Чандннскнй Гнубоков-СКНЙ Актобнн-СКНЙ Сары-Tïy Чанднн-скнй р. Дальняя Щелчнха Р-Моховушка

Порола 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

МЪобр. 7-630 7-632 5425-1 j 7-202-03 7-636 45866 7-220-03 | 44808 44805 7-701/2 7-704 7-670/1 7-712-1 Х-337 х-ззз 7-698/3 7-603 7-607 | 8-623 8-383 9-03.1 (I) 7-2104)3 7-212/4-03 9-03.1 (IV)

SiOj 69,66 7254 72,64 75J 71,75 7336 75,62 76,03 76.27 72^9 7057 71,22 69,64 70,43 70,28 72,44 6534 6349 68,63 69,88 74,28 69,69 74,65 74,72

HOj 0,58 0,41 0,27 0,29 039 0,08 0,08 0,08 0,08 0,43 0,42 0,28 031 0,44 0,4 037 озз 0,74 0,43 0,4 0X18 047 од

AL3O3 1358 13,9 14,13 13,26 14,4 1156 12,76 11,82 12,08 12,62 1359 1433 14,47 1432 14,48 13,73 16,67 15,89 16,18 15,97 1356 1734 1333 14,15

Ге,р»' 5Д1 3.75 333 3,22 3,49 246 1.47 235 2,43 3,04 337 3,24 447 334 238 2,77 352 5,47 3 2 ЗД7 051 059 12 U8

МаО 0Д2 0,06 006 0,09 0,07 003 0Д>7 0,06 0,07 0,06 005 004 0,07 0,05 0,05 0,06 од 0,09 006 0Д1 <0,03 003 043 <0,03

MgO 1Д 0,72 043 032 0,69 0.44 <0.1 0,27 0,43 0,73 0,6 037 042 0.86 122 14 1,46 256 1,42 13 0,21 <0,05 0,23 0,44

с»о 442 3,7 2.89 233 4.06 042 0.89 0Д5 0.76 2ДЗ 158 131 1.47 2,78 4,44 1.76 5,14 5,21 359 4.01 121 3 25 0.89 139

Na20 3.78 3.56 332 4.23 3,46 353 544 5,68 529 336 3,77 4.43 333 3,45 503 5,73 434 4,17 4.78 3.42 529 659 543 546

к2о 0/6 052 2Д8 032 1,12 3X14 331 301 2,56 4,43 341 3,43 337 258 0.21 0,46 0,88 13 051 1,08 344 042 332 137

р2о} ОД 2 O.OS <0,01 003 0.07 0,03 «0,03 0.01 001 0,07 0,08 0,06 0,09 0Д1 049 003 0,11 0,13 0J2 0Д7 <0,03 ОДЗ 003 <0,03

п п. п. 0.^1 056 0.79 0.46 0,85 0,12 034 озо 0.1 0.45 0.75 0.61 1.02 051 0,73 105 1.17 05 0.01 0.05 03 027 034 032

Сумма 100.1 100,45 100,33 100.04 100.25 100.17 100.24 99.96 100.01 100.01 99,91 99,85 100,08 99,7 99,83 100.08 100,05 100,04 99,73 99,56 99,94 99.98 99,98 100,09

1Ъ 2.4 43 45 5.4 4,7 8,8 3,2 7,5 7,7 14,1 15,7 12 10,2 10,2 10,8 1U 33 33 24 5.8 63 4,6 2.1

и 0,7 13 1,14 lfi 1.4 14 1,4 03 1.4 2,7 3j6 24 33 22 2Д 2.4 0,4 1Д 03 03 03 03 03

Rb 19 39 83 12 39 97 73 74 54 221 208 131 84 121 9 22 30 17 21 35 11 42 23

Ва 160 292 485 295 332 170 473 410 496 311 369 634 327 240 67 140 244 229 161 184 700 218 406 408

Sr 295 318 193 233 260 65 64 40 50 77 ИЗ 261 147 148 375 213 542 422 429 442 144 413 92 265

Li 12,7 15,4 143 133 13,9 193 19 17.8 14,8 23.9 31 36,3 303 21.9 22 17,8 7.7 13,8 11.8 14 9,1 16,7 10,6 12.8

Се 29 33 27 34 33 39 40 45 41 55 66 70 58 49 46 38 16 33 30 27 19 34 22 25

Nd 193 20,9 14 3 24,8 185 22,7 233 22 19,9 243 28.4 33,6 23,9 21.4 20,7 183 19,8 14 2 113 8.7 14.2 10,4 10.2

Sm ЗД 5Д 32 64 4.8 6,2 6Д 5,4 5 4 4 2.06 4.43 3,09 141 1,93 234 2,4 1.71

Eu 14 1.79 1.14 238 1,44 0,84 034 0,73 0,8 034 0,67 052 0,81 055 059 034 1Д1 057 0,76 0,4 058 0,29 036

Gd 3.21 5,46 3,2 6,86 5,13 6,47 654 6,04 359 5Д4 637 7,05 539 436 4,75 4,71 149 3,89 239 1ДЗ 1,82 1,75 23 1,21

ТЪ 054 0,93 039 U 053 1Д9 из 1,18 1Д4 034 108 1Д5 056 0,76 0,79 0,83 0,23 043 038 одз 031 0Д9 038 0,19

Dy 6,22 558 4.1 75 638 8,55 731 7у65 53 3 631 6,86 554 5Д1 535 533 1,71 333 г fil 0,75 1,85 053 23 055

Er 356 353 2.6 5,24 4.4 3,64 5Д7 545 334 358 353 344 3,47 3.76 3,4 1,08 22 1.13 0,44 1,13 0,44 133 037

Tm 044 0.63 0.44 0,83 0,74 054 0,88 059 0,52 043 039 039 034 0,18 034 0,17 0,06 0,19 047 0Д6 0.09

Yb 4.21 4Д8 3 337 3X12 503 333 5,84 6,17 3.21 4.05 3.72 3,71 342 35 334 1,14 2,26 1ДЗ 0,44 1.21 0,44 1,66 0,7

Lu 0.61 041 0.44 0.8 0.79 0.77 0.84 0.89 1,01 0,43 037 035 035 039 041 0.47 0,18 033 0 Д7 0.08 0.18 0.07 0.26 0.11

Ix 287 243 207 312 257 193 146 116 144 207 200 280 428 254 273 233 74 216 131 142 31 51 46 54

Hf 63 55 4,7 75 4,2 43 4.8 3,4 6,4 63 8 11,6 6,1 6.7 74 22 53 4 12 14 2Д 14

Ii 0 33 033 1,14 0,67 0,61 0,8 1,46 оз 0,81 0,82 1Д4 0,72 0,74 055 1Д9 0 48 028 0,45 034 0,19 0,36 0,24 1,14 036

Nb 8.4 7,4 13.6 10 л 9,4 12,4 105 10,6 10 84 10,5 10,1 93 93 10,6 74 3,8 72 35 3.4 33 2,4 7 4,6

Y 38.8 38.2 29 52,8 44 57 62,3 39.9 46.4 39,4 47,6 47,8 43 31,5 31,7 41,2 11,3 23,7 11.9 43 13.0 5 17Д 6,1

Eu/Eu* 0,93 1,03 107 1,06 0,88 0,41 039 036 0,43 033 озз 039 0,44 044 049 038 1,11 оз 1,05 143 044 1,42 036 1ДЗ

(La/Yb)„ 203 2.48 3.23 153 1,87 2.59 2Л 2,05 1/52 5,44 ЗД6 641 533 4JD8 331 339 437 4Д1 7,02 21,57 5,09 2539 431 1235

1РЗЭ 95 32 103.79 79.13 118.98 100,7 101,7 127,29 125,77 116,71 137.05 163.41 181.75 149.16 122,71 118.93 103,53 44.51 91,11 71,34 60,91 48.93 76.13 58,3 57,22

Комплекс Кунушский Курчумский лито н Чаросая зона

Массив Тонкинский Жнгтакдннскнй Точкннскнй Кунушский Тонкинский 1$нуш-ский Жил ан дин-СКНЙ Джанды-Караг&йская свита Пугачевская сета Парагнейсы Базальты M ORB

Порода 13 14 15 16 17 18 19 20

.49 обр. 7-193-05 7-181-05 7-180Я-05 7-187-05 7-185-05 | 7-236-03 7-182-05 7-691-1 7-183-05 7-694 7-174-05 97-2/3 97-3/16 97-4/18 СГ-160 97-3/21 7-705 S(kur).nS âfsb), п~12

S(Oj 69,87 69.6 69,92 6831 68,75 6934 71,16 71,1 70,27 7138 6806 465 58,43 6234 63,78 66,19 58,82 6235 4854

ТЮ2 ОД 8 0,24 0,24 ОДЗ ОДЗ ОДЗ 0,23 0Д7 0,24 0,24 035 1,08 0,89 0,83 0,86 046 053 033 13

ALJOJ 17,01 1635 15.97 1836 17,26 18,22 1356 13,74 15,46 1532 16,48 20,65 17.7 17,24 14,4 15,43 17.47 16,46 14,75

FejOj* 1,76 233 234 151 1,43 143 147 237 206 3,17 9,43 8Д5 7,75 8.05 557 8ДЗ 743 12,71

МпО 004 <0,03 003 004 <0,03 <0,03 <0,03 003 <0,03 003 0,05 0,13 0,25 0,19 0,22 ОДЗ 009 0,17 039

MgO 108 U4 1Д8 059 1Д9 034 1Д6 0,77 1.14 0,77 132 5,77 3,47 225 339 248 4,43 3 25 6,02

СаО 348 256 306 4Д2 3,88 403 3.27 242 309 247 ЗД 936 334 1,04 138 2,46 13 158 8,4

Na30 447 4.В2 431 43 535 4,27 4,79 3,49 565 3,7 4,73 2,73 25 141 233 202 2,24 2,22 30L

К20 109 1,26 135 0,7 056 0,85 1.22 103 149 1Д9 137 1Д2 2,7 3,71 1,73 2,49 207 235 1,43

р2о5 007 007 006 0,04 004 005 006 009 007 009 0,15 0,08 ОДЗ од 007 0Д2 0,21 ОДЗ 0Д8

ППП. 0.62 052 0,78 03 0.19 035 0.49 0,82 03 05 0.68 22S 154 2.43 1,46 1.14 347 2.13 256

Сумм. 100.08 99,7 100,15 99,6 99,69 99,64 100,04 100.04 100,19 100,04 100 99,71 100,21 99.75 99.77 9932 99.82 99,77 9958

Th 04 13 2Д 0,7 12 1.4 15 24 33 24 5,8 04 63 14 73 11 83 93 0,4

и 0,7 03 03 03 1 1 03 3,7 05 1.7 1.8 ОД 1,4 23 13 23 12 1.7 03

Rb 91 23 27 22 32 20 21 62 31 62 52 26 72 131 59 97 ИЗ 94 44

Ва 224 256 283 203 221 202 254 198 276 226 414 102 326 625 485 334 355 423 250

Sr 577 727 620 565 681 754 6 82 430 551 418 659 248 182 191 134 229 150 177 202

La 23 7,7 ЮЗ 3 2 43 5,4 7,8 125 10,8 14,6 215 33 235 32 20,9 23 423 28,8 4.7

Се 6 16 22 10 12 17 25 21 27 40 46 68 49 53 71 57 12

Nd 34 8.7 11.6 33 3,7 7Д 9.4 11.1 10.7 11,8 185 8Д 214 32 223 26 35,7 273 9

Sm 1,71 23 7 0,86 U1 1,48 1,76 15 203 202 3,44 3 3 7 5 3

Eu 036 038 031 039 036 0,49 озз 034 044 034 1,09 052 103 13 1,05 1Д 1.41 1,18 109

Od \2 132 144 0,7 054 102 1,28 137 1,48 1,79 239 33 4Д7 64 4,15 5,7 646 5,46 433

1Ъ 0,24 0 2 02 0,11 ОДЗ ОДЗ 0Д7 0Д9 0Д9 0,23 озз 049 046 046 036 101 0,84 0,77

Dy 1J2 052 106 озз 046 0,76 0.79 озз 057 108 1,79 4Д 332 33 346 5,4 3,73 439 507

Er 039 0.43 038 0,26 032 038 0,43 038 0,44 0,44 0,89 23 2.29 3,7 2,24 33 3,29 256 ЗД4

Yb 035 039 039 0Д6 озз 038 039 032 038 038 0.79 23 2,29 3,8 2,24 33 3,16 256 2.79

Lu 0.13 0,07 0.08 0,04 0,03 0.05 0.06 0.05 0.06 0.06 0,13 038 034 035 033 0,47 0.44 0,43 0.43

Zt 87 102 98 69 69 78 86 144 ИЗ 138 168 83 134 222 86 170 188 160 34

Hf 2.7 2,8 22 2А 2,4 35 3.8 4Д 2,1 55 0,4 4,7 3,7 4Д 1.7

Tt 0Д4 ОД 4 ол 0Д4 0Д4 0,11 ОД 2 034 0,27 ОД 0.42 038 043 П 037 1Д 0,8 0,84 036

Nb 2Д 14 22 13 1Д 1 1 fi 22 2.7 23 64 16 8,4 12 10,4 10 10,7 103 43

Y 10,4 4,8 6.1 3 2 3,8 42 4.8 5.1 5 63 95 22 24.1 35 19,5 32 38.9 29,9 30,2

Eu-'Eu" 101 1ДЗ 0.73 1,11 059 1Д5 107 053 107 0,85 107 05 034 041 0.72 042 044 039 051

(La/Yb)n 236 14,14 12.48 844 95 10,25 14,48 28,86 203 2732 20,03 054 0,42 548 629 ЗД1 903 33 1ДЗ

1РЗЭ 20,2 40,83 34,29 17,4 253« 30,76 42,07 58,23 51,85 63,92 9707 3839 18,96 161,05 110,85 129,13 177,46 119,49 46,1

Примечание: 1-15 -гранитоиды: 1-2-змеиногорский комплекс, D; 3 (1 -меланократовые плагиограниты (II фаза); 2 -плагиолейкограниты (III фаза)); 3-5 — прииртышский комплекс, Dj-C, (3 — олигоклазовые граниты; 4 - андезиновые граниты; 5 - плагиограниты); 6-12 -гилевский комплекс, С, г (6 - тоналиты I фазы; 7 - плагиограниты II фазы; 8 - плагиограниты III фазы; 9 - дайка I генерации; 10 — дайка II генерации; 11 - дайка III генерации; 12 -дайка IV генерации); 13-15 — кунушский комплекс, С2.3 (13 - плагиограниты; 14 -порфировидные плагиограниты; 15 — плагиогранит-порфиры); 16-20 метабазальты и метатерригенные породы: 1619 - Курчумский литон (16 - метабазальт MORB и 17 - парагнейсы (Bt-Pl+Grt+Ksp+Cord) Джанды-Карагайской свиты, 0:-S?; 18 - зеленый сланец Пугачевской свиты, D,; 19 - fi(kur) - среднее арифметическое содержание элементов в метатерригенных породах в столбце 17); 20 -ä(sb) - среднее арифметическое содержание элементов в голубых сланцах и метабазигах Чарской офиолиговой зоны [Волкова, 2008].

Приложение 7

100-в

ю-

я а с

го

о с

1 -=

0.1-

ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ДЛЯ ПЛАГИОГРАНИТОВ КУНУШСКОГО KOMI ШЕКСА

100 —

10 -

1 -

■MORB

поле модельных составов 1 * и 2*

т—I—I—I—|—I—I—I—I—I—1—I—I—I 0.1 —' I I I I—I—I I I I I I I I I I

Th и Nb La Се SrNdSmEuGdDyErYbLu Th NbLaCe SrNdSmEuGdTbDy Er Y Yb Lu

Сравнение мультиэлементных спектров метабазальтов (MORB) Чарекой офиолитовой зоны [Волкова и др., 2008] с модельными субстратами из плагиогранитов кунушского комплекса (Калба-Нарымский террейн) и гилевского комплекса (Рудно-Алтайский террейн). Содержания нормированы к таковым в примитивной мантии [Taylor, McLennan. 1985]. 1* и 3* - модельные субстраты (Р=15 кбар. 7-975°C,.F=12%); 2* и 4* - модельные субстраты (Р= 16 кбар, Г=1040°С, F=17%) [Rapp et al., 1995].

1 ПАТОГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ДЛЯ ПЛАГИОГРАНИТОВ ГИЛЕВСКОГО

КОМПЛЕКСА 4*

-+- MORB

I I поле модельных составов 3* и 4*

Приложение 8

ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ДЛЯ ПЛАГИОГРАНИТОИДОВ ПРИИРТЫШСКОГО КОЖ1ЛЕКСА

1000-а

g s

я 100 -à

К &

ex о с

10-

-«¡¡»— плагиограниты

--«¡>—• андезиновые граниты

ЮОО-з

100-=

10-=

модельная смесь 5*(85%) + 6*(15%)

—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—г—i—i

ThUNbLaCeSrNdZrHfSiriEuGdTbDyErYbLu

¡H:

модельная смесь 5*(50%) + 6*(50%)

олигоклазовые граниты

1 I I г

П-1-1-1-г

ThUNbLaCeSrNdZrHfSmEuGdTbDyErYbLu

Сравнение мультиэлементных спектров плагиогранитоидов прииртышского комплекса с модельными составами, рассчитанными при смешении плагиогранитного и гранитного расплавов (плавление гетерогенного субстрата (метабазит + метапелит)). Содержания нормированы к таковым в примитивной мантии [Taylor. McLennan, I985[. 5* - модельный плагиогранит из метабазита (MORB) Чарекой офиолитовой зоны [Волкова и др., 2008] (Р=8 кбар, 7"1000°C,F=18% [Rapp et al., 1995]);б * модельный гранит из метапелита Курчумского литона (Р=5 кбар, Т=800°С, F= 32% [Koester, 2002]).

Технический редактор О.М. Вараксина

Подписано в печать 06.04.2009 Формаг 60x84/16. Бумага офсетная. Гарнитура "Тайме". Усл. неч. л. 0,9. Тираж 150. Зак. № 31

ИНГГ СО РАН, ОПТ, просп. Акад. Коггпога, 3, Новосибирск, 630090

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Куйбида, Максим Леонидович

Введение.

Список условных обозначений.

Глава 1. Краткий тектонический очерк Алтайской аккреционно-коллизионной системы. Выбор объектов исследования.

Глава 2. Змеиногорский комплекс (D2-3).

2.1. История изученности.

2.2. Геологическое позиция и внутреннее строение массивов.302.3. Возраст.

2.4. Петрография и минеральный состав.

2.5. Вещественный состав.

Глава 3. Прииртышский комплекс (D3-C1).

3.1. История изученности.

3.2. Геологическое позиция и внутреннее строение массивов.

3.3. Возраст.

3.4. Петрография и минеральный состав.

3.5. Вещественный состав.

Глава 4. Гилевский комплекс (С 1.2).

4.1. История изученности.

4.2. Геологическое позиция и внутреннее строение массивов.

4.3. Возраст.

4.4. Петрография и минеральный состав.

4.5. Вещественный состав.

Глава 5. Кунушский комплекс (С2-3).

5.1. История изученности.

5.2. Геологическое позиция и внутреннее строение массивов.

5.3. Возраст.

5.4. Петрография и минеральный состав.

5.5. Вещественный состав.

Глава 6. Петрогенезис плагиогранитоидов Алтая.

6.1. Модели формирования тоналит-трондьемитовых магм.

6.2. Характеристика субстратов.

6.3. Параметры для геохимического моделирования.

6.4. Геохимическая модель формирования высокоглиноземистых плагиогранитов (кунушский и гилевский комплексы).

6.5. Геохимическая модель формирования низкоглиноземистых плагиогранитов (прииртышский и змеиногорский комплексы).

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология плагиогранитоидов Алтая"

Актуальность работы. Изучение индикаторных комплексов и оценка их значимости для палеореконструкций привлекает пристальное внимание многих исследователей. На примере таких комплексов удается "свернуть" структурно-вещественную информацию до определенной "метки", и, уже оперируя метками (индикаторами), перейти к геокартографическим базам данных и геологическим картам разного масштаба и металлогенической специализации. Первые успехи были получены, для современных геодинамических обстановок (базальты СОХ, океанических островов и плато, надсубдукционные вулканические комплексы, гранитоиды Гималаев и Средиземноморья) [Miyashiro, 1974; Pearce et al., 1984; Whalen, 1987]. Но чем более детально изучались геологические объекты, тем более расплывчатыми становились их индикаторные признаки. Показательным примером являются плагиогранитные ассоциации, для которых накоплен обширный аналитический и экспериментальный материал, позволивший перейти к геохимическому моделированию магмогенерирующих источников. Выяснилось, что плагиограниты при близком петрогеохимическом составе встречаются не только в офиолитовых комплексах, и надсубдукционных обстановках [Coleman, Peterman, 1995; Pitcher, 1983; Drummond, Defalt, 1990; Martin; 1994; Bea et al., 1997] или в трансформных и коллизионных обстановках [Barnes et al., 1996; Whalen et al., 2002; Туркина, 2005], но также могут формироваться в результате нижнекорового плавления за счет андерплейтинга и/или подъема мантийных плюмов [Barnes et al., 1996; White et al, 1999; Petford, Gallagher, 2001] и входить в триаду «ТТГ - адакиты — высокониобиевые базальты» [Puchtel et al, 1999; Wyman, 2002]. В этом смысле предпринятый в( работе синтез геоло-петрологических, геохимических и изотопно-геохронологических данных для плагиогранитов Алтая представляется актуальной задачей.

Цели неосновные задачи^ исследований: 1) установление геологической позиции плагиогранитоидов Рудно-Алтайского и Калба-Нарымского террейнов, а также высокометаморфизованных литонов Иртышской сдвиговой зоны (ИСЗ); 2) изучение внутреннего строения- эталонотипных массивов; 3) минералого-петрографическое и петрогеохимическое исследование коллекций; 4) изотопное датирование ключевых объектов; 5) геохимическое моделирование источников плагиогранитных магм; 6) оценка их значимости для палеогеодинамических реконструкций.

Фактический материал. В основу работы положены материалы автора, собранные за период 2002-2008 гг. Изучено 255 прозрачных шлифов, выполнено 65 микрозондовых анализов минералов, 167 петрохимических и 41 редкоэлементный анализ пород, из которых 13 — инструментальным нейтронно-активационным методом, 28 — методом ICP-ms. Петрогенные элементы определены методом РФА на установке СРМ-25 (аналитик - А.Д.Киреев, ИГМ GO РАН, г.Новосибирск) и на спектрометре S4 Pioneer (Bruker AXS) (аналитики — АЛ.Финкельштейн, А.К.Климова, ИГХ СО РАН, г.Иркутск). Редкие элементы определены: 1) ISP-ms на приборе Finigan Element (aHajiHTHKH - И.В.Николаева, С.В.Палесский, ИГМ СО РАН, г.Новосибирск); 2) нейтронно-активационный анализ (аналитик - С.Т.Шестель, ИГМ СО РАН, г.Новосибирск). Химический состав минералов определен на рентгеновском микроанализаторе "Camebax" (аналитик - О.М.Мельникова, ИГМ СО РАН, г.Новосибирск). U-Pb изотопный возраст (циркон) определялся:' SHRIMP.-II (аналитики — Е.НЛепехина, А.Н.Ларионов, И.П.Падерин, ЦИИ ВСЕГЕИ, г.Санкт-Петербург); «классическая» цирконометрия из микронавески — на MS «TRITON» (аналитик — Е.ВШибикова, ГЕОХИ РАН, г.Москва). Морфогенетический анализ цирконов выполнил С.Н.Руднев, ИГМ СО АН, г.Новосибирск. Ar-Ar изотопные исследования (биотит, амфибол) выполнены на приборе Noble gas 5400, Микромасс, Англия (аналитик - А.В.Травин, ИГМ СО РАН, г.Новосибирск). Изотопный состав Nd определялся на приборе Finigan МАТ-262 (аналитик - П.А.Серов, АЦГИ КНЦ РАН, г.Апатиты).

Методика исследований. При решении задач использовались классические методы геокартирования и минералого-петрографического изучения горных пород. Для установления наиболее вероятных источников плагиогранитоидных магм сделаны, модельные расчеты на основе изотопного и редкоэлементного состава пород, что позволило оценить вклад корового (сиалического) и ювенильного (базитового) субстратов. Былифассмотрены два варианта: 1) плавление гомогенного метабазитового субстрата; 2) раздельное плавление метапелитового и метабазитового субстратов и смешение образовавшихся модельных выплавок в различных пропорциях.

Защищаемые положения:

1. На основе анализа геологической позиции, состава магматических пород, их U-Pb и Ar-Ar изотопного возраста обоснована следующая схема плагиогранитного магматизма:

• змеиногорский комплекс, D2-3 (384-362 млн лет), Рудно-Алтайский террейн (надсубдукционная обстановка);

• прииртышский комплекс, D3-C1 (368-351 млн лет), метаморфизованные литоны ИСЗ (аккреционная обстановка);

• гилевский комплекс, С1-2 (327-312 млн лет), Рудно-Алтайский террейн (коллизионная обстановка);

• кунушский комплекс, С2-3 (313-297 млн лет),

Калба-Нарымский террейн (постколлизионная и (или) внутриплитная обстановка);

2. В пределах Алтайской аккреционно-коллизионной системы выделены два типа плагиогранитоидных ассоциаций:

• низкоглиноземистый тип: змеиногорский, D2-3 и прииртышский, D3-C1 комплексы;

• высокоглиноземистый тип: гилевский, С1-2 и кунушский, С2.3 комплексы.

3. Плагиогранитоидьь первого- типа сформированы в условиях активной окраины при плавлении комбинированного* источника (метабазиты океанического основания и метапелиты верхней коры) при Р<8 кбар. Плагиогранитоиды второго типа — в коллизионной и (или) внутриплитной обстановке за счет плавления аккреционно-утолщенной мафической коры при /Мб-16 кбар.

Научная новизна. Проведена типизация плагиогранитоидов Рудно-Алтайского, Калба-Нарымского террейнов и литонов ИСЗ. Выделены низко- и высокоглиноземистые плагиограниты, отражающие разные глубинные уровни выплавления магм. Доказано наличие высокоглиноземистых плагиогранитов (С1-2) в Рудном Алтае. Установлен возрастной разрыв (~25 млн лет) между формированием надсубдукционных и коллизионных плагиогранитоидов с резким заглублением очагов магмообразования. Сделан вывод о конвергентности петрогеохимических признаков плагиогранитоидных ассоциаций, состав которых в каждом конкретном случае (террейне) зависит от условий плавления и исходного субстрата. Индикаторная значимость плагиогранитоидов определяется не столько их вещественным составом, источниками и условиями магмогенерации, сколько их позицией в формационном ряду магматических пород, привязанным к конкретной обстановке (петрографической провинции).

Практическая значимость. Определены этапы и ареалы надсубдукционных плагиогранитов змеиногорского комплекса, которые комагматичны субвулканическим дацитам и риолитам Рудного Алтая с Аи, РЬ^п оруденением. Показано, что аккреционные габброиды и плагиограниты прииртышского комплекса, специализированные на Си-№ и Аи соответственно, приурочены исключительно к литонам высокометаморфизованных пород ИСЗ. Установлено, что постколлизионные и (или) внутриплитные плагиограниты кунушского комплекса, специализированные на Бп^ и Аи, были сформированы в ассоциации с субщелочными базитами и редкометальными гранитами при активности Таримского плюма. Эта ассоциация имеет «сквозной» характер, то есть, проявлена в Западно-Калбинском, Калба-Нарымском и Рудно-Алтайском террейнах. Полученные результаты могут быть использованы при геологосъемочных и прогнозно-поисковых работах.

Апробация работы ♦ и публикации. По теме диссертации опубликовано 13 работ, включая 2 статьи в- рецензируемых журналах. Материалы автора* частично вошли в Госгеолкарту 200/2, листы* М-44-Х, XI и представлены в виде устных докладов на конференциях: г.Новосибирск (2002, 2003, 2004), г.Томск (2002, 2004), г.Иркутск (2003, 2005, 2007), г.Улан-Удэ (2008). Исследования по теме диссертации, проводились в рамках договора о научном сотрудничестве ОИГГМ СО РАН -Алтайский филиал ИГН АН-МК Республики Казахстан, хоздоговоров и контрактов с Алтайской поисково-съемочной экспедицией МПР РФ (г.Бийск), Рудно-Алтайской геолого-разведочной экспедицией (г.Змеиногорск), программы ОНЗ РАН «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского пояса (от океана,к континенту)», а также при финансовой поддержке РФФИ (гранты №04-05-64443), Президиума СО РАН (проект №6.5, 13).

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка литературы (184 наименования), содержит 96 рисунков и 27 таблиц, всего 190 страниц.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Куйбида, Максим Леонидович

Заключение

Островодужные плагиограниты змеиногорского комплекса. Исследования-, последних десятилетий показали, что плагиограниты низкоглиноземистого типа1 могут образовываться в комплексах активных континентальных окраин, офиолитах [Coleman,' Peterman, 1975], а, также в аккреционных обстановках [Hill- et al., 1981; Крылов,- Лучицкая, 1999].

Габбро-плагиогранитные интрузии змеиногорского комплекса представляют, собой гипабиссальные образования, приуроченные'исключительно к ареалам средне-позднедевонского вулканизма в Рудном Алтае и, вероятно, являются комагматами* пород давыдовско-каменевского (D2-3) вулканического комплекса: Полученные геохронологические даты (377.7±6.1 млн лет) для меланократовых плагиогранитов змеиногорского комплекса коррелируются с возрастом излияний потоков и-покровов базальтов', нижнекаменевской подсвиты (D2-3kmni, живет-фран) Рудно-Алтайского террейна. Полученные геохронологические даты (371.5+2.2 млн лет) для плагиолейкогранитов змеиногорского комплекса коррелируются с возрастом кремнекислого вулканизма среднекаменевской подсвиты (Озктпг, фран). Извержения происходили из1 многочисленных вулканических аппаратов центрального типа, заложившихся: во фране, а также унаследованно проявившихся, на месте аппаратов, активно действовавших в живетское время. Таким образом, формирование контрастных габбро-плагиогранитоидных интрузий змеиногорского комплекса произошло синхронно с островодужным вулканизмом в Рудном Алтае.

Аккреционные плагиограниты прииртышского комплекса. Спецификой' прииртышского комплекса является появление его гранитоидов одновременно с высокоградиентным метаморфизмом НТ\ЬР-типа амфиболитовой фации Курчумского литона, сопровождавшегося мигматизацией, анатексисом пород и формированием тел автохтонных и параавтохтонных гранитоидов. Полученная для

метасоматически измененных гнейсов дата 360 млн лет [Хорева, 1963] отвечает возрасту внедрения синтектонических гранитов (362.8+5 млн лет, U-Pb метод по цирконам из субавтохтонных анатектических гранитов, локализованных среди мигматитов амфиболитовой фации [Козаков, 2003]). Полученный возраст 354+2.5 млн лет для плагиогранитов массива Сары-Тау прииртышского комплекса в пределах аналитической ошибки коррелируется. с этими данными.

Геологическая позиция гранитоидов свидетельствует об их тесной пространственно-временной сопряженности с формированием покровно-складчатых структур в Курчумском литоне. Геохронологические даты показывают, что в региональном- плане, формирование гранитоидов прииртышского комплекса соответствовало заключительному эпизоду надсубдукционного вулканизма (кедровско-ларихинский комплекс турнейского возраста) в Рудном Алтае и непосредственно предшествовало коллизии Сибирской и Казахстанской континентальных литосферных плит. Анализ геологических исследований в других регионах мира [Крылов, Лучицкая, 1999] заставляет полагать, что плагиограниты прииртышского комплекса соответствуют «аккреционному» типу магматизма континентальных окраин, который определяется, главным образом, характером плавящегося субстрата.

Коллизионные плагиограниты гилевского комплекса. Образование высокоглиноземистых плагиогранитных магм может реализоваться* при дегидратационном плавлении мафического субстрата, погружающейся океанической литосферной, плиты в зоне субдукции при повышенном геотермическом* градиенте мантии» [Drummond, Defant, 1990; Martin, 1994, 1999], в результате утолщениями разогрева континентальной коры в аккреционно-коллизионных обстановках [Barnes et al., 1996; Whalen et al., 2002; Туркина, 2005] или воздействия плюма [White et al., 1999; Puchtel et al., 1999; Wyman, 2002].

Внедрение плагиогранитоидов гилевского комплекса произошло в условиях заложения^ Центральной и реактивации Северо-Восточной зоны смятия на Рудном Алтае. Это подтверждается^ геохронологическими исследованиями цирконов, которые доказали, что формирование плагиогранитов произошло в середине карбона (плагиограниты II фазы - 319.4+7.4, 322.5+0.9 и 321.8+0.7 млн лет; плагиограниты III фазы - 318+0.8 млн лет), что исключает их принадлежность к островодужным образованиям. В региональном плане этот рубеж (середина карбона) отвечает стадии коллизии Сибирской и Казахстанской континентальных литосферных плит.

Результаты проведенных исследований свидетельствуют, что в Рудном Алтае проявлены (возможно, в значительных масштабах) мезоабиссальные плагиограниты среднекарбонового возраста, формирование которых, вероятнее всего, отвечало пику коллизионных событий и маркировало смену обстановки сжатия режимом левого сдвига.

Внутриплитные плагиограниты кунушского комплекса.Геохронологические исследования цирконов показали, что формирование плагиогранитоидов кунушского комплекса произошло в конце позднего карбона (Жиландинский массив - 306.7+8.7 млн лет, массив' Точка — 299+2.3 млн- лет), что исключает их принадлежность к островодужным и раннеколлизионным образованиям.

По изотопно-геохимическим характеристикам плагиограниты, кунушского комплекса относятся к +е(Ш)-типу [Jahn Borming et al., 2002; Владимиров и др., 2003; Коваленко и др., 2003], а по петрогеохимическим — к высокоглиноземистым' плагиогранитам [Арт, 1983], расплавы которых формировались при дегидратационном плавлении (.Р15-16 кбар) мафического субстрата, вероятно, слагающего океаническое- основание Калба-Нарымского турбидитового бассейна: Это свидетельствует о «скучивании» структурно-формационных комплексов Калба-Нарымского преддугового турбидитового бассейна в период коллизии- со значительным1 увеличением- мощности коры. Очевидно, что плавление метабазитового палеоокеанического основания Калба-Нарымского террейна на глубинах 40 км требует привлечения мощного мантийного источника, не связанного с коллизионными процессами:

Исследования магматизма Калба-Нарымского террейна, (Восточный Казахстан) позволило обнаружить в этом регионе магматические образования, ассоциирующие кунушскому комплексу. По мнению автора' настоящей работы, плагиогранитоиды кунушского комплекса принадлежат к триаде «ТТГ - адакиты (андезиты) — высокониобиевые базальты» [Puchtel et al., 1999; Wyman; 2002]. В этом случае к^ первому члену магматической триады (ТТГ-серия) принадлежат тоналиты-плагиограниты кунушского комплекса (Сг-з) и гранодиориты калгутинского комплекса (Сз-Pi). Высокоглиноземистые кислые вулканиты, известные как адакиты, на исследованной территории неизвестны, однако в качестве близких к ним пород, с некоторой долей условности, можно отнести плагиоандезидациты, плагиодациты и плагиориодациты вулканоплутонической структуры Сары-Тау (сарытауский комплекс, С3-Р1) [Куйбида и др., 2004], а также Актобинской и Сержихинской мульд

[Хромых, Куйбида, 2003]. Конечный член магматической триады представлен внутриплитными габбро и пикритами (аргимбайский и максутский комплексы, С3-Р1) [Ермолови др., 1977; Владимиров и др., 1979; Хромых и др., 2007].

Формирование подобной магматической триады исследователи связывают с воздействием' плюмов на активную окраину континентов в обстановке островной дуги и (или) коллизии. Геохимические и изотопные характеристики гранитоидов позволяют объяснить их формирование в рамках единой магматической колонны-с постепенным подъемом фронта, гранитообразования. На начальной стадии имело место плавление метабазитового основания, деформированного турбидитового бассейна, (формирование высокоглиноземистых плагиогранитов кунушской ассоциации), затем в процессы плавления были вовлечены блоки метапелитов, погруженных на нижнекоровый уровень (образование высокотемпературных1 гранитоидов калгутинской ассоциации), и наконец; массовому анатексису подверглись низы турбидитового разреза (образование гранитоидов' калбинской ассоциации). Высокие температуры генерации инициальных гранитоидных магм; наличие синхронных базитов и металлогеническая специфика поздних гранитоидных комплексов, свидетельствуют, что формирование гранитоидов Калба-Нарымской зоны было? связано»с воздействием мантийных плюмов (Таримского, а-на поздних стадиях, возможно, и Сибирского) на область коллизии^ Сибирского и Казахстанского континентов. Геохронологические данные подчеркивают проявление «пестрого» по составу магматизма в узком возрастном интервале 300-280 млн, лет (поздний! карбон — ранняя пермь) и коррелируются с возрастом магматической1 активности Таримского плюма в Северо-Западном Китае (300-270 млн лет) [Мао et al., 2005; Борисенко и др., 2006; Поляков и др., 2007].

Настоящие исследования показали, что петрогеохимический состав плагиогранитоидов в каждом конкретном случае зависит от термодинамических параметров плавления (глубины- образования) и состава исходного субстрата (террейна) и, таким образом, не может отражать их геодинамическую-природу. Однако, как показали вышеописанные примеры, с плагиогранитоидами-различных гёодинамических, обстановок связаны, вполне определенные ассоциации магматических пород. Индикаторная значимость плагиогранитоидов' для палеогеодинамических реконструкций определяется их позицией в формационном ряду магматических горных пород, привязанной к конкретной обстановке (петрографической провинции) [Кузнецов и др., 1977; Изох, 1978; Ферштатер, 1987].

Авдейко Г.П.', Бабанский А.Д., Богатиков О.А. и др. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. - М.: Наука, 1987. - С. 99-117.

Арт Дж.Г. Некоторые элементы примеси в трондьемитах - их значение для выяснения-генезиса магмы и палеотектонических условий // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. - М.: Мир, 1983. - С. 99-105.

Бекжанов Г.Р. Геологическое строение Казахстана. Алматы: — Академия-минеральных ресурсов Республики Казахстан, 2000. — 396 с.

Беляев С.Ю. Тектоника Чарской зоны (Восточный Казахстан). — Новосибирск, 1985. -117 с.

Берзин HI А., КолманР.К., Добрецов H.JI. и др. Геодинамическая карта западной части Палеоазиатского океана // Геол. и геофизика. — 1994. - Т. 35, — № 7-8: — С. 8-28.

Берзин. Н.А., Кунгурцев JI.B. Геодинамическая интерпретация геологических комплексов Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. — 1996. — Т. 37, — № 1. -С. 63-81.

Беспаев Х.А., Полянский Н.В., Ганженко Г.Д1 и др. Геология и металлогения Юго-Западного Алтая (в переделах территории Казахстана и Китая). - Алматы: Гылым, 1997.

Беспаев Х.А., Николаев Л.Г., Ганженко Т.Д. и. др. Колчеданно-полиметаллические, месторождения'Прииртышского района. — Алма-Ата, 1997. —246 с.

Богатиков О.А., Петров О.В.,, Шарпенок JI.H. Петрографический кодекс. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. Санкт-Петербург: - Ленинград: ВСЕГЕИ, 2008. - Издание второе. - 198 с.

Богданова К.Г., Логинова М.В., Куно В.Г. Отчет по теме: «Сравнительная характеристика гранитоидов Калбы, Южного и Рудного Алтая» (сводный отчет по первому этапу работ). - Ленинград: ВСЕГЕИ, 1957.

Борисенко А.С., Сотников В.И., Изох А.Э. и др. Пермотриасовое оруденение Азии и его связь с проявлением плюмового магматизма // Геология и геофизика. — 2006. — Т. 47, -№1. - С. 166-182.

Буслов М.М. Террейновая тектоника и геодинамика складчатых областей мозаично-блокового типа (на примере Алтае-Саянского и Восточно-Казахстанского регионов): Автореферат дисс. на соискание учен, степени доктора, геол.-минерал. Наук. — Новосибирск, 1998.- 44 с.

Буслов» М.М., Ватанабе Т., Смирнова Л1В1 и др. Роль, сдвигов в. позднепалеозойско-раннемезозойской тектонике и геодинамике Алтае-Саянской и Восточно-Казахстанской складчатых областей // Геология и геофизика. — 2003. — Т. 44,-№ 1-2.-С. 49-75.

Великая Н;Н;,.Григайтис Р:К., Рыбалтовский Е.В. и.др. Каталог определений возраста горных пород СССР радиологическими методами. — Восточный Казахстан. - Москва,.1970. - С. 198.

Васильева Среднепалеозойские кристаллические сланцы и гнейсы Иртышской зоны смятия. — Тр. ВСЕГЕИ, 1962. — Нов. Сер. Петрогр. сб. — Т. 74, — №5.

Владимиров А;Г., Изох А.Э., Яковлева Н.А. Пикритовые порфириты Зайсанской складчатой системы и их генезис // Докл. АН СССР. — 1979. — Т. 247, — № 5: — С. 1236-1241

Владимиров А.Г., Козлов М.С., Шокальский С.П. и др. Основные возрастные рубежи интрузивного магматизма Кузнецкого Алатау, Алтая и Калбы (по данным U-РЬ изотопного датирования) // Геология и геофизика. - 2001. - Т. 42, — № 8. — С.1149-1170.

Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Гаськов И.В. Куйбида M.JI. и др.

Среднепалеозойские геодинамические обстановки формирования железорудных, полиметаллических и золоторудных месторождений Алтая // Тектоника; и металлогения* Центральной и Северо-Восточной Азии: Тез. докл. Междунар. конф., Новосибирск,,16-18 сент., 2002 г. - Новосибирск. - Изд-во СО РАН. - Филиал "Гео", 2002. - С. 73-74.

Владимиров А.Г., Крук И.И., Руднев? C.II: и- др; Геодинамика: и гранитоидный магматизм коллизионых орогенов // Геология и геофизика. - 2003. — Т. 44. - №121 -С. 12-14. ■

Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Полянский О.П. и;др. Корреляция герцинских деформаций,:осадконакопления и магматизма Алтайской коллизионной системы как отражение;плейт- и плюмтектоники. // Проблемы, тектоники Центральной Азии. — М.: ГЕОС, 2005. - С. 277 308.

Волкова Н.И., Тарасова Е.Ш, Полянский.Н.В.,.Куйбида>M.JI. Включения

высокобарических пород в серпентинитовом меланже Чарского офиолитового пояса: минералогия и условия образования // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 4: Материалы Всероссийской петрографической научной конференции, Томск, 24-26 ноября 2004 г. - Томск: ЦНТИ, 2004. - С. 235242. .

Волкова. Н;И., Тарасова; Е.Н., Полянский' HiB., и*, др. Петрология высокобарических пород Чарской зоны (Восточный Казахстан) // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Материалы. Всероссийской научной конференции; ToMCKj 24-26 ноября 2005 г. - Томск, 2005. - Т. И. - С. 317-320.

Волкова ГЬИ., Скляров Е.В. Глаукофансланцевый метаморфизм Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) как индикатор ранних стадий закрытия палеозойского океана // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы научного совещания по Программе фундаментальных исследований (г. Иркутск, 10-14 октября 2005 г.). - Иркутск: Ин-тземной коры СО РАН, 2005. - Т. 1.-С. 48-51.

Волкова Н.И., Тарасова Е.Н., Полянский Н.В. и др. Высокобарические породы в серпентинитовом меланже Чарской зоны (Восточный Казахстан): геохимия, петрология, возраст // Геохимия. 2008. - № 4. - С. 432-437.

Гаськов И.В., Дистанов Э.Г., Ковалев К.Р. Особенности развития вулканизма и колчеданно-полиметаллического оруденения в Северо-Западной части рудного Алтая // Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков: Материалы Всероссийской научной конф., посвященной 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований, 1-4 октября 2002 г. — Иркутск: Ин-т земной коры СО РАН, 2002. - С. 30-32.

Григайтис Р.К., Старицын Ф.В., Нехорошее В.П. Геологическая карта листа М-45-XXV масштаба 1:200 000. - 1957.

Григайтис Р.К. Петрология метаморфической толщи Курчум-Кальджирского антиклинория (Южный Алтай). Автореф.диссер.канд.г.-м.н. - Ленинград: ВСЕГЕИ, 1967.-23 с.

Гутак Я.М., Валиева Ф.Л., Мурзин О.В. Корбалихинская свита Рудного Алтая и проблема возраста Алейского метаморфического комплекса. В сб.: 300 лет горногеологической службе России: история горного дела, геологическое строение и полезные ископаемые Алтая. - Барнаул, изд-во АГУ, 2000. - С. 200-205.

Добрецов Н.Л., Пономарева Л.Г. Новые данные о составе и возрасте фундамента Зайсанской геосинклинали // Геология и геофизика. - 1969. - №3. - С. 121-125.

Добрецов Н.Л. Глаукофансланцевые и эклогит-сланцевые комплексы СССР. -Новосибирск: Наука, 1974.-430 с.

Добрецов Н.Л., Колман Р.Г., Берзин Н.А. Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. - 1994. - Т. 35. - № 7-8. - 269 с.

Добрецов Н.Л. Процессы коллизии в палеозойских складчатых областях Азии и механизмы эксгумации // Петрология. 2000. - Т. 8. - № 5. - С. 451-476.

Добрецов Н.Л., Буслов М.М., Сафонова И.Ю. и др. Фрагменты океанических островов в структуре курайского и катунского аккреционных клиньев Горного Алтая //Геология и геофизика. - 2004. - Т. 45.-№ 12.-С. 1381-1403.

Дьячков Б.А. О соотношении кунушского комплекса Калбы и редкометалльного оруденения // Проблемы магматической геологии Зайсанской складчатой области. -Алма-Ата: Наука, 1981.-С. 165-171.

Дьячков Б.А., Воронцов И.Н., Майорова Н.П. Новые данные по геологии и рудоносности Дельбегетейского оловорудного узла. Изв. АН КазССР. Сер. Геол. -1983.-№6.-С. 8-17.

Дьячков Б.А., Майорова Н.П., Щерба Г.Н. и др. Гранитоидные и рудные формации Калба-Нарымского пояса: (Рудный Алтай). - Алматы, 1994. - 208 с.

Елисеев Н.А. Петрография Рудного Алтая и Калбы // Петрография СССР. Серия I: Региональная петрография. - М.; J1.: Изд-во АН ССР, 1938. - Вып. 6. - С. 5-87.

Ермолов П.В., Изох Э.П., Пономарева А.П. и- др. Габбро-гранитные серии западной части Зайсанской складчатой системы. — Новосибирск: Изд-во СО РАН. -1977.-245 с.

Ермолов П.В., Кузебный B.C., Владимиров' А.Г. Тастауская вулкано-плутоническая базит-гранитоидная серия Зайсанской складчатой системы. - Изв. АН Каз. ССР; Сер. геол., 1978. -№ 2. - С. 2-14.

Ермолов П.В., Полянский Н.В. Метаморфические комплексы зоны сочленения> Рудного Алтая и редкометалльной Калбы // Геология и геофизика. - 1980. - № 3. - С. 49-57.

Ермолов П.В., Добрецов-H.JI., Полянский Н.В. и др. Офиолиты Чарской зоны // Офиолиты. - Алма-Ата: Наука КазССР. - 1981. - С. 103-178.

Ермолов П.В:, Владимиров А.Г., Изох А.Э. и др. Орогенный магматизм офиолитовых поясов (на примере Восточного Казахстана). — Новосибирск: Наука, 1983.-208 с.

Жариков> В.А., Ходарсвская Л.И. Плавление амфиболитов: состав сосуществующих минералов // Доклады РАН. - 1995. - Т. 342. - №26. - С. 222-225.

Журутин С.А. Полихронность плагиогранитоидного магматизма Калба-Нарымской зоны // Геология и геофизика. - 1987. -№ 6.*- С. 49-52.

Ивата К., Ватанабе Т., Акияма М. и.др. Палеозойские микровоссилии Чарского пояса, Восточный Казахстан // Геология и геофизика. — 1994. — Т. 35. — № 7-8. — С. 145-151.

Изох Э.П. Оценка рудоносности гранитоидных формаций в целях прогнозирования // М.: Недра, 1978.- 136 с.

Кагопов' А.К., Марьин А.М., Назаров Г.В. и др. О гальках магматических И/ метаморфических пород из конгломератов намюрско-среднекаменоугольного возраста. Труды ИГН им. К.И.Сатпаева АН КазССР. - Алма-Ата: Наука КазССР. -1970.-Т. 29.

Коваленко В.И., Ярмолюк В.В.\ Сальникова Е.Б. и др. Источники магматических пород и происхождение раннемезозойского тектономагматического ареала Монголо-Забайкальской1 магматической области: 1. Геологическая характеристика и изотопная геохронология//Петрология. 2003.-Т. 11.—№2.-С. 164-178;

Козаков. И;К., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И. и др. Герцинский возраст метаморфизма кристаллических пород Курчумско-Кальджирского блока «Иртышской зоны смятия» (Восточный Казахстан) // Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза», 2003. - С. 203-205.

Козлов М.С. Палеотектоника и палеовулканизм среднего палеозоя Юго-Западного Алтая. Геология и геофизика. - 1995. -№12. - G. 17-34.

Конников* Э;Г. Сравнительная характеристика магматических формаций области сочленения^ Юго-Западного Алтая и Калбы (на примере Курчумо-Кальджирского антиклинория). Автореф.диссер.к.г.-м.н. — Новосибирск, 1970. — 25 с.

Конников Э.Г. К вопросу о гетерогенности змеиногорского интрузивного комплекса;Рудного Алтая. Геология-и геофизика. - 1974а. — № 8. — С. 70-78.

Конников Э.Г., Ермолов: П.В:, Добрецов ГЛ. Петрология синйнверсионных габбро-гранитных серий. - Н.: Наука, 1977. - С.39-68.

Крук Н.Н., Владимиров А.Г., Руднев С.Н. и др. Sm-Nd изотопная систематика гранитоидов западной части: Алтае-Саянской складчатой области // Доклады РАН; -1999. - Т. 366: - № 3. - С. 395-397.

Крук Н.Н., Куйбида МЛ;, Владимиров' А.Г. и г др. Состав и SM-ND изотопная систематика- гранитоидов КалбатНарымской зоны, (Восточный Казахстан); // Геодинамическая эволюция? литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы Всероссийского научного совещания, Иркутск, 9-14 октября 2007 г. - Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. - Т. 1. - С. 123-125. •

Крук Н.Н., Хромых С.В., Куйбида М.Л. Гранитоидный магматизм турбидитовых палеобассейнов: состав; источники, механизмы формирования // Граниты, и эволюция» Земли: геодинамическая позиция; петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов: Материалы I международной геологической?конференции (Улан-Удэ, 26-29 августа 2008 г.). - Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2008. - С. 207208.

Крылов K^Ai, Лучицкая М.В. Кислый магматизм в аккреционных структурах Корякин, Камчатки и Аляски // Геотектоника. — 1999: - №5. — С. 35-51.

Кузебный BiC;. Магматические формации Юго-Западного Алтая^и их металлогения; -Алма-Ата: Наука, 1975. — С.115-145.

Кузебный B.C., Ермолов П.В., Полянский Н.П. и др. Магматические формации и комплексы Зайсанской складчатой области и проблемы их корреляции // Проблемы магматической геологии Зайсанской складчатой области. — Алма-Ата: Наука, 1981.-С. 4-39.

Кузнецов Ю.А.,, Белоусов А.Ф., Васильев Ю.Р. и др. Формационный анализ в магматической! геологии // Фундаментальные исследования. Науки о Земле. — Новосибирск: Наука, 1977. - С. 38-46

Куйбида МЛ;, Крук Н.Н;,. Мурзин O.Bi Средне-позднедевонские плагиограниты Горного и Рудного Алтая: особенности геохимии и возможные источники расплавов // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 3: Материалы Всероссийской научнойконференции. - Томск, Изд-во Том. ун-та, 2002. - Т. 1.- С. 104-113.

Куйбида М.Л., Хромых С.В., Мороз Е.Н. Петрологическая модель формирования сининверсионных вулканоплутонических ассоциаций Восточного Казахстана // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). - Материалы науч. совещания по Программе фундаментальных исследований, Иркутск, 2004. - Т. 1. - С. 199-202.

Куйбида^ М.Л., Крук Н.Н., Бибикова Е.В. и др. Коллизионные плагиограниты Рудного Алтая // Строение литосферы и геодинамики: Материалы XXII Всероссийской молодежной конференции, Иркутск, 2007. - С. 135-136.

Куйбида< М.Л., Крук Н;Н., Владимиров А.Г. Петрология высокоглиноземистых плагиогранитоидов Кунушского комплекса (Восточный Казахстан) // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Материалы Всероссийской научной конференции, Томск, 26-29 ноября 2007 г. - Томск, 2007. - С. 107-112.

Куйбида М.Л.,, Крук Н.Н., Падерин И.П. Плагиогранитный магматизм Рудного Алтая // Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов: Материалы I международной геологической' конференции (Улан-Удэ, 26-29 августа 2008 г.). - Улан-Удэ, Изд-во БНЦ СО РАН, 2008. - С. 210-211.

Куйбида МЛ? Крук H.HI Владимиров А.Г. Полянский Н.В. и др. U-Pb-изотопный возраст, состав' и источники плагиогранитов Калбинского хребта (Восточный Казахстан) // Доклады РАН. - 2009* - Т. 424. - № 1. - С. 84-88.

Куширо И. Генезис магм островных дуг на примере Японских дуг // Петрология. Докл. 27-й сессии,МГК. -М.: 1984. - Т. 9. - С. 122-130.

Леонов М.Г., Артимонов А.В., Виноградов В.И. и др. Вертикальная* аккреция* земной коры. - М.: Наука, 2002. - С. 298-323.

Ломизе М.Г. Начальная фаза субдукции на континентальных окраинах. Геотектоника. - 2003. - №5. - С. 73-88.

Лопатников В.В., Ермолов П.В. Новые данные по магматизму Калбы-У/ Проблемы магматической геологии Зайсанской складчатой области. — Алма-Ата: Наука, 1981. — С. 73-88.

Лопатников В.В., Изох Э.Щ Ермолов А.П. и др. Магматизм и рудоносность Калба-Нарымской зоны Восточного Казахстана. - М.: Наука, 1982. - 248 с.

Магматические комплексы» Казахстана. Уральская и Зайсанская скоадчатые системы. - Алма-Ата: Наука, 1983. — 220 с.

Марьин А.М., Назаров F.B., Ткаченко Г.Г. и др. Геологическое положение и возраст габброидных интрузий Иртышской зоны смятия. — Тр. ИГН АН КазССРб, 1966.-Т. 17.

Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Самыгин С.Г. и др. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. - 1993. - № 6. - С. 3-33.

Мурзин О.В., Чекалин В.М., Сыроежко Н.В. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 ООО. - Издание второе. — Серия Алтайская. Лист М-44-Х, XI (Российская часть). - Объяснительная записка, 1999. -131 с.

Мурзин О.В. Геологический отчёт о работах по составлению и подготовке комплекта государственной геологической карты масштаба 1:200 ООО на Змеиногорской площади (лист М-44-Х,Х1). - Змеиногорск, 2001.

Назаров Г.В., Стучевский Н.И. Геолого-металлогеническая карта Иртышской зоны смятия масштаба 1:100 000. - Академия наук Каз.ССР, Алтайский отдел Института геологических наук им. К.И.Сатпаева, 1982.

Нехорошее В.П. О "докембрии» Алтая и о возрасте Иртышского метаморфического комплекса. — Записки ВМО, 1939. - Ч. 68. - Вып. 3.

Нехорошее В.П. Геологическая карта Алтая масштаба 1:500 000. -Государственный научно-исследовательский геологический институт, Всесоюзный аэрогеологический трест, Западно-Сибирское и Казахское геологические управления, 1956.

Нехорошее В.П. Геология СССР. - М.: Недра, 1967. - T.XLI, Восточный Казахстан. - 4.1.-467 с.

Никонов О.И., Шокальский С.П. Геологическое положение и петрохимия гранитоидов змеиногорского комплекса в Западном Алтае в связи с возможностью их формационного расчленения // Геология^и геофизика. — 1988. — № 7. — С. 35-43

Петтиджон Ф., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. - М.: Мир, 1976. - 535 с.

Плотников А.В., Бибикова Е.В., Титов А.В. и др. О возрасте метаморфизма кианит-силлиманитового типа южно-чуйского комплекса (Горный Алтай): результаты U-Pb изотопного исследования цирконов // Геохимия. — 2002. — № 6. — С. 579-589.

Плотников А.В., Крук Н.Н., Владимиров А.Г. и др. Sm-Nd-изотопная систематика метаморфических пород западной части Алтае-Саянской складчатой области // Доклады РАН. - 2003. - Т. 388. - № 2. - С. 228-232.

Поляков Г.В., Изох А.Э., Борисенко А.С. Пермские пикрит-долеритовые комплексы и связанное с ними Cu-Ni оруденение Зайсан-Гобийской зоны как производные Таримского мантийного плюма // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей: Материалы междунар. конф., 20-25 августа 2007 г. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2007. - С. 218-223.

Полянский Н.В., Добрецов HJL, Ермолов П.В. и др. Структура и история развития Чарского офиолитового пояса // Геология и геофизика. — 1979. — №5. — С.66—78.

Пономарева А.Щ Туровинин А.Ю. Новые данные по магматизму Калбы // ОИГГМ СО РАН. - Новосибирск, 1993. - № 4. - 36 с.

Ревякин П.С., Кузебный B.C. Особенности глубинного строения]Рудного Алтая по геофизическим данным в связи с проблемой магматизма // Сов. Геология. — 1966. — №2.

Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионные гранитоиды и расслоение Земной коры. - М.: Научный мир, 2001. - С. 150-154.

Ротораш И.Л., Гредюшко Е. А. История формирования и строения серпентинитового меланжа Зайсанской складчатой области // Геотектоника. — 1974. — №4. — С. 73-79.

Ротараш И.А., Полянский' Н1В., Гредюшко Е.А. и' др. Геологическая карты Казахской ССР масштаба 1:500' 000. - Восточно-Казахстанское геологическое управление, 1976.

Ротараш ИЛ., Самыгин С.Г., Гредюшко Е.А. Девонская активная контигнентальная окраина на Юго-Западном Алтае // Геотектоника. - 1982. - № 1. -С. 44-59.'

Сафонова И.Ю., Буслов, М.М., Кох Д.А. Фрагменты океанической коры ПалеоАзиатского океана в Горном Алтае и'Восточном Казахстане: геохимия и структурное положение // Литосфера. - 2004. - № 3. - С. 84-96.

Сафонова И.Ю. Геодинамические обстановки формирования венд-палеозойских базальтов, Палеоазиатского океана из складчатых областей Горного Алтая и Восточного «Казахстана. — Автореферат дисс. канд. геол.-мин. наук. — Новосибирск, 2005.

Сенников Н.В., Ивата К., Ермиков В:Д. и др. Океанические обстановки седиментации и фаунистические сообщества в палеозое южного обрамления Западно-Сибирской плиты// Геология и геофизика. -2003. - Т. 44. - С. 156-171.

Сючань С., Джун Г., Яоцин и др. Глаукофан-сланцевые пояса и их тектоническое значение в орогенических поясах Северо-Западного Китая // Геология и геофизика. — 1994.-Т. 35,-№7-8.-С. 145-152.

Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. — М.: Наука, 1977.-280 с.

Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. - М.: Мир, 1988.-С. 379 с.

Титов А.В., Хромых С.В., Владимиров А.Г. и др. Расплавные включения в гранате и кварце из дацит-порфиров Актобинской вулканической структуры (Казахстан): Оценка условий генерации и состава первичных расплавов // Доклады РАН. — 2001. — Т. 377.-№ l.-c. 86-90.

Травин А.В., Бовен А., Плотников А'.В. и др. 40Аг/39Аг датирование пластических деформаций в Иртышской сдвиговой зоне (Восточный Казахстан) // Геохимия. 2001. — № 12.-С. 1-5.

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

Туркина О.М. Протерозойские тоналиты и трондьемиты юго-западной окраины Сибирского кратона: изотопно-геохимические данные о нижнекоровых источниках и условиях образования «расплавов в коллизионных обстановках // Петрология. - 2005. -Т. 13.-№1.-С. 41-55.

ФерштатерТ.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. — М.:Наука, 1987. — С. 223.

Фор Г. Основы изотопной геологии. — М.: Мир, 1989. — 590 с.

Фотиади Э.Э., Каратаев Г.И. Строение земной коры Сибири и Дальнего Востока по данным регональных геофизических исследований. Геология и геофизика. - 1963. -№10.

Хисамутдинов М.Г., Авров Д.П., Васильева Е.Д. Геологические формации Зайсанской складчатой системы. — М.: Недра, 1972. — С. 21-32.

Хомяков В.Д., Ермолов П.В. Метаморфические породы Чарского офиолитового пояса (минералогия и условия образования) // Геология и геофизика. — 1981. — № 11. -С. 83-93.

Хорева Б.Я. Геологическое строение, интрузивный магматизм и метаморфизм Иртышской зоны смятия. М.: Госгеолтехиздат, 1963. — 204 с.

Хромых С.В., Куйбида M.JI. Позднепалеозойский вулканизм Восточного Казахастана как индикатор инверсии геодинамического режима (косая субдукция —+ коллизия) // Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудоносность магматических образований. — Материалы Всеросс. совещания, поев. 100-летию Ю.А.Кузнецова. - Новосибирск, 2003. - С. 359-360.

Хромых С.В:, Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Куйбида M.JI. и др. Первые свидетельства активности Таримского плюма в Восточном Казахстане // Геодинамическая эволюция^ литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). — Материалы Всероссийского научного совещания. Иркутск, 2007. - Т. 2. - С. 152-154.

Чиков Б.М., Зиновьев С.В. Постгерцинские (раннемезозойские) коллизионные структуры Западного Алтая // Геология и геофизика. - 1996. — Т. 37. — № 11. - С. 6170.

Шокальский С.П., Зыбин B.JL, Гусев Н.И. и др. Рабочая корреляционная» схема магматических и метаморфических комплексов Алтая. // Сб.: Региональные схемы корреляции магматических и метаморфических комплексов Алтае-Саянской складчатой области. - Новосибирск, СНИИГиМС, 1999. - С. 117-145.

Шокальский С.П., БабинТ.А., Владимиров А.Г. и др. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области. - Новосибирск: СО РАН, 2000. - 185 с.

Шуликов Е.С. Геолого-металлогенические особенности центральной части Южного Алтая. - Казань, 1979. - 142 с.

Щерба Г.Н. Геология Нарымского массива гранитоидов на Южном Алтае. - Алма-Ата: Наука КазССР, 1957. - 211 с.

Щерба Г.Н., Лопатников В.В.у Сериков П.В. и др. Морфология и строение Калба-Нарымского плутона. - Изв. Ан СССР, серия геол., 1971. -№ 3.

Щерба Г.Н. Геотектогены Казахстана и редкометалльное оруденение. - Алма-Ата: Наука, 1972.-Т. 1.-217 е. - 1973.-Т. 2.-291 с.

Щерба Г.Н., Дьячков Б.А., Нахтигаль Г.П. Жарма-Саурский тектоноген. — Алма-Ата, 1976.-200 с.

Щерба Г.Н., Дьячков Б.А., Нахтигаль Г.П. Металлогения Рудного Алтая и Калбы. -Алма-Ата: Наука КазССР," 1984. - 238 с.

Щерба Г.Н., Беспаев Х.АЛ., Дьячков Б.А. ш др. Большой- Алтай (геология и металлогения). - Алматы: Гылым, 1998. - 395 с.

Щерба Г.Н, Беспаев Х.А., Дьячков Б.А. и др. Большой Алтай (геология и металлогения). - Алматы: РИО ВАК РК, 2000. - 387 с.

Чернов В.И., Гаврилова В.Н: Основные черты» геологии и петрографии интрузивных пород Рудного Алтая // Материалы по геологии и металлогении Рудного Алтая. -М., Госгеолтехиздат, 1957.-Тр. ВАГТ.-Вып. 3. —С. 99-119.

Arth« J.G., Barker F., Peterman Z.E. et al. Geochemistry of the gabbro-diorite-tonalite-trodhjemite suite of the southwest Finland and its implication for the origin of tonalitic and trodhjemitic magmas // Journal Petrol. - 1978. - V. 19. - P. 289-316.

Bea F., Fershtater G., Montero-P. et al. Generation and evolution of subduction-related bathliths from the central' Urals: constract on P-T history of the Uralian orogen // Tectonophysics. - 1997. -№ 276. - P. 103-116.

Barbarin-B. Granitoids: main petrogenetic classifications in relation to origin and tectonic setting // Geological journal. - 1990. - V. 25. - P. 227-238.

Barnes C.G., Petersen S.W., Kistler R.W. et al. Source and tectonic implication of tonalite-trondhjemite magmatism in the Klamath Mountains // Contrib. Mineral. Petrol. — 1996.-V. 123.-P. 40-60.

Beard J.S., Lofgren G.E. Degydration Melting fnd Water-Saturated Melting of Basaltic and Andesitic Greenstones and Amfibolites at 1,3, and 6-9 kb // Journal Petrol. — 1991. — V.32.- P. 365-401.

Beard J.S. Crystal-Melt Separation and the Development of Isotopic Heterogeneities in Hybrid Magmas // - Petrology. - 2008. - 49(5). - P. 1027-1041.

Bhatia M.R. Plate tectonics and geochemical, composition of sandstones // Journal Geology. - 1983. - V. 91. - № 6. - P. 611-627.

Chi Zi, Mingguo Z., Allen M.B. et al: Implication of Paleozoic ophiolites from Western Junggar, NW China, for the tectonics of Central Asia // Journal. Geol. Soc. - London, 1993.-V. 150.-P. 551-561.

Coleman R. G., Peterman Z. E. Oceanic plagiogranite // Geophys. Res. - 1975. — V.80. — P. 1099-1108.

Condie K. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contraction results from surface samples and shales // Chem. Geol. - 1993. - V. 104. — P. 1-37.

DePaolo D.J, Wasserburg G.J. Petrogenetic mixing model and Nd-Sr isotopic patterns // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1979. - V. 43. - P:615-627.

Drummond M.S., Defant M:J. A model for trodhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth viae slab melting: Archean to modern comparisons // J. Geophys. Res. — 1990. - V. 95. - P. 21503-21521.

Jahn B.M., Wu F., Chen B. Massive granitoid generation in Central. Asia: Nd isotope evidence and'implication for continental growth in the Phanerozoic // Episodes. — 2000. — V. 23.-P." 82-92.

Jensen L.S. A New Cation Plot for Classifying Subalkalic Volcanic Rocks. - Ontario Division of Mines, 1976. - MP 66. - 22 p.'

Jicha B.R., Singer B.S., Brophy J.G., Fournelle J.H., Johnson C.M., Beard. B.L., Lapen T.J., Mahlen N.J. Variable impact of the subducted slab on Aleutian island arc magma sources: evidence from Sr, Nd, Pb and Hf isotopes and trace element abundances // J. Petrol.-2004.-45.-P. 1845-1875.

Johnston W., Hotz F. Petrogenesis and experimental petrology of granitic rocks. - Berlin, Springer-Verlag,-1996. - 335 p.

Johnston A.D., Wyllie P.J. Constraints on the origin'of Archaen trodjemites based on phase relationships of Nuk gneiss with H20 at 15 rbars // Contrib. Mineral. Petrol. — 1988. - V.100. -P.35-46.

Hanyu Т., Tatsumi Y., Nakai S., Chang Q., Miyazaki Т., Sato K., Tani K., Shibata Т., Yoshida T. Contribution of slab melting and slab degydratation to magmatism in the NE Japan arc for the last 25 myr: constraints from geochemistry. — Geochemistry Geophysics Geosystems. - 2006. - 7 (2005GC001220).

Hill M., Morris J., Whelan J. Hybrid granodiorites intruding the acceretionary prism, Kodiak, Shumagin, and Sanak Islands, Southwest Alaska // Jour. Geoph. Res. 1981. - V. 86. — № В 11. - P. 10569-10590.

Hunter. D.R. Barker F., Millard H.T. The geochemical nature of the Archaen Ancient Gneiss Complex and.granodioritic suite, Swaziland: a preliminary study // Precambrian Res. - 1978. - V.7. - P. 105-127.

Kimura J.I., Yoshida T. Contributions of slab fluid, mantle wedge and crust to the origin of Quaternary lavas in the NE JAPAN arc // J. PETROL. - 2006. - 47. - P. 2185-2232.

Koester E., Pawley A.R., Fernandes L.A. et al., Experimental melting of cordierite gneiss and the pedogenesis of syntranscurrent peraluminous granites in Southern Brazil // J. Petrol. - 2002. - V. 43. - №8. - P. 1595-1616.

Kruk N.N. Vladimirov A.G. Rudnev S.N. Nd Isotopic composition of granitoids of different geochemical types as the reflection of main continental crust growth mechanisms: evidence from the western part of Altai-Sayan fold region // IGCP '420 Fourth Workshop Continental Growth in the Phanerozoic: Evidence from Central Asia, August 5-14, 2002, Changchun, China. - Changchun, 2002. - P. 69-73.

Laurent-Charvet S., Charvet J., MonieP., Shu L.S. Late Paleozoic strike-slip shear zones in eastern Central Asia (NW China): New structural and geochronological data - art no. 1009 // Tectonics. 2003. - V. 22. - Iss. 2. - P. 1009-1009.

McDonald, Katsura G.A. Chemical composition of Hawaiian lavas // J. Petrol. — 1964. -5.-P. 82-133.

Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic discrimination of granitoids // Geological Society of America Bulletin. - 1989. — V.101. — P. 635-643.

McDonald, G.A., Katsura, T. Chemical composition of Hawaiian lavas // J. Petrol. -1964.-5.-82-133.

Miyashiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins // American Journal of Science. - 1974. - V.274. - P. 321-355.

Mao J.W., Goldfarb R.J., Wang Y.T., Hart C.J., Wang Z.L., Yang J.Mi Late Paleozoic base and precious metal deposits, East Tianshan, Xinjiang, China: Characteristics and geodynamic setting // Episodes. 2005. - V. 28. - Iss. - 1. - P. 23-36.

Martin H. Archean grey gneisses and genesis of continental crust // Archean crustal evolution. - Amsterdam et al.: Elsevier, 1994. - P. 205-259.

Martin H. Adakitic magmas: modern analogues of Archean granitoids // Lithos. 1999. -V. 46.-P. 411-429.

Nesbitt Hi W., Yong G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred: from majorelement chemistry of lutites//Nature. - 1982. - V. 299. -P. 715-717.

O'Connor JiT. A classification for quartz-rich igneous rocks based: ош feldspar ratios // U.S. Geol; Surv., Prof. Paper: - 1965; - V. 525B: - P. 79-84.

. Pearce J;Ai, Gann JiR;: Tectonic setting of basic volcanic rocks determined1 using1 trace element analyses // Earth and Planetary Science Letters. - 1973. - V.19. - P. 290-300.

Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace elementdiscriminationdiagrams for the: tectonic interpretation?of granitic rocks // Journal of Petrology. - 1984. - V.25; - P. 956-r ' 983;

Petford N., Gallagher K. Partial melting of mafic (amphibolitic) lower crust by periodic influx of basaltic magma // Earth and-Planetary Science Letters. - 2001. - №•; 1-931 - P.". • 483-499:

Pitcher, W:S; Granite: typology, geological environment and» melting relationships // Migmatites,,. melting and metamorphism. — London: Shiva Geol. - Series, 1983. - P. 277285:.

Puchtel I.S., Hofmann A.W., Amelin?.Yu.V.et al. Combined mantle plume-island;arc model: for the formation* of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozero greenstone belt, SE Baltic Shield: Isotope and trace element constrains // Geochemica et Gosmochimica Acta: - 1999. -V.63.-№21.-P.3579-3595.

Rapp. R.P.,, Watson E.B. Partial melting of amphibolite/eclogite and the origen of Archean trondhjemites and tonalites // Precambrian Res. - 1991.— V.51. - P.l-25:

Rapp. R.Pr, Watson E.B. Partial melting of metabasalt at 8--32 kbar: implications for continental growth and crustal-mantle recycling // J. Petrol. - 1995. — V.36. - P.891-931.

Rudnick R:L., Fountain D.M; Nature and composition of the continental crust: a lower crustaliperspective// Reviews of Geophysics. - 1995; - V. 33 :— P. 267-309:

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

Roser B:R: Korsch R.J. Determination: of tectonic setting: of sandstone-mudstone suites using Si02^^content and K20/Na20 ratio // J. Geol; - 1986i - V.94. - P.635-650.

Saito S, Arima M; NakajimatT. et.al; Formation of Distinct Granitic Magma Batches-by Partial Melting of Hybrid- Lower Crust in the Izu Arc Collision Zone, Centrab Japan.// Journal ofPetrology.-2007.-48(9).-P: 1761-1791.

Sen C., Dunn Т., Degydratation melting of basaltic composition amphibolite at 1,5 and 2,0 Gpa: implications for the origin of adakites // Contrib. Vineral. Petrol. - 1994. - V. 117.-P. 394-409.

§engor A.M.C., Natal'in B.A., Burtman.V.S. Evolution of the Altaid tectonic collage and'Paleozoic crustal growth in Eurasia // Nature. - 1993. - V. 364. — P. 299-307.

Shaw D.M. Trace element fractionation during anatexis // Geochim. Cosmochim. Acta. — 1970. -V. 34. — P.239-243".

Singer B.S., Myers J.D., Frost C. Mid-Pleistocene lavas from the Seguam volcanic center Central Aleutian arc: closed-system fractional crystallization of a basalt to rhyodacite eruptive suite // Contrib. Mineral. Petrol. - 1992. - 110. - P. 87-112.

Singh J., Johannes W., Dehydration melting of tonalities // Contrib Mineral Petrol. — 1996. — V.125. — P.16-25.

Skjerlie K.P., Douce A.E.P., Johnston A.D. Fluid-Absent Melting-Behavior of an*F-Rich Tonalitic Gneiss at Mid-Crustal Pressures: Implications for the Generation of Anorogenic Granites // Journal of Petrology. - 1993. - V. 114. - P. 365-378.

Skjerlie K.P., DouceA.E.P." Anatexis of interlayered amphibolite and pelite at 10 kbar: effectof diffusion of major components on phase relations and melt fracrion. - 1995. - V. 122.-P. 62-78.

Takahashi. E. Genesis of calk-alkaline andesite magma in a hydrous mantle-crust-boundary: petrology of lherzolite xenoliths from the Ichinomegata crater, Qga Penincula, Northeast Japan // J. Volcanol. And Geoterm.Res. - 1986. - Vol. 29: - Pt. 2. - P. 355-395.

Togashi S., Tanaka Т., Yoshida Т., Ishikava K., Fujinava-A., Kurasawa H. Trace-element and ND-SR isotopes of island arc toleiites from frontal arc of Northeast-Japan // Geochem: J. - 1992.-26. - P. 261-277.

Wilson M. Igneous petrogenesis a global tectonic approach. - London; 1988. — 465 p.

Winter K.T. An experimentally based model for the origin of tonalitic and trondhjemitic melts // Chem. Geol. - 1996. - V. 127. - P. 43-59.

Whalen J.B., Gurrie K.L., Chappell B.W. A - type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. - 1987. - V. 95. - P. 409-419.

Whalen J.B. PersivaL JiA., McNicoll V.J. et al. A mainly crustal.origin-for tonalitic graniroid rocks, Superior Province, Canada: implication for Late Archean tectonomagmatic processes // J. Petrol. - 2002. - V. 43. - P. 1551 -1570.

White R.V., Tarney J., Kerr A.C. et al. Modification of an oceanic plateau, Aruba, Dutch Caribean: implication for, the generation of continental crust // Lithos. — 1999. — V. 46. — P.43-68.

Wolf M.B., Wyllie P.M. Dehydration-melting of solid amphibolite at 10 kbar: textural development; liquid interconnectivity and applications to the segregation of magmas // Mineral. Petrol. - 1991. -V. 44. - P. 151-179.

Wolde В, Team G.G. Tonalite-trondhjemite-granite genesis by partial melting of neawly underplated basaltic crust: an example from the Neoproterozoic BirBir magmatic arc, western Ethiopia // Precambrian Research. - 1996. - V. 76. - P. 3-14.

Wyman D.A., Kerrich R., Polat A. Assembly of Archean cratonic mantle lithosphere and crust: plume - arc interaction in the Abitibi - Wawa subduction - accretion complex // Precambrian Research. - 2002. - V.l 15. - P. 37-62.

Wyllie P.J., Wolf M.B., Van der Laan S.R. Conditions for formation of tonalities and trondhjemites: magmas soerce and product // Greestone belts. Oxford: Clarendon Press, 1997.-P. 256-266.

Информация о работе

Куйбида, Максим Леонидович
кандидата геолого-минералогических наук
Новосибирск, 2009
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петрология плагиогранитоидов Алтая - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему Петрология плагиогранитоидов Алтая ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология плагиогранитоидов Алтая"

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Куйбида, Максим Леонидович

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология плагиогранитоидов Алтая"

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Куйбида, Максим Леонидович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология плагиогранитоидов Алтая
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология