Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петролого-геохимические модели литосферы и магматизм складчатых областей южного Тянь-Шаня и Памира

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петролого-геохимические модели литосферы и магматизм складчатых областей южного Тянь-Шаня и Памира"

Г 91

ГОСКСДЗШЗГ БСФСР ПО ДЕЛА!.! НЛУКН'И ВЫСШЕЙ ШКОЛЫ

ЛзнангрэдскаЯ. ордена Данина, ордена Октябрьской Реваищип н ордена Трудового Красного Знамени гордый кяституг нмаия .Г. В. Плеханова

ЛУТКОВ ВАЛЕРИЯ СЕРАФИМОВИЧ ПЕТРОЛОГО-тЖ-МЯЕСШЕ ЮДШ ЛИТОСФЕРЫ

и илгмшгм складчатых областей юзного

ТЯНЫШ1Я И ПАМИРА.

Сазцгалькость 04.00.08 "Лэтрогрефкя, вулканология"

■Диссертация на соксжаико ученой степени доктора геолого-мштералогических наук в формэ научного доклада

На правах рукописи

Саннг-Петорбу рг 1991

\ ■■' \

Работа выполнена в Институте геологии ЛН Тедшдагстана

Официальные оппоненты: доктор ге счого-шшерадогических наук Лутц Б. Г.

доктор геолого-шшоралогических наук, профессор Попов B.C.

доктор геолого-шиералогическит наук, профессор Лазарепков В.

Ведущая организация • Институт литосферы АН СССР

Д.053.15.04 в Ленинградском горнем институте т.Г.В.Плеханова по адресу: 199026, Санкт-Петербург, 21-я линия, 2, ауд.

С диссертацией кокно ознакомиться в библиотеке институт!

Научный доклад разослан

Ученый секретарь специализированного совета, доцент

Ц. А. Иванов

. .. .

1 ВВОДНОЕ СООБЩЕНИЕ

Актуальность работы. Современные представления о вещественном ;оставё7"2троении и эволюции континентальной литосферы базируются главным образом на данных но докембрийским разрезам щитов и глубинам включениям из кимберлитов на платформах. Аналогичных сведений > земной коре и верхней мантии фанерозоиских складчатых областей ¿ока явно недостаточно. Горцшвда См ого Тянь-Шаня, входящие в Ура-ю-Монгольский подвижный пояс, а также герцинида Северного Памира а кшмеридо-альпидн Шясго Пашра, являющиеся частьо Средтаемломор-зхого (АльпаЯско-Гаиалайского) пояса, -типичный представители таких зйластеЗ; - могут служить одним из природных полигонов для разработки указанной проблем!,Не менее атауалъно исследоьание внутренних ■геоднородностей литосфери складчатых областей и определение соотно-иений между латеральными и вертикальными рядами шгиатическях ассо-1П£ций, их химизмом и геохимической спецификой и характером мантий-ио-коровых разрезов гетерогенных тектонических структур.

Цели и задача работы. Цели: построение петролого-геохишческнх (кеталорфических и магеатлчеаах) моделей земной коры и верхней ¡¿аигли складчатых областей Памира и Южного Тянь-Ианя,выявление связей мезду латеральной магматической зональностьи и вещественными Есоднородностякл литосферы. В рамках поставленных целей решались следующие задачи: 1.Региональной формациошшй анализ ¡.'.аплатачесглх ассоциаций на геолого-иегрологической основе ц определение их гзо-ггьЕческой специализации; виявлениэ лат ральных и вертикальных рядов магматических формаций в сьязл с глубинным строением разнотипных геоструктур. 2. Расчет средневзвешенных концентраций (регио-налышх клархов) петрогенннх и редких элементов в докембрийскнх и фанерозойских Елагкатическнх и шзтаморфических образованиях с цельы характеристики Пашро-Тянь-Шаньского региона как пэтрогеохимпчес-кой провинции и разработка моделей гранктно-мэгаыорфаческого слоя. 3.Сопоставление хкмизш и рздкоэлементного состава полихронных гранглоидов, развитых в пределах единых зон (блоков), для расшгф-ровка тенденций временной геохлшческой эволюции земной кори. 4. Шзгрогзохимнческая гштзаокя ксенолятсодерагиаих щелочных базальтов, шяснашю особенностей распрзделеная,вариаций состава и генезиса ¡■¡згалрсстачлов. 5.Определенна лещостЕенного состава п распростра-нежсетн различных типов глубаншх включений в гцедочиш: базальтах для пссгрсзкля иод.злай пекле.! кор; и верхней мантии. 6.Изучение ролл процессов глубг.ккого г-етасомагоза в преобразовании первичных сачтиШых субстратов я перераспределении рудных здекантоз.

Фактическая основа работы. Главное преимущество Памиро-Тянь-Шаньского региона - существование нескольких независимых и (или) взаимодополняющих источников информации о составе и строении литосферы: блоков докембрия, разнообразных магматических продуктов(при глубоких эрозионных врезах и хорошей обнаженности территории), многочисленных трубок взрыва и даек щелочных базальтов с глубинными включениями, а также - ксенолигсодеркаших граштсоидов. Слолность и гетерогенность глубинного строения складчатых областей мешает созданию обобщенной модели их литосфера; поэтому необходимо построение ряда локальных мантийно-коровых разрезов, соотнесенных с внутренними структурными элементами подзижных поясов (Добрецов,1980; Лутц, 1986); [1,5,16,18].

Модели нижней коры и верхней мантии Пашро-Тякъ-Щаня построены главным образом по результатам изучения глубинных включений в щелочных базальтах. Предполагается,что распространенность ксенолитов в общем согласуется о реальными соотношениями пород в ыакткйко-ко-рошх разрезах (Добрецов.1980; Соболев и др.,1975), хотя не исключены искажения в связи с избирательностью захвата и расплавления включений разных горизонтов литосферы (Добрецов, 1980;Дутсшш, 1977; Попов,1986; Scarfe е.а.,1980). Представительность "опробования" по латорали обеспечивается большш числом диатрем (около 100) и даек щелочнь'х базальтов с глубинными включениями. Разработанные но ксенолитам (как, впрочем, и ао составу блоков докембрия) модели коры и мантии являются в целом статическими (Абрамович и др.,1978),обобщениями интегральный эффект длительного развития литосферы. В то же время изменение состава лодихроюшх магматитов характеризует вещественную эволюцию лятос^рнах субстратов во времени (динамические модели).

Одновременное использование разнообразных сведений о состава оболочек литосферы и магматических образований, с одной стороны, а изучение разнородных объектов с помощью широкого, но единого набора геологических, петрографических, минералогических и геохимических методов, с другой, - обеспечило комплексный подход в научении глубинной геологии Памиро-Тянь-Шаня«

Рассмотрение указанных вопросов стало возможным благодаря геологам, внесшим за последние три десятилетия существенный вклад в разработку проблем строения литосферы, в исследование магматических и метаморфических образований Пашра и Южного Тякь-Шаяя (Ы.Б.Акраиов.Р.Б.Баратов, Б.И.Буданов, К.Т. Буданова, А.Г. "Владимиров, Н.Г.Власов,В.А.Глебовнцкий, Л.Ц.Гопфауф,Е.И.Горецкая,Т.Н.Дзлшиов,

Э.А.Дмитриев, М.С.Дкг5ур,Э.П.Изох, Н.В.Котов, В.Л.Кутенец, А.М.Мес-ха, В.Е.Минаев, В.В.МогаровскиЛ, Н.И.Москозченко, И.В.Муикип, В.В. Нарижнев, А.В.Покровский,И.С.Седова, В.М.Стеблова, Х.С.Таджидинов, ИД.Хамрабаев, В.А.Хохлов,Э.СЛернар, Л.Н.Шарпенок, З.А.Юдалевич, автор и другие).

В основу работа положены исследования автора с 1964 по 1990гг., провэдешше в Институте геологии АН ТадкССР по планам HHF. В последние года работы по проблеме входам сосгавноД часть» в исследования по проекту "Ксенолит" международной программа "Литосфера",по заданию 02.05.KI4 uporpai.Mi 0.50,01 ГЮТ "Разработать модель геохимической эволюции вещества тектоносферы Земли" и по программе "Лампроит". Изучено несколько тысяч образцов и мифов (из ниу около 1500 по малтиЯиым и более 800 по корошм ксенолитам), обработано около ВООО силакатши анализов проб, по части из них химическим, спектральным, атомно-абсорбционннм, рентгеноспектралышм, рентге-нофпюорвсценпшм методами выполнены определения Li ,Rb,Cs, U ,Th,E , F ,Zr,Nb,Sn,W,Cr.Nt, V ,Co,Tl,Be,Sn,Hj.Pb,2n.Cu, использовано около 700 оригинальных химических и электронно-зондовых анализов минералов, привлечены изотопно-геохронологические и другие данныа (лаборатории ИГ АН ТаджССР, ИГЕМ АН СССР, ВИРГ, ВСЕГКИ, ЦНИГРЯ.ИГ аГ СО АН СССР, ПО "Тодхнкгеология", КМГРЭ).

Научная новизна. I. На примере Dsnoro Тянь-Шаня и Памира разработаны комплексные петролого-геохкыическне (метаморфические и магматические) модели литосфера сиалнч°ских складчатых областей я входящих в их состав разнотипных геоструктурннх элементов. 2.Впервые на базе научения ксенолитов из щелочных базальтов получена непосредственная информация о составе земной коры и верхней мантии под глаукофакзеленосланцевами поясами. 3.Данные по химизму и редко-эломентяому составу фанерозойских гранитоидов и содержащихся в них включений использоешы в качестве источника информации о составе земной коры в зонах (регионах) с закрытым докембрийскшл кристаллическим фундакентом. 4. Выполнен региональный формацяошшй анализ и шяьлакы латеральные и вертикальные ряды интрузивных комплексов а главных типах структур Паыиро-Тякь-Шанл. Рассчитаны локальные и региональные кларкн петрогенных и редких элементов интрузивных,метаморфических и отчасти вулканических пород, что позволило оценить потрогвогттескуп специфику машагятои и метаморфхгов струкгурно-формациоаных зон герщшвд и провинции з целом. 5. Проведена типизация госструктур Пашро-ГяньЧЕаия по мактайно-коровым разрезам, составу и геохимической спзщтализации кагиатпчоскях формаций.

6. Установлена полжхрокнооть щалочно-базадьтоидаого магмообразова-ния и выделена своеобразная ассоциация трубок взрыва и даек, занимавшая по петрогеохимическим особенностям прокекуточное положение иевду островодужяыш шошонитовыми и континентальными щелочно-база-льтовыми сериями; в базальтовдах Тянь-Шаня обнаружены высокобарические минералы, указывающие на глубинные уровня зарождения расплавов (фазовая граница графит-алмаз). 7. Наполнена оценка распространенности главных типов мантийных пород и выявлены петрологичес-г кие и тоохиыичесхзе особенности процессов мантийного метасоматоза в различных зонах. Обнаружен новый мшералого-геохимический тип цаптийныг ыетасоматигов - Ва глиммериты.

Практическое значение работа. Схеш магматизма, обобщения по составу интрузивных образований и методика регионального формацион-ного анализа магматигов использованы при проведении геологической съемки на территории Памира и Южного Тянь-Шаня (ПО"ТаджикгеодоиняХ при создании "Геологической карда Таджикской ССР и прилегающих территорий м-ба 1:500 ООО" (ВСЕГЕИ, Л.,1989), "Карты геологи'.зсюсс формаций Тадтакской ССР" (1987), "Карты магматических формаций" Средней Азии" (1986). Данные по региональным кларкам редких элементов магматитов, метшорфитов и земной коры территории могут найти применение при проведении геохимических поисков, составлении геохимических и прогиозно-метадлогенических карг. Материала по латеральной магматической зональности, глубинным взишчешшм и типам лнтосферкых разрезов вошли в "Тектоническую карту Тадаикской ССР" (1990) и, кроме того, могут использоваться при объемном геокарти-роваяии. Сведения по петрологии и минералогии щелочных базальтов и содержащихся в них ксенолитов использована ЦНИГРИ в работах по программа "Лампроит". Б связи с тем,что выявленные региональные закономерности отражают общие черты состава, строения и эволюции литосферы сиалических складчатых областей, полученные вывода можно распространить на другие аналогичные территории.

Публикации и апробация работы. Основные подокения диссертации отражены в 7 коллективных монографиях и 118 статьях и кратких сообщениях. Результаты исследований выносились на обсуждение на I Международном геохимическом конгрессе (Москва,1971), на всесоюзных и региональных петрографических совещаниях (Баку,1969; Алма-Ата, 1976; Фрунзе,1978; Новосибирск,1981,1986; Ташкент,1983; Душанбе, 1988), на I и П Всесоюзных радаогеохимических совещаниях (Новосибирск,1973; Душанбе,1975), на И палеовулканологическом симпозиуме (Новосибирск,1977), на 17 Уральской петрографической конференции

(Свердловск,1981), на совещании "Эволюция магматизма в главных структурах Земли" (Москва,IS83), на 2? Международном геологическом конгрессе (Москва,1984),на совещаниях "Геохимия в локальном метал-логеническом ана1изе" (Новосибирск,1986), "Сквозние рудоконцентри-рующие структуры"(Москва,1986), "Доиембр-гЯ в фаиерозойсних складчатых областях" (Фрунзе,1989), "Магматические формации ь геологической истории и структуре Земли" (Свердловск,1989), "Изучение недр Земли и сверхглубокое бурение" 'Иркутск,I9B9), на совещании по проекту "Ксенолит" (Черноголовка,I9G8), на семинаре "Геохимия магматических пород" (Москва,1990).

Выполнение настоящей работы было бы невозможным без постоянной помощи и поддержки коллег по Институту геологии ЛИ ТаджССР и других научных учреждений.Весьма полезными оказались контакты и обмен мнениями с И.И.Абрамовичем, К.Т.Будановой,А.Г.Владимировым, Л.Ф.Грачевым, Э.А.Дмитриевым,П.В.Ермоловым,А.Н.Леонтьевым, Б. А.Литвиновским, Л.М.Месхг, В.S.Минаевым,В.В.Могаровским, Н.И.Московченко.В.В.Нариж-невым, М.И.Новгородовой, В.А.Лавлошм.М.Г.Руб, Л.В.Соловьевой,В.М. Стендовой, Г. Т. Тадаибаешм, Н.Г.Удовкинсй.Э.СЛернером.Н.В.Шараповым, Л.Н.Шарпенок.В.М.Шемякиным.В.С.Шкодзинским, З.А.Юдалевичем. В процессе работы над диссертацией автор пользовался советами и рекомендациями А.Ф.Белоусова, А.А.Беуса, О.А.Богатадова, Ю.С.Гетлафта, Н.Л.Добрецова, Э.П.Изоха, А.АЛСадика, Ф.В.Каминского, В.И.Ковачеп-ко, В.А.Кононовой, А.А.М&ракушева, Ф.П.Митрофанова, И.Д.Рябчикова, Г.Б.Ферштатера, Е.В.Шаркова.В.В.Ярмолюка. Всем названным лицам автор приносит искреннюю благодарность.

Защищаемые положения. I . Общность вещественных признаков по-лихронных и разноглубинных магматических и метаморфических комплексов, ксенолитов из щелочных базальтов и гранитоцдов определяет геохимическую специализацию всего разреза земной коры и отчасти верхней мантии Памиро-Тянь-Шаньской сиалической (гранитоидной) провинции, включающей фрагменты гетерогенных подвижных поясов.Геохимический (рудный) профиль разновозрастных магматических продуктов провинции во многом обусловлен спецификой состава и строения литосферы, заложенной в докембрии.

Гранитопда наследует ряд особенностей коровых метаморфических субстратов (величина и тип щелочности, соотношения Са и А1,редко-элементный фон), что позволяет использовать их в регионах с hsобнаженным кристаллическим фундаментом для построения магматических моделей и выявления геохимической зональности и эволюции зекиоЛ горы.

2. Тектоническая и магматическая зональность Пшлиро-Тя.чь-Шшш - от-рах-енце вещественных и термодинамических аеодаородаосгей земной кори. Средний состав кора (метаморфические модели) преобладающих фа-нерозойсннх эксиаличсскшс зон и срединных пассивов отвечает калиевому андезиту г в целом сопоставил с континентальной корой щитов; состав гранитно-мегамор^ичзского слоя этих зон соответствует низко-щолочкому К дациту, а гкейсо-гранулитового - К андезиту (при вариациях в разных зонах от базальта до лейкоандезита). Состав докемб-рийского амфиболит-сланцево-плагиогнейсового фундамента геоантшил-нальных поднятий эисшатических структур отвечает дациту с низкими содержаниями К и литофильних редких элементов.

3. Коровий разрез глаукофаязеденосланцевого пояоа характеризуется частичной редуцированность» "гранитного" слоя и повышенной ролью в кислей коре субщелочшх метаморфитов и магматитов - си^фацитовщс гнейсов, эклогитоподобнна пород, сиенито-гнейсов (средний состав -субщелочаоЗ На андезит). Глашые особенности корн определяются натриевим метасоматозом,наловившимся на порода амфибадитовой и гра-нулктово! фаций в уехэвиях снижения температур и роста давлений.Эти явления служат пряшм свидетельством ¡/лнтдйного происхождения кат-рийсодерахидах флюидов е вероятной аллохимическоЯ природа глаукофан-зеленосланцевого метаморфизма.

4. В герцннидах п киммеридо-алышдах Памира и Тянь-Шаня отсутстау-от значительный временно.! разрыв мевду поздними фазами орогенного (существенно среднего-кислого) и ранними проявлениями щелочно-ба-залмоадаого магматизма. Ъх деле ни две петрогеохимических серии: порвач из них сопоставляется с континентальными (рифт.генными) ще-лочно-базигюЕЦыи ассоциациями, а вторая имеет двойственную природу, занимая промежуточное лелоненле мэаду острозодужшмн абсарок-.т-шо-Ш0!ШТ0Х5Н|".а1 и коктлнеиталышын целочно-базадьтовкык Формациями.

В верхней мантия Палирэ- -Тякь-ц!аии, в сглачса «*■ платформ и большей части складчатых областей, на у ровно шшшелевоЕ фацяи преобладают слабо дешштярсвашше лзрцолита. а в некоторых зокая повышена роль пкрекоенигов и котабазигоа. Латеральная геотс-рикческа^. к ве-иестЕеннач неоднородность г/аатми (ее сссхав ьарьяруе:' от су^осгвся-но перадогитового до ака&гиг-пароксенитоБого), а гаюе характер границ кора-шнтия (резкие и постепенные, вещастаэшие п дазовие) обусловлены процессака глубинного магматизма п флюадюго ыассопере-носа.

Ь. Гетерогенные тзктокичоекко структур различается фшушнм и температурным решет г: ктптаСаик прс^эссоа маютйного когасойа-

гоза, что отражается в петрологической и геохимической специфике

глубинных включений и вмещавдих базальтов; максимальная дифферен-

цпрованиость мантии и интенсивность метасоматоза характерны для

палеорифтoreйшх и геоантиклянапьннх зон. Мантийные метасоматиты и

связанные с ними примитивные щелочные бззальты и мегакрлсталлн

(прежде всого слюда) являются индикгтораот геохимической и метал-логенической специализации литосфер:?ых блоков.

Сокращения в тексте, табл. и рис. Минералы: АО-альбит,Авг-авгит, Альм- альмандин, Ал- амфибол,Анр-анортсклаз,Анц-анальцим,Ан-анортит, Ап-апаткт, Бя-бРогит.Гип-гиперстей, Гр-гранат, Граф-графит, Грос-гроссуляр, Да-диопсид,Дис-длстен, Ед-яядект, Карб-карбонат, Кв-кварц,Керс-керсутит, Корд-кордиерит,Кшп-К- Na пол.шпат,Лц-лзйцит, М1^цагнетпт,ш-кли[юш1роксеи,Му-1лускоЕит,Но-нефелш,0л-олиа:ш|01.ф-омфадит, 0 D-ортоклаз, Пи-пироксен, Пир-пироп, Пл-пдагиоклаз, Ш-пол. шпат, Ш- ортопироксе!I, Спл-сидлиманит, Сл-слюда, Ся-саюотта, Спес-спессартин.Ст-сгазролит.Фл-фяогопит.лр-хрогат, Чр-чермакит, Щп-шпинелл,Эн-энстагит,Эп-эпддог;f ,F -общая железястость (мол.%); слои (оболочки) литосфера: ш-верхняя мантия, ГГС-гнейсо-гранули-товый слой, ГМС -гранитно-метаморфический слой, ЗК -земная кора; зоны (рационы): Б(ЯБ)-Вайсунская (Кугитанго-Багюунсяая),БК-Букаа-тауская, Г-Гармская, ЗТ-Зеравшэно-Туркестанская, К-Курговатская, Кр-Каракульская, Крм-Курашшская, М-Йечетлпнская, П-Памир,ПТ-Пада-ро-Тянь-Шань, С- Сев.геоблок Сев.Пагагоа, СП-Сев;Памир, ЩЯЗентраль-но-Гиссарская, ЦК -Центрально-Кызылкумская, ЦП-Центрально-Памяр-ская, Ю-Юж.геоблок Сев.Памира, ювд-зона Юго-Восточного Памира,

КЗ-зона Юго-Западного Памира, Ш-такый Памир,ЮТ-Южный Тянь-Шань, Я-Ягнобская; Т-тешература,Р-давление; р.э. -редкие элементы.

В следукищх ниже разделах кратко обосновываются защищаемые положения.

I. ЛАТЕРАЛЫ1ЫЕ И ВЕРГМАШШЕ РЯДЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ КАК ШДШТОРЫ ГЕОЖОНЕСКОЯ ЗОНАЛЬНОСТИ И ЭВОЛЮЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ИДМРО-ТЯНЬ-ШНЬСКОЙ ПРОВИНЦИИ

1,1. Памиро-Тянь-Шаньскач дровингдия. Основы первичной неоднородности Земли залонекы еще в раннем докембрии или даже в прото-планетную стадию ее эволюции (Барсуков,I981;Рудник,Соботоеич,I984; Красный,1984; Пущаровсклй, IS85) ,что требует внимательного исследования провинциальных особенностей отдельных регионов (Бескин и др.,1979; Щэглов,Говоров,1985). Рассматриваемая территория, где сходятся ветви Урало-Ионгольского и Гималайско-Альпийского подвижных поясов, ачделяется аномально высокой мощностью ЗК (на Памире до 70-75 км), повышенным отношением толщин "гранитного" и "базальтового" слоов, глубокой депрессией поля силы тяжести и в целом разуплотненной корой и ыантией, пониженным фоном и слабой диффе-ронцированностью магнитного поля (Белоусов и др.,1384; Земная кора. ..,1981). Профиль данных регионов определяют эпикратонные

- в -

знсиалическке структура (фанерозойские миогеосшпшшальнне и гео-аитиклднал:>ше зоны, блоки докембрия). Площади палеорифгогекных и ЭБгеооинкышалышх зон относительно невелики, причем последние, проявленные только в герщшидах Северного Памира к Южного Тянь-Шаня, отличаются от типошрфних звгеосияклиналей уральского типа повышенной "сиаличностьв" коровах разрззов, меньшей ролью гипербази-тов-базитов и большим объемом Na и К-N а гранитоидов Li,3,5,221.

В Паыиро-Тянь-Шаньском регионе проявились интенсивные и многообразные магматические процессы, и он может служить одним из опорных полигонов душ исследования эволюции этих процессов е складчатых областях, для вычисления локальных и регионалышх ¡сларков, jyis построения магматических моделей ЗК Li ,191. Главная особенность региона - резкое преобладание К и K-Na гранитоидоь (90-95$ площадо плутоактов) .вклшая грани.топда S типа. При этом отношение площадг! гранитов и гранодиоритов превышает среднее для складчатых обласге{ (Беус,1972), в го время как роль гипербазитоя и габбро невелика (^1-2^). С значительной мощностью сиалпческой коры корродируется широкое распространение "коротких" гранитоадных ассоциаций с отсутствием или угнетенным развитием ранних базитов. Породи основного-среднего состава энсиалических зон нередко имеют субщелочнсй уклон, хотя более типична нзвестково-целочные плутонические серии L'1-З, 5,7,19].

Поскольку одним из факторов реализации потенциальной рудонос-Jiocxü гранитоидов является геохимическая специализация провинций (Бесккн и др. ,1979; Квятковский,1Э?7; Сшслов,1974), в изученных инх-рузявшх образованиях (по сут, в гранит овдах) нчислена средне взвешенные содержания ветрогонных оксидов к p.a. Li,3,5,19,28,36] о учегог,! распространенности типов пород внутри интрузивов, комплск сов (конкретных формаций), струкгурно-фориациоиннх зон (блоков) и регионов (складчатых сссгем и областей) (габл.1,2). Средний сосг&в интрузивных пород (гранигоцдов) Пааиро-Тяиь-Шанл отвечает К (К- Na ) мглагранигу (лелАОграяодкоркгу).Обаое сходство химизма и редгюэле-мен-гного состава факерсзэйских плутонических образований ¡Зжного Тянь-Шаня и Памира позволило объединить их в единую Лашро~'Гяш>-Шаньскую сиалвчзскуо (гронихоздную) н геохимичес-

кую провинция [l,5»li> ДЭ,22], Породы провинции в пегрохииичесясм плаве отличаются oi грааитоздов других регионов насколько позкшоа-Ш1М отношением K/lla и вонззеннуы -Fo^V Fe^» (последнее согласуется с дйфицвтогл Иг в большинстве цэучайиах '}.срк&*.лй)

/1 ал: ир о - Тя иьааа г, е; x'i йдог. лпгосферы гЛыдъет четко индивиду-ели-

N - 9 -

зированным геохимическим фоном: положительная специализация уста-ловлена для Бп ,Сз,РЬ,\л/,Аз,Сг, отрицательная - для NЬ,Y .V .НЬ^д, этчасти Р и Т1. Если в гшербазитах-лироксекитах провинциальная гпецифлка выражена слабо, то начиная с габбро и диоритов и вплоть ао лейкогранигов, она проявлена вполне отчетливо. Геохимические особенности пород гранодиоритового и гранитового формационных тисов (плутонические или "водные" гралитоиды), определяющих региональный фон онсиалических зон и провинции в цзлом, сопоставимы между собой. Их геохимические признаки обусловлены не столько фэрма-ционным типом, сколько К (К-Ма )тиком щзлочности и связью с существенно метаосадочяыми граннтообразующими субстратами 136]. Несколько затуаевана региональная специфика а щелоч:ых породах (в сравнении с клерками 3.Г.Лазаренкова,1988),что объясняется, возможно,возрастанием роли в их генезисе не субстратных (коровах),а интрателлу-ричесиих (мшшЛшх) факторов (гибридные щи ювенильно-коровые формации, по Ю.Б.Марину и др. ,1983). Наблюдается определенное соответствие геохимических и ыеталлогенических особенностей Памиро-Тянь-Шаньской провинции в целом и отдельных ее зон (блоков) 11,30].

Б разнотипных зонах выявлена унаследовалность ряда петрогеохи-мнческих признаков полихронных магматических ассоциаций; отмечается, как и в других регионах (Дитвиновский,1982), геохимическая оОа*-носгь ыштийннх базитов и коровых гранитовдов. Сходство состава разновозрастных и разноглубинных магматических серий региона,связанных с разными уровнями генерации расплавов, отражает некоторые общие геохимические тенденции эволюции иагмообразования.прослежи-ваххциеся в течение длительного времени. Изучение распределения пет-рогенных к р.э. в метаморфических комплексах и в глубинных ксенолитах щелочных базальтов также позволяет говорить об общей геохимической специфике Пакиро-Тянь-Шаяьской провинции [1,5,16,301.

Приведенные данные не противоречат выводу, что Пампро-Тянь-Шань ,включающий части гетерогенных подвижных-поясов,обладает признаками единой провинции. Вместе с тем могут наблюдаться существенные различия в средневзвешенном составе магматических продуктов соседних регионов, входящих в состав одних н тех же складчатых поясов (табл.1), в частности, - между Кавказом и Памиром (альпийский Средиземноморский пояс) и Уралом и Юзяым Гянь-Шанем (палеозойский Урало-Монгольский пояс) [1ЭЗ. Длительное существование геохимических (металлогенических)провинций указывает на явление унаследованного эндогенного развития крупных блоков литосферы (Доброцов, 1931; Пладев и др.,1982; Попов,1982); [1,5,16,19, 22].

1.2.Латеральная магматическая зонадьнооть. При сохранении общих черт провинциальной специфики в Пашро-Тянь-Шане, как п в других регионах (Коваленко и др.,1937; Рапопорт, 1990; Ферштатер, 1987¡Ярмсшок,1983), выявляется латеральная петрогеохимическая неоднородность состава гранитоидов [1,34], отражающая особенности глубинного строения и специфику эндогенного ранима. Кларки петро-гсшшх оксидов и р.э. гранитоидов должны отражать сухарный эффект корового граниюобразования в процесса развития определенных струх тур. Однако реально они соответствуют средневзвешенному составу преобладающих орогеннкх гранитоидов,сформировавшихся в течение нескольких десятков миллионов лет в связи с кассовым плавлением ЗК [1,191. Полученные данные характеризуют петрогеохимическую (граяи-тоядную) зональность (табл.1-2). Петрогеохкмическиэ зоны повторяют структурнон$ормациониые или включают их отделыше части (блоки, очаговые ареалы), т.е. не всегда наблюдается совпадение тектонической и гранигоидной зональности [1,5,15,291.

Табл.1. Пэтрохшлическая зональность гранитоидов Пашро-Тянь-Шаня [1,19]

Ж®' : п : ЭШг •* т; 6г : А1г0^Ге20з: РеО :м?0 : СаО ; !кг0 4 Иаг0:Р205

зт 200 64,1 Ю 0,4 зшый Тянь-Шань 16,2 1,0 3,9 1,7 3,6 4,4 3,4 0,17

я 150 65,9 0,4 16,0 0,7 3,0 0,9 2,5 5,2 4,0 0,10

иг 320 66,2 0,5 15,9 0,5 3,5 1,5 3,4 4,0 3,2 0,18

иг 600 68,2 0,4 15,0 0,8 3,0 1,3 3,0 3,9 3,2 0,15

м 150 68,0 0,5 14,5 1,5 3,6 1,8 4,4 1,1 3,3 0,11

Г 140 64,7 0,7 16,0 0,5 4,4 2,1 3,7 3,3 3,2 0,23

Б 71 72,4 0,15 14,0 0,4 1,3 0,6 1,0 4,4 3,6 0,14

юг 2530 67,9 М 15,2 0.8 2,9 1,3 2,9 4,0 3,4 0,14

Памир

с 244 69,4 0.4 14,1 1.1 зд 1,4 2,9 2,4 3,6 0,11

ю 135 67,2 0,4 15,2 0,6 3,8 1,5 3,7 3,1 3,1 0,14

СП 379 67,9 0,4 14,9 0,8 3,6 1,5 3,4 2,8 3,3 0,13

ЦП 433 68,4 0,5 14,9 1.0 2,3 1,2 2,6 3,8 4,2 0,15

шп 314 67,6 0,5 15,0 1Д 2,7 1,6 2,8 3,8 3,0 0,22

03 204 70,0 0,4 15,3 0,3 2,3 1Д 1.9 4,2 3,2 0,18

юл 1133 69,4 0,4 15,0 0,6 2,4 1.2 2,2 •4,1 3,3 0,18

п 1512 68.9 0,4 15,0 0,6 2,7 1.3 2,5 3,8 3.3 0.16

ИТ 4042 68,4 0,4 15,1 0,7 2,8 1,3 2,7 3,9 3,3 0,15

Окончание табл.1

35Еа"! n : SiOi •Tibi А1201;Ре20з;Ре0 • МвО ■СзО •«г0 ! Na20: Р2О5

I 68,7 0,4 . .14,7 1,5 2,3 1Д 2,7 3,8 3,5 0,19

2 59,0 0,1 12,6 2,8 3,3 9,5 4,9 2,4 2,8 0,10

3 67,0 0,5 15.1 1.6 2,3 2,2 3,0 2,S 3,6 0,17

ЮТ (с учетом западного и восточного секторов); (п.п.п.=0,6-1,4$,

п -здесь и далее - число анализов ).1-3-сродневзвепешый состав , но С.П.Соловьеву (1970) (1-Северо-Запад СССР,

Габл.2. Геохимическая зональность гранитодцов Памиро-Тянь-Шаня (г/т) [1,5,36]

Зона : г. : : кь ; :Cs • u :Th: В : F : zr :Nt>: Sr : Sn:Cr: :Ni: V : Co

ЗТ 182 47 154 9 5,2 16 26 580 170 19 316 8 65 12 35 7

Я 207 S6 282 14 6,0 20 22 1700 248 38 494 12 164 25 55 10

ЦТ 281 36 137 6 2,3 II 8 660 164 12 354 6 69 5 29 8

ЮГ 611 33 152 5 3,6 17 7 490 154 II 348 5 51 5 45 6

ш 124 10 44 I 1,3 6 6 230 114 5 214 2 49 II 92 15

Г 125 36 126 5 2,5 14 17 760 172 15 323 6 33 18 35 6

ют 1530 36 147 6 3,6 16 II 560 160 13 339 6 52 6 42 6

С 160 10 74 I 1,4 8 32 290 143 8 270 5 16 5 39 7

ю 143 40 107 5 2,1 13 21 420 116 8 288 9 27 7 55 6

СП 303 30 95 4 1,9 II 25 380 125 8 282 8 23 6 49 6

юп 970 5В 200 6 3,0 20 19 700 - _ - 9 - - - -

irr 2803 44 161 5,5 3,1 17 15 630 151 12 325 7,5 45 6 44 6

I - 34 163 4 3.2 15 12 740 171 20 302 2,6 18 9 57 5

Ш- по В.ВЛ'огаровокому ,I9ß7; I-глобальные кпарки гранитоидов (средние из данных А.А.Бзуса, К.Ведепаля,А.Л.Виноградова,С.ТейлоргО.

1.3. Магматические модели звмной коры Памио о-Тянь-Шаня. Хотя состав гранатоидких расплавов зависит не только от состава субстрата,но и от других факторов (геохимическая специфика регионов,полнота плавления субстратов, Р-Т и фшоцщшй режим з ар о аде пня магм), связь ряда особенностей гранигоадов и метаморфетов ЗН несомненна. Гранитоиду наследует (с некоторым смещением) вещественные признаки коровах субстратов - содормкия нлн соотношения AI и Ca, величину а тип щелочности и, особенно, геохимический фон p.a. [1,5,16,191 Эти факты согласуются с предстазлояиямя о дакошресслоино-диссипа-гивЕоа механизма гранитообразовання, предполагающем значительное пдаЕдекнз метаморфических субстратов (Шкодзинсяий,1985).

--

Табл.3. Состав земной коры Памиро-Ткнь-Шашг

n : SVO^'.TiQ^'.AltOy.fetO}: FeO ;MgO;CaO ;HaQ : КагО: Ра Os IITj 3612 60,6 0,9 15,9 1,8 5,2 3,8 5,8 2.9 2,9 0,20 ПГ2 2131 62,0 0,9 15,8 2,2 4,6 3,8 4,7 3,0 2,7 0,21

1 - 58,0 0,8 18,0 - 7,5 3,5 7,5 1,5 3,5 -

2 - 63.4 0.7 15,3 2,5 3,7 3,1 4,6 3.0 3.4 0.2

n :Ll :Rb : Cs :U :Th:B : F :Zr :Nb:Sp ;Sn;Cr;Nt : V :Co IITj 2513 34 108 4,1 2,2 II 23 595 165 15 366 6,5 96 28 89 19 ПТ2 1419 33 97 3,5 1,8 8,5 16 600 205 18 362 4,0140 35 98 17

1 - 10 42 1,7 1,3 5 - - 100 II 400 - 55 30 175 25

2 - 32 ISO 3.7 2.5 13 12 6S0 170 20 340 2 5 83 58 90 18

ПТт и ПТр - магматическая и метаморфическая модели: 1-2- андеоптовая (Taylor .1977) и магматическая (Виноградов,1962) модели ЭК. В табл.3,5,7,10 анализы пересчитаны па сухой остаток.

Изложенное выше дает возможность использования в регионах о закрытым кристаллическим фундаментом данных по составу гранитоидсе (преаде всего орогешшх, фиксирующих эпохи массового гранитообразо-ваяия) для построения приближенных моделей ЗК и,как показано выше, для изучения гранитовдной (патрогеохшическоЗ) зональности складчатых областей (табл.1,2). Еще один подход к вычислению состава кори заключается в усреднении химизма машатитов,связанных с разными оболочками литосферы. Использованный нами вариант (габброиды: кварцевые диориты: гранатоида =1:1:1) является променуточшш иахц/ моделями С.Тейлора и А.П.Виноградова. Максимальное сходстьо обнаруживается при сравнении редкоэлементных магматических а метаморфических моделей, весьма отчетливо выраженное в крупных сегментах ЗК (тайл.З).

1.4. Региональный ^ормационный анализ позволил выявить латеральные а вертикальные формационные ряда, которые используются в качестве индикаторов геодинаьмческого режиме, для оценки состава в строения литосферы, в решении вопросов тектонического и металлоге-нического районирования (Богатиков и др.,1987; Иасайтис и др., 1979). Он включал два последовательных этапа, в связи с чем выделенные единицы обладают двойственной природой (формации-серии).На первом этапе по набору геологических в вещественных' •признаков выделены конкретные формация (комплексы) tl2,453, а на втором по "внутренним" (в основном петрохимическим) признакам и структуре магматических сообществ с учетом площадных (обьенных)соотношений

типов пород, ароведеяа их типизация. В качестве инструмента патронимического анализа применялась диаграмма щелочиость-кремнекислот-ность (магнезиальносгь) - тип щелочности (дополнительно - глинозе-мистость, хелезистосгь, титанистость и др.)[22].

1.5. С помацыз рассмотренных методов проведена типизация. тектонических структур Памиоо-Тянъ-Шаня по составу, эволюционным ря,ттам и геохимической спетолгоащш, магмати;рских продуктов. Глав.чие черты тектонической зональности территория обусловлены особенностями расположения блоков докембрия (древних срединных пассивов) .| Гармский и Байсунекий (Кугпганго- Зайсунекий) блоки слоаены метаморфктшш и анатектитами амфкболитовой фации (серия умеренных Р) и характеризуются полицшишческим развитием эндогенных процессов от А И (2,5-3 млрд.дет) до Р2д. Б Байсунской зоне среди плутонстов (РК-Р23) доминируют гиперглиноземистые К-На граниты,а петрогеохкшческий фон Гармского блока определяют Гр~Корд гранодиориты (РИ?) и кварцевые диориты (Л2)-

Зона Юго-Западяого Памира - выступ АЯ фундамента, сложенный ме-таморфытами амфг 1аллтовоЯ (дистеи-гнейсовой) я реликтовой гранулл-товой фадай. Метаморфизм имеет полпфациальный я многоэтапный характер - от А!?2 (2,7 млрд.лет) до 'Л7-К2 (Буданова,Буданов, 1Э83; Дру~ гова л др. ,1276; 1орева, Бдюман ,1974). Группа древнейших грашгтондов связана с гранулетоенм метаморфизмом высоких Р (Седова,Кразцова, '19?9) и яключаег мигматиты я мелкие ультраметагенные тела зндерби-тоа, чарнокитов.гранято-гнейсов (2,6-2,7 млрд.лет). Поздние интрузивы чарнокитоидов (Р^) фиксируют рубек (фазу стабилизации) мегду двумя крупиейшиш тектоно-мет&морЗическнми циклами л ^ . Обадай сиалический профиль зоны нашел отражение в многоактном внедрении гшерглшгоземисгых К гранитов (Т-М) ,о которыми связан крупнейший Пачиро-Ги,тайский редкометалльянй пегматитовый пояс (Рос-совский, Коновалешсо,1Э76).

Курговатскал зона (блок докембрия внутри звгеоспнклинальнсй структуры) сложена преобладающими плагпогпейсамп, а такке кристал-лосланцами, кварцитами, амфиболитами и телами гнейсо-плагиограня-тов (Р^?), метаыорфлзованнами в условиях эпидот-акфибы пт овой и отчасти низкотемпературной амфиболитовой фаций (серия пошшзнинх Р) (Власов,Гниловской,1970; Федькин,1982); [20]. По особенностям ке-тачорфитов и гранзтоидов зона отличается от докембрийского фундамента мяогеосишшщальных структур [1,2].

Ииогерсинклиналънне (гэоактиклиналыыс) зоны заложил на древней сиалической континентальной коро. Доя них типичны массовое

выплавление гранитоидов,пульсационно-рит&пгаое развитие плутонп-чзоких процессов, отклонения хода эволюции магматических процессов от традиционных ("универсальных") схем тектоно-магкагнческого развития геосинклинально-складчатых структур C5,2ll.

Шно-Гиссарская зона Южного Тянь-Шаня развивалась с Д в геоантиклинальном режиме. Она уникальна по насыщенности плутоническими образованиями: основнуи ее часть слагает Гкссарский плутон (более 4000 км2), образованный рядом гранитоидных формаций (Д-Pj). Набдо-даегся неоднократная смена во времени гранитного формационного типа диорит-гранодкоритовым и многократное проявление гиперглннозо-кастнх гранитов [ll,2ll. Средневзвешенный состав гранитоидов зоны соответствует К мелаграниту (табл.1,2). Центральцо-Гиссарская зона характеризуется палеозойским карбонатно-терригеннкм разрезом и слабо проявленным гранитоидюш магматизмом. В Зеравшано-Туркестан-ской и Туркестан о-Алайской зонах наряду с обычными гранитоидами широко развиты габбро-грапитоидные серна повышенной щелочности (Cg-P), монцокит-сиенитовые в щелочяо-сиенитовые комплексы (Р-Т), а средний состав плутоннтов отвечает кзарцевс:.,у монцодиориту [5,10), Центрально-Кызылкумская зона - мезогеосинкдкнальный прогиб,облик которого определявт зеленосланцеше. комплексы с участием метабази-топ R -V, Na базальтоида С-^ и орогенше гранитозда PZ3 (Гарько-вец и др.,1979).

На востоке Северного Памира Каракульская и «Еарваз-Сарикааьокая зоны по типу магматизма такке шеют промежуточный характер: кони-гены масштабы базальтовдпого вул]санизма (С-Р), ко достаточно широко проявлены тела габброидов [3,6-8,431; доминируют Ее К (К-На) гранитоида Т Ii,281. В ккммервдо-алышдах Юеного Пашра зона Юго-Восточного Памира представляет систему неглубоких ыиогеосшшш-нальных прогибов, заложенных па AR сиалическом основании.Мантийный базальтоидный вулканизм (нередко повышенной щелочности в маг-незиальности) проявлен слабо; более высока роль орогеыных вулнано-плутонических серий латпт-ыонцонктозого и риолит-гранитнсго рядов. В HZ-KZ цикле отмечено трехкратное внедрение Корд-Би и двуслюдяных (-Гр) гранитов (T^.It, и Н), сопровождавшихся редкометалдьной минерализацией (Р.Г.Беляева,А.Г.Владимиров). Средний состав гранитоидов - гшгарглиноземистый К лейкогранодиорит.

Общими признаками палеорифтогеннах зон Падшро-Тянь-Шаяя является 15,251: заложение на континентальной коре, покровно-складча-тая структура зон, чередование реяодов растяжения и сжатия ( о последним,возможно, связан метаморфизм высоких Р - от дпстен-

гнейсовой до глаукоСонзеленослаяцевой фаций), длительное и унаследованное развитие (обычно с позднего докембрия), многократное проявление щелочного (субделочного) мантийного и нижнекорового магматизма (преяде всего вулканизма). Масштабы развития коровах граял-тоидов зависят от степени редуцированности "гранитного" слоя и интенсивности процессов его разогрева и анатегссиса. По типу магматизма рассматриваемые зоны сопоставимы с другими континентальными пале орифтогеянымя структурами, для которых типичны смена во времени или сочетание формаций собственно рифтового и геосинклинального (орогеиного) режимов, а также неполный эволюционный ряд рифтовых ассоциаций (Грачев и др. ,1985; Москалева, 1982; Ярмолюк,Коваленко, 1991).

Ягиобская зона, являющаяся частью протяженного глаукофанзело-ыосланцевого пояса [5,25,38], выделяется среда других структур Южного Тянь-Шаня своеобразным набором вулканических формаций - от субщелочко-пикробазальтовой (И ?) и трахиг-трахибазальтовой (03-82) до фонолят-трахитовой (Р) и щелочно-базальтовой (Т-3). Орогенные К-На граниты (С3) развиты слабо, шире представлены субщелочные граниты, монцснигы, щелочные в фондовые сиениты. Средневзвешенный состав плутокитов отвечает кварцевому сиениту.

Зона Центрального Памира - шовная структура в северном обрамлении Альп ийс к о-Гимал ай с ко г о пояса, развивавшаяся на древнем кристаллическом фундаменте, в котором проявились разновозрастные (РЯ?-N) метаморфические, метасоиатические и магматические процессы (Акрамов,1988; Глэбовицкий и др. Д981, Дмитриев, 1976; Дюфур,Котов, 1972; Таджздшов,1977). Среди магыатитов (РГ^Н) преобладают суб-щелочпые (менее щелочные) разности. Средневзвешенный состав гра-яитоздов - суищелэчной К-На кзлаграннг (табл.1,2) [1,5]. Типичен цногозтахшый (региональный и локальный) щелочной метасоматоз.

Эвгеоскнилиналыте (энсиматическпе) зоны по характеру иагма-гкзыа моьно разделить на даа типа [3,5,28].-Одни из них (Шяо-Фер-гаяская, западный блок Каракульской зоны) представляют шовные офи-одитоше пояса на границах крупных гетерогенных структур.Для них типичны келаОазальта с несколько пошшешшки щелочностью (натрово-сгью),гиташ:стостью п содерсаниями Sr.2r.Hb, сравнимые с некоторы->хз йулкакитаиа СОХ и сных островных дуг. Зоны насыщены телазгя ги-нербазитов-глбброидов, а среди гранитовдоз известны лишь низкока-дпэшо шоагцограклтэцди, верояушге производные баэитовых кагм.что ччазываэт ¡'Л отсутствие "грзлитиого" слоя. Характерен зелекослаа-цеачй и глаухофанслшхцэшй нетаморфазк.

Типичным примером трогозых или собственно эвгеоскшшшалыых структур яш.яэтся Северный геоблок Северного Памира (Калайхумб-СауксаЙская зона) и отчасти Мечеглиаская зона Тлнь-Шаня.В вертикальном ряду от раннегеосккклияальных образований (базальтовая и аядезито-базачьтозая формации Cj) к орогеннам (ондезитоядные серии Р-Т^) наблюдаптся рост роли средних-кислых эффузивов, но Еыдеркя-вается Na тип щелочности и низкий уровень содержаний литофальнах р.э. "Финальная" базальт-андезиговая формация тафрогекного этапа (Михайлов,Иарпенок,1986) образует крупный вулканический пояс на периферии зоны (Карл-шев и др. ,1978); ее парода также сохраняют Na тип щелочности и геохимическую специфику, свойственную геосинклиналь-ннм и орогеннкм вулканитам. Интенсивность, продолжительность и ье-прерывность прояачеяул вулканических процессов свидетельству юг о термально возбужденной мантия, а Na тип щелочности расплавов и поствулкаш:ческих процессов - о зарождении и эволюции магм в условиях мощных к длительно существовавших мантийных потоков На содержащих флюидов 0*8].

Фанерозойские структура Дяорф-Обг.згякинской подзоны (бортовая часть эвгеосинклппального трога) заложены на PRj? фундаменте (Курговатская зона). Он включает мегаморфиты (превде всего плагио-гнейсы) и сопряженные с ними гнейсо-гшапюграниты, обедненные К и лктофильныии р.э., сопоставимые с фанерозойскими плагиогракитовда-ми Дзорф-ОбизаиккискоН подзоны С 20]. В ряду позднегеоспиклинальных - орогепных разкоформационкых гракктокдов (Cj-_2-T) в-чранена определенная устойчивость ряда признаков: низкая щелочность (при es Na или к-На профиле).пониженный фон р.э., многоэтапные процессы Na метасоматоза [ 1,281. Наиболее обог&цеки вдлочш/.и орогекныо гранита ' -лейкогранкты, однако и они резко отличается от пород гранитового ц адчекитового форкацко^асс типов (йарин и до. ,19*3) нонкг.екиьгми щелочностью (калковоегьв) и концентрациями р.з. ^'редневзвеЕеннкй состав граниголдов отвечает плагиограшггу с низкими коицэктрациякз К.р.лйтрйильгах р.э. и повипеннкми - сидерофильных и базстофпаьных р.э. (V,Со,Zn,Си) [1,5,19,23]. Суда по тренд»;, t и соотногаеакям Fe-Mg, Sr-Rb и др. (Богатшсов и др. ,198?; Cepum.->vep,I987), орогешше мягматяга попадают в поля производных кс.^йкентальных чадентовпх и островодунних извесгкоБО-щелочннх магм.

Длительная история развития эвгеоскнклкчэлышх структур Памаро-Тягоь-Шаия свзайгедьствуаг, »¡то их специфика начал-i закладнппгься еще в докембрии. Пе-слсйуадцая ¿¡анеразо^сиэя эволюция авгеостнштня-лей. как ато оумвчазтек с дшт Урала (БердявдДЗЗ!), из привела к

формировании "зрелой" континеатаяьной коры и продуктов ее плавленая - 1С гранитов [5,16,19,26].

Такта образом, в .вертикальных рядах магматических формаций разнотипных гесструктур,наряду с эволюционными трендами изменения г.;: состагз, наблюдается определенная устойчивость во времени (у нас-ледогшшооть) существенных петроггохшгческах признаков [1,4,5,19, tJiL% 23 j •

1.6. Псяуторые асяеют геохимической эволюции земной коры выявляется при сравнен;«: состава разновозрастных гранитоидов. Как известно, распределение р.э. в гранитоидах определяется ко только составом субстратов,но и геохимической спецификой регионов я рядом других факторов. В связи с этим ш попытались "снивелировать" ягхогорыэ ¿о гага, используя дез подхода к изучению временной эволюции гранитоидов. Первый заключался в сравнения петрогеохямичес-ких черг фанерозойспих гранитоидов, относящихся к одному цлклу л образующих вертикально ряда б пределах единых зон (этот подход частично реализовал шав). Второй бил связан с сопоставлением до-;;о'!0рт:Лскях и фэчерозойских грапгатопдов, т.к. предполагается,что даяние зпохз маяепкально различались условиям гранатообразоваиая.

несут

информацию об условиях гранигооброзованш яа ранних этапах становления ЗХ Паетро-Тяяь-Ша;иг. Тела Гр-Норд-Бл гранитоидов PR? Гарм-' ского блок! содержат многочисленные .включения и останца кровли ме-чау.орфзтов и шгиатжгов AR. В хрзажсоидах присутствуют редкктоваз иагиатогенаыз структуры, расплавив вклячззая с Т--750-750°С( Толкачева,1973), аногда сохраняются интрузивные контакты тел разных «аз. Равновесность ьсагерашыг нарагенеэпсов гранитоидов, вм-зца»-пород л вглючэшй ух;азивает на небольшие маептабы перемещения ¿•асплавоч. Состав гранзтездоа, сформированных при массовом плавле-язи корового вещества, отрегает в первом приблихешга состав верхних частай SIC Гармскои зоны [Го].

Чарнокитояда PHj- (13,29) йишея л гиду Гая граяитовдов зон глубдишх разломов (интрузивных чараокитоздоэ) (Шемякин,ISS3).Cpa-Я" 'ксеноллтов преобладают кгсдас граиулнта, кзарцито-гпейсы.грани-го-гаейсы, чаршжптн (55,1) л Гр-Би-Ам гнейсы (30%); редки Гр-Ба гяг.йса, Гр йьфибслют, эклогтп'оп.едсбгше порол?». Чаряокитолдл "консервируют" £ кезяолихах структуры и лзрагепезисы пород AR2 грану-ллтового мотаморфкмз, а заведомые реститы и фрагменты субстрата ue о0изруае«ы. В ьотролохо-гвохиыкчвежих особенностях чаряокязои-дов (Седова, Кравцова, 1Э79); [13,14,29,47]отражена специфика

докембрвйскогс гранит©образования (Шемякин,1988).протекавшего при плавлении баритовых субстратов в условиях высоких Г,Р0(5щ > ?Кг0, увеличенной роли И в составе флюидов. Геохимические признаки этих пород связаны о низкш отношением ^гУ^г» с насыщенностью рядом тугоплавких и барофилышх элементов, свойственных кижкекоровыы породам повышенной основности и щелочности (К, Ре и сидерофильные р.э.,Р .РДг.ИЬ) с одновременной обедненностыэ "гранитофильными"эле-ыентами, концентрирующимися в верхних частях коры Ш,Ма,и .Rb.Cs, и ,ТЬ| и др.)[ 13,14]. Они отражают связь с метабазитовымй субстрата«! , возможные модели которых представлен в ксенолитах метасома-тизирсвашшх эклогитов у. Гр гранулитов в N базальтах Памира.

Интрузивные эндербиты РКр в отличие от чарнокитов, обеднены К и соаутствусфсо! р.э. Их геохимнческач специфика, возыокно,объясняется плавлением метабазитових субстратов на уровне глубинной гра-нулитовой фации при отсутствии иривкоса К и калиофклыих элементов. Ультрсметагениые А1 ондорбиты АК.^Сот мигматитов и теневых грани-тоидов до параавтохтоншх тел) содержат включения плагаогранулитов (Гип+Гр^у1-111зй(-Б11+Кпш), близкие по составу вмещающим гранитоидам [.47]. Вероятно, в атом случав происходило интенсивное плавление относительно легкоплавких метаморфигов гранулитовой фации (внутренне равновесный анатексис, по В.С.Шкодзинскому,1985).

Гнейсо-плагиограниты (Р^?) - древнейшие гранигоиды эвгеосин-клинальных структур герцкнзд Памира. Первичные парагенезисы (Би^Аы) замещены в шес ме таморфог е ш ы ми ассоциациями эпидот-амфиболитовей фаа::и (Би+Му+Эп), а плагиограннгы имеют интрузивную природу (Каря-кин,19?8); [203. Включения представлены плагиогнейсам.. и кристалло-сланцами, причем некоторые ксенолиты подверглись Ма метасоматозу. Предполагается, что плагиогранигы кристаллизовались из "водных" расплавов, связанных с плавлением амфиболитовых субстратов в условиях иривноса На флюидов С1,201, Нами проведано сравнение дог'.еиб-рийских и фанерозойских градЕТэвдов, сходных по химизму и минеральные пара^енезясам и, главное, приуроченных к едакой провинции, а иногда даже форшфовавшосся в пределах одной зоны (рис. 1-2).Сравниваемые объекты относятся к трем типам. Первый - гкпергл'шеземис-тые К гранодиорит-гракатовые серии (5 грднитовда). Второй тин объединяет № гранитоидные (реже базит-грашпгоицные), в гоы числа эи-дербитоидные ассоциации. К третьего типу относятся К серии граяи-тондов поьишевней феьачности, вклвчающпз такаа чарпоквтоцда и их фанерэзойские аналога [1,3,5,13,29,47].

Общая картина геохимической зводяная тракгтоидов региона во

времени сложна и противоречива.

В фанерозойской истории Пампро-Тякь-Шашг нет полных аналогов некоторых докембриЯсклх гранитоидаых ассоциаций - прежде всего это относится к ультрамэ гаге иным и интрузив ним эадербитам-чарнокитам, отразившим особые условия корового мзгмосбразования. Вместе с тем уже в появились К гиперглиноземистые гранитоиды - продукта

плавления метапелитовдх субстратов, неоднократно формировавшиеся и в фанерозое. Это касается и плагиогранптов (РР^?).близких аналогов герцинскнх плагиогранигоидов эвгеосинклинальгнх зон. Сравнение возраста и состава чаршлжт-эндербитошх серий ареального (ультра-иэтагенного) и псясового (интрузивиого)гшюв и комплексов гипер-глипоземпстых гранятопдов, развитых в докембрдйсккх регионах и в кристаллическом фундаменте фанерозойсхих складчатых областей(включая Памлро-Тлнь-Шачь), подтверждает сходство ранних этапов грани-тообразования, формирования и эволюции ЗК разновозрастных континентальных структур [47].

Рис.1-2.Геохимическая эволюция граннтои-дов Памира и Юииого Тянь-Шаня. КК-кларки концентрации; (КК=1) -глобальные кларки гра-/Япитов (Беус.Григо-/ рян,1975). /И Рис.1. Гиперглино-"т земистые гранитовды: 1-Гр-Корд-Би гранодио-риты РОДЯ), II-Би (*Гр) гранопиориты-?ь граниты С,(Ш) ,Ш-Би

Рис. 2. Плагиограни-тоиды: 1-эндербиты Ш РЫШ.Я-гнейсо-пла-гиограниты РКТ(П), Ш-плагиогранитоиды

граниты

1-2

(П).

В Памиро-Гянь-Шана, являюкемся оловоносной провинцией [1.6]. шрааена тенденция возрастания в фаяэрозойскюс гранотоадах роли $ п. Подобный гревд фиксируется дая В и Се, образующих в регионе ряд месторождений (проявлений), а также вг и РЬ (рис. 1-2).Существен-

кое изменение концентраций ряда р. э. в фанерозойских комплекса:: гранигоидоэ повышенной основности по отношению к эндербат-чарнокп-товым ассоциациям определяются специфическим геохимическим профи/ж последних, обогащенных тугоплавкими литофилами, F ,Р и обедненных верхнекоровыми гранитофильныки элементами. Часть фанерозойс.чих Al (редкометалльн-íx) гранигоидов содержит больше литофилышх p,3.(Cs, F,Be,Rb,Tb),Sn, чем докембрийскке гранитоиды этого типа, что обусловлено привносил в ыетапелитгвие субстраты К, F и связанных с ними глементов. Указанные различил отражают закономерную эволюция во времени состава зон плавления: субстраты каждого из уровней магмо-гекерацки обогалдатся легкоплавкими л летучими не толь-

ко за счет многократного палингенеза, но и в силу переработки глубинными фгхздаш (Марин,1276).

Вместе с тем доя ряда р.э. геохимическая эволюция вырааела слабо ели отсутствует. Наиболее четко данное явление фиксируется в разновозрастных гранитоидах, связанны:: с развитием эвгеосиниышаль-* ннх структур (рис.2). Обцие признаки PR и С-Т илагиогранитовдов обусловлены относительно невысокими Г и низкой щелочностью расплавов, их насыщенностью водой, низком ролью К, F и ряда сопряжению: с ними литофильных р.э. в »„егабазитошх (амфпболитоетх) субстратах. Аналогичным образом обнарухжвгются геохимическая близость докемб-рийсккх и некоторых фанерозойских комплексов гияерглпнозэмистых гранктокдов (рис.1), формировавшись upa хаокш-ачвскоа пда&авшш существенно метапелкгоьых субстратов.Определенная устойчивость во времени (унаследованность) легрогеохишческих признаков является одной из существенных черт эволюции гранитовдов сиаличесяой Памире-Ъшь-Шаньской. провинции [5 ,IS], что характерно и ддл ряда других регионов (Дшцев и др. ,1982). Возмокная причина преемственности гао-«шичееккх особенностей' лэляхронных гранигоиднях ее;.«й - otkocü-уельная "консервативность" состава 5й (или отдел*» л ее блоков), сформароьаавейоя в основном в докакОрая и в последуйте« нь cpcvep-неБшей значительных преобразований.

1.7. Изучекк-з включений в граяитоада?. Ка^ро-Тянь-Уакя нач&то относительно недавно. "Субстратные* вклю^знил osaapyscu¿ аязь э кембрайскет гййергдиноземясгнх аьтохгонЕЦг ».та'ЕараавгогЕогиш; гранитсадах. В шяшекоровых звдзрйагах- чаркз'-сктах а глагиогроал-т&х, расплава которых нешгаш энпчетедьлос Еарешщекпе,найдены только цсэнсщазй.захвачоншае шве зон капниобозЕогаявя. Вклвчеиия иетакорфЕтсв ви^бсшгго&зЁ. й графиков»? ¿хций выявлены п и фанк-розойсккг гр&км^эдыг £ k ? mates» ряда ьаа C2S,3:j^ Иапш дошке пг

ксенолитам в гранитовдах подтверждают их значение в реконструкции состава субстратов магмообразовачия и F-T условий зарождения и эволюции расплавов (Ермолов,1982; Ермолов и др.,1989; Попов,1986; Chappel, White, 1974), дают дополнительные петрологические обоснования для построения моделей ЗК [13,29,35,47].

П. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕШОЙ KOFd ПА!,МР0-ТЯНЪ-П1ЛНЯ

Если о составе и строении верхней коры складчатых областей можно судить, используя данные по обнаженным блокам докембрия, то для оценки состава нижней ксы решающее значение приобретают глубинные включения. Недостаточная их изученность является одной из причин того, что в настоящее время ВМ изучена лучше, чем глубокие горизонты ЗК (Попов,1986).

ПЛ. Гранигяо-метаморбичзский слой (ПЛС) земной коры. Состав ПК! в рамках метаморфической модели оценен главным образом по средневзвешенному составу (с учетом относительных объемов пород) блоков докембрия (метаморфиты,мигматиты.градитоида), а также по химизму верхнекоповых включений в щелочных базальтах и гранитои-дах; роль фаяерозойскгос гранитоидов и осадочных толщ в разрезах верхней коры, по геолого-геофизическим данным, не превышает 10-20% (Земная кора...,I98I);[l,I6j|.

В герцинидах Южного Тянь-Шаня Гармский и Байсунский блоки сло-•коны кислыми - средними AI гнейсами и кристаллосланцами (60-70%), при существенной роли гиперглиноземистых гранитоидов и мигматитов (I5-23&) и подчиненном значении метабазигов (1-6/5) .карбонатных пород (1-5$),кварцитов и кварцитосланцев (2-4%) (классификация мета-морфитов - по Н.Л.Добрецову й др. ,1388). Блоки несколько различаются как составом одноименных пород, так и их соотношенипги.что в итоге дает эффект отчетливой разницы в их среднем химизме (табл.4Х Столь же четко, хак метаморфиты, различаются и гранитоиды (табл.1, 2). Докембрийские образования Гармского блока сопоставляются по составу, формацконной принадлежности и типу эндогенного режима с AR комплексами щитов (Глебовицкий и др. ,1985); [16].

■ Рассмотренные ыетаморфяты слагают фундамент мисгеосиянлиналь-яых Юяно-Гкссарской и Ценгрально-Гиссарской зон, что подтверэдает-ся обнарукением соответствующих включений в дкатремах базальтов и гранитоидных телах. Среди ксенолитов £is] преобладают кислые Корд-Гр-Би,Сил-Еи а др. гнейсы (69#) и ?p-5i (-Корд) граниты (13%}¡реяв встречаются основные кристаллослаяцы (8$),кварщггосланцы (5?') и мраморы (5%). Средний юс состав отвечает К дацату, а "ксено-

-22-

Табл.4. Метаморфические (пгтрохимяческие) модели гранитно-метаморфического слоя Пакнро-Тянь-Шаня [5,16]

Зона: п -.вШ* : "П02 :АЬ0з: ГезОз :Ге0: М(гО: СаО : КгО :Ма20:Р205

Г 119 63,9 0,8 14,9 1,0 5,8 3,1 4,8 3.2 2,5 0,17

Б 257 67,0 0,7 16,4 0,9 4,4 2,6 1,7 3,5 2,3 0,18

га 428 66,0 0,7 15,5 1,4 4,4 2,8 2,9 3,4 2,6 0,17

К 86 67,5 0,7 15,6 1,7 3,9 2,4 2,4 2,4 3,1 0,17

Кр 60 64,7 0,7 16,6 0,5 5,2 2,2 3,4 3,3 3,0 0,20

СП 146 66,1 0,7 16,1 1,1 4,6 2,3 2,9 2,8 3,0 0,18

ЦП 452 64,4 0,8 15,2 1,7 3,6 3,1 5,0 2,8 3,2 0,14

ш 706 65,2 0,7 15,1 1,2 3,8 3,0 4.8 3,1 2,7 0,18

ш 1158 65,0 0,7 15,1 1,3 3,8 3,0 4,8 3,1 2,8 0,17

п 1304 65,4 0,7 15,4 1.2 4,1 2,8 4,2 3,0 • 2,9 0,17

пт 1732 65,7 0,7 15,5 1,3 4,2 2,8 3,6 3,2 2,7

I - 67,1 0,5 15,3 1.5 3,1 2,0 3,8 з.,о 3,6- -

2 - 65,9 0,55 15,2 1,5 3,0 2,0 3,5 3,2 3,0 0-20

3 - 66,0 0,5 15,2 - 4Т5 2,2 4,2 3,4 3,9 -

Ш {с учетом верхнекорошх ксенолитов в базальтах и гранитоидахХ

2- по \.А.Беусу (1981), 3- по С.Тейлору, С.Мак-Леннану (1988).

Табл.5. Метаморфические (редкоэлементше) модели гранитно-метаморфического слоя (г/т)[5,16]

Зона: п :Н:КЬ : Са: и :ТИ: в: Р ;МЬ:5г : вп ;Сг: ги : V : Со

Г НО 42 122 5 1,7 II 14 800 196 17 252 4 29 19 96 II

Б 157 - - - 1,3 13 - - 225 - 195 - - - - -

ЮТ 301 43 131 6 2,1 12 12 700 210 17 290 4 48 20 75 II

к 80 13 102 2 1,8 9 13 500 161 14 271 3 90 29 104 13

Кр 68 72 162 9 1,1 II 14 720 156 II 187 8 - - - -

СП 148 42 132 6 1,4 10 14 610 158 12 229 .6 90 29 104 13

ЦП 323 20 102 3 - - II 750 - - - 5 - - - -

из 450 50 157 5 2,0 15 7 680 167 20 172 5 124 31 84 15

га 773 44 146 4 2,0 15 8 700 167 20 172 5 124 31 84 15

п 921 43 141 5 1,8 13 10 670 164 17 191 5 ИЗ 31 91 14

пт 1222 43 136 6 2,0 12 II 690 187 17 240 5 80- 25 83 12

2 - 30 160 4 2,6 14 10 720 170 20 230 3 34 26 76 7

3 - 20 112 4 2.8 II 15 - 190 25 350 5 35 20 60 10

Обозначения си. в табл.4.

3

лигная" модель картелируется с составом блоков докембрия. Средний апшзм ПЮ Южного Тянь-Шаня соответствует низкощелочному высокоглиноземистому К дацату [5,1б1(табл.4,5); он близок к составу Австралийского щита ((.атЬег!, Не!ег , 1968).

Средний состав докембрийских метаморфических комплексов Памира, такта отвечает дациту, который в целой сопоставим с "гранитгам" слоем Южного Тянь-Шаня (тебл.4,5); отличия связаны с несколько пониженными калиевоотью и содержаниями Бг в породах Памира, а также-о увеличенными концентрациями Са.Сг и [16]. Как и в Тянь-Шане, имеют место вариации состава верхней коры в раз;шх блоках докембрия (табл.4,5). На флангах палеорифтогенно.1 зоны Центрального Памира обнажаются зональные метаморфические комплексы Дпс-Сти сорни (Глебовицкий и др.,1981; Дюфур и др.,1970) с полициклическо" эьолгь цией метаморфизма и гранитообразования СРК?—Р), характеризующие верхние части ЗК. Глубинные зоны "гранитного" слоя смоделированы на базе ксенолитов гнейсов гранулитовой фации (Т=730-820°С,Р=7-8 кбар) в гранитоидах ? [35]. Средний состав Ж отвечает К-Мадагдиту с поваоошшм содерканязм Садтнозением Ре^/ге2*". несколько пониженными калиевостыо и содержаниями (?ь ,Сз,Ве (Могаровский,Дмитриев, 1985; Могаровскай, Буданова,1986).

Средний состав метаморфитов, гдгматитов и гранитоидов Юго-Западного Памира, определяющих состав "гранитного" слоя Памира, соответствует К дациту. Сведения по Г?ЛС тогессти'лпнального блока гер-щшской Каракульской зоны фрагментарны: модель слоя построена на базе состава гранитоидов Т и содергш кся в них включений мигмати-эироватшх сланцев и гнейсов (табл.4,5). Средний состав "гранитного" слоя Памира отвечает составу обнаженных сегментов Канадского и Алданского иштов (Кулиш,1972; ЭЬа^ е.а.Д967).

Особый интерес представляет блок Р^? (Дурговатская зона) -кристаллическое основание , на которой развивались поздкегаосишии-надьно-орогенные тектоно-магматические процессы энсиматической(эв-геосшклинальной) структуры. В его составе преобладают Би-Му (*Ст, Гр.Эи.Дис) плагиогнейси (65%) и Гр-Еи-Ыу (±Ст,Дкс) кристяллосланцы (30£); меньшую роль играют Еи-Ам (*Эп) Са гнейсы, кварцитосланцы, а^иболиты, гнейсо-нлагиограянты (эпвдот-амфиболитовая и отчасти низкотемпературная амфибоаитовая фация серия высоких Р). Специфический геохимический профиль метаморфизма, протекавшего при высоком потенциаче Иа , обусловлен как первичным литологическим составом пород - продуктов разрушения основных-средних вулканитов, так

и привносом глубинных На флюидов [201. Метаыорфаты и гранитоады в общем сопоставима с плагиогнейсаш и плагиогранитоидами некоторых энсиалическкх оетроводукных структур. Изученное образования,средний состав которых отвечает Па дациту, выделяется пониженной ка-лиевостыа и высокой окисленностью Ре; они обеднены ¿1.Сз.Бп,отчасти (?Ь,ТЬ,Р (табл.4,5).

Средний состав верхней коры Памиро-Тянь-Шаня соответствует К дациту и в целом близок к составу "гранитного" слоя [16] .вычисленного по обнаженный сегментам щитов. Провинциальная специфика ГМС выражается в повышенном отношении К/Ыа (в основном за счет невысоких содержаний Ма) на фоке слабо пониженной обшей склочности и несколько увеличенных концентраций Ре и Ыдг. Указанные признаки отражай? ванную роль метаосадочного, прежде всего ыетапелитового,вещества. Характерен такие низкое отношение почти полное отсутствие Мг в метаморфитах и гранит оидсо. и обилие Граф во всем коровом разреза. Фиксируются несколько повышенные региональные кларки О .Сз.йл.Сг и поименные - НЪ.Бг, и [о,1е] .

П.2.Гнейсо-гранулитовый слой (ГГС) земной коры. "Одна из важнейших областей Земли, о которой ми знаем меньше всего, - это нижняя часть континентальной коры" (в наибольшей степени это относится к глубинным зонам ЗК подвижных поясов), а ксенолиты из трубок взрыва представляют "наименее сомнительные образцы нишей коры" (Тейлор,Иак-Леннан,1988). В связи с этим особое внимание удалено исследованию нижнекорешх включений,среди которых полнев изучены ксенолиты из мг базальтов Южного Тянь-Шаня.

Никнекороше ксснодпты представлены разнообразными породаии-метапелитами, кварцитами, чарнокиташ, метабазгаама, кальцифирщгя, харагл'еризукж/л разные субфашш гранулитовой фации - от Гр-Корд-Ор (6-7 кб) до Гкд-Си (Р-&-11 кб; Т=820-950°С). Последние" отвечают по условиям формирования мзтакорфитам глубинах частей щитов (в частности, чогарской субфации Алданского шд^'ч).

Наблюдаются различи в наборе и составе включений в разкнх зонах (рис.3,табл.6,7). В Центрально-Кызылкумской зона преобладают Гпп-Ш и Гр-Гиа-Ш основные криоталлооланьм

Гип39-40 ± -Кеш.Гр.Ру |1=т.Ам), Средний их соетев отвечав! субделочнс-му На (К-На) шсоког.шноэешстому базальту с низкой концентрацией литофшшшх р. о.

В никкекороьем разрезе Централтна-Гискорской зоны повышена

роль основных-средних Са гкой^оь ж ¿1 гйеВссв каслэго-ореднзго

состава; значение чарнокктов, кварцитов,кварцито-гнейсов (сланцев), гарбонатных пород невелико (ряс.3).Изредка встречаются метабазиты, в которых наблюдается рсзвптиз Гр и Ш по Гип (эклоги-

тнэацил гралулитов). Средний состав слоя - К андезит с низкой щелочностью и повышенной глинозедастостьп £23].

Южно-Гиссарасая зона характеризуется г/аксшальшм развитием А"1 (прежде всего кислых) гнейсов (в Гр-40-4?^ Пир),существенной ролью кварцитов и кварцито-гнейсов, чарнокитов и родственных ш пород; понижено значение Са гнейсов, а объем плагиоггейсов-эндербитоа не превышает нескольких К метасоматоз и анагексис с образованием чарнокитоз а чарнокитгаярованных гнейсов развивались по А1 и Са субстратам,усиливая обащй К профиль слоя.Сррдний химизм пород гра-нулитсвой фацид необычен; он соответствует Л1 дациту с низкой ^= 47% и высокой калкевостья (К^а=1,в)[$,231. Вместе с тем среди фа-яерозойскшс кагматитов зо»ш преобладают К гранодиоритовые (55%) и кварцево-диоритовые (13*) комплексы, присутствуют андезитовдные серии. Поэтому приходится доискать, что ксенолитное "опробование" в данной зоне не охватило саше глубокие части ЗК , а рассчитанный нами состав слоя отвечает скорее не нижней, а "средней" коре. Что касается никних горизонтов кори, то они, вероятно, представлены основными-средними гранулитами и (или) габброидами, формировавшимися при магматическом и метасоматическом преобразовании ЕМ (см.ТУ.2). О учетом этих соображений, скЗщнй состав 1ТС должен,как и в боль-пинстве зон региона, отвечать андезиту.

907Г Рис.3.Частота встречае-

мости пород шшгскорсвых ксенолитов в щелочных базальтах Памира п Шшого Тянь-Шаня.

«о

50

го

ю

Щ

ЦК!

¿Шш

=Ц

ЦГ I ЮГ I юп

[ГТ1, ЕПг ЕЗ, Шг НИШ« Е23» Гр, Сил-Корд-Гр,Гип-Сил~Гр,

Типы пород гранулито-вой фации (с упрощениями): 1-основные Са гнейен,кристалл ос л анцы (Гш-Ш.Ш.Гр-Ь'Л-Тт а др.), 2-экдогито-подобные порода (Омф-Гр, Гр-Ш, Бя-Гр-Ш), З-средние -кислые Са гнейсы.плагио-гнейсы, эндербитн (Ш-Гип, Би-Щ,ИП,Гр-Щ-Гип и др.), 4-срвдкие-кяслыа А1 гяейсн, сланцы (Гр-Би,Гкп-Би-Корд-

Гип-Спл-Ко рд,Гр Греф, Би-Гро$, 1

с я др.),5-кваршии,кварцито-гнейси (сланцы)(Гил-р-Дис и др.),6-карбонаткыо порода, 7-чарнокиты,

г ранито-гнеР-Сы .^агат^т, ,Гй?гБи,Гр, Пт-^Й7Гр^др^

ййэаито-гнейсы

■Ш.Ба к др. ).ЦК(ЦУ!ШШД9?9,

- 26 -

Табл.6. Кетаморйзяческие (петрэхимическйе)модели гнейсо-гранулйтового слоя Памиро-Тянь-Шаня [5,23].

Зоны: п ; ЯЮ2:Т<: А1г0з:Ре?Р>Ре0 :СаО ; ; ИаУоУРгО?

ЦК 21

ЦТ 60

Я 55

ЮГ По

ЮТ 252

СП 98

га э

п 107

ПТ 359

Ы>,9 61,6 63,9 67,1з 61,0

51.3 56,8

55.4 58,2

0,9 1,2 0,8 1.0 0,9 0,7 1,5 1,3 1,1

17,8 15,6 15,8

14.0 15,8 18,8 15,4 16,3

16.1

4.0

3.5

2.6 2,3

3.1 2,5 3,5 3,3

3.2

5.4

3.5

3.3 3,5 3,9 6,1 6,5

6.4 5,1

5.8

4.4

2.9

3.5 4,2

7.1

4.6

5.2

4.7

9.6

5.4 2,9 2,6 5,1

9.5

5.7 6,7 5,9

1.4 2,2 1,7

3.2 2,1 1.1 4,0

3.3 2,7

3,7

2,2

5.6 г о

3,4 2,6 1,4

1.7

2,6

0,24 0,22 0,20 0,10 0,21 0,15 0,37 0,32 0.26

1 -

2 -

58,7 1,0 16,2 2,8 4,8

56,5

15.4 - 856

5,3 6,1 4,7 7.1

2,0 1,9

3,2 2.8

0,20

ЦК-.\1ушкин (1979) ,ВП-Д\штриев (1976). Модели "базальговсго"слся: I- по Б.Г.Лутцу (1975), 2-по А.А.Беусу (1931).

Табл.7. Метаморфические (рздкоэлементные) модели гнейсо-гранулиювого слоя (г/г) [5,271.

Зона: п ; Л :Сз: и :ТИ:В : Р :2г ;МЬ : вг : вп :Сг : N1 : V : Со

ЦК 12 18 21 I 0,6 I - 300 - - - 1,7 103 54 - 28

ЦТ 51 15 51 2 1,2 5 . 4 500 187 19 315 6 187 76 162 21

Я 64 33 46 3 3,1 10 17 300 225 27 631 6 51 31 84 22

ЮГ 93 57 103 7 2,3 9 6 500 192 13 355 4 155 44 107 23

ЮТ 220 31 55 3 1,8 6 9 400 201 20 434 4,5 124 51 118 24

СП 37 18 28 I ,3 0,3 1,463 270 73 4 275 2 252 70 140 30

ш 9 23 79 I 1,5 2 21 800 - - - 3 280 32 100 20

п 46 22 об I ,1 1,2 2 31 670 - - - 2;Я 273 41 ПО 22

ПТ 266 26 61 2 ,1 1,5 4 20 530 20 Т 20 434 3,3 198 46 114 23

I - 12 50 I .5 0.7 ? 7 - - 177 7.2 265 - 70 40 180 30 ,

Обозначения см. в табл.6.

Нкяшекороше-разрвзы энсгаякческих зсн Тяяь-Шаня иие-ог определенное сходство с граяулито-гнгйсоьами ареалами щитов; в ииг проявлен гранулитовый метаморфизм уизрейю-баричоского теяа; типичен псхаимодалышй кагштиз?! с широким развитием пород среднего состава (Са гнейсы); существенное значение кмзют мигттнти и уль-траметагенше гранитовда («гар^огаты); присутствует мотьбаанты (ос-ковгше граь7д№),кетапа.шгн,кваран?н,?х'дезйсто-кремниггла порода.

Вместо с тс;л для складчатой области Тянь-Шаня не характерны "серо-гнейсовые" и анортозит-базитовие серии lü]. Порода гатаей коры мио-геосишеликалышх зон по отношению к пдагиогнейсово-экдербкговым комплексам, преобладающим в разрезе ITC ряда кратоноь (в частности, Восточно-Европейской платформа, но Л.А.Крег«еаецкому, Л.Н.Овчинникову, I98S или Анабарского щита, по Б.Г.Лущу, 1975 и С.М.Розеиу, 1938), характеризуются резко увеличенной калкевостью, глиноземяс-тостью; значительно более высотам уровнем содержаний лптофнлькых и одновременно екдорофильных р. э. Средний состав ITC Южого Тяиь-Ша-яя соответствует K-Na андезиту,т.к.среднее К-Na-отношение запита« из-за процессов »а метасоматоза (см.раздел Ш), наложенных на граяулотн Ягяобокой зоны [23,27]. Он близок к оценкам состава пород гранулитовой фации Анабарского и Бразильского эдтоз и нижней кош докембрл5ских областей г целой (Sicrlinolfi, 1971; Лутц,1975). Аналогичным образом установлено сходство состава кикней коры складчатых сорпукевпй Монголии (преимувдегвенко основные гранулнтоше включения в щелочных базальтах) и Сибирской платформы (Хепеетмс-кас,19?9).

Специфичен шанеяоровыЯ разрез палеорпфгогеняой зоны Центрального Памира (восточный блок) (Дмкг риз в, 1976; Могаровс кий, Дмитрпа з, 1985), в котором преобладают зклогктоподобнне породы (Гр5д+0:ф-Кпп+Пл±Кз,Дкс, Би), частично образованные при К метасоматозе эхло-' гигоз ВИ и "коро-шнтЕйяой смеса"; основные двупироксеновые гнейсы редки. Специфика мегапелитошх Гр-Дп (¿Сия.Би) ,Гр-Еи,Гр гнейсов хакяэ определяется повыиенаоЯ ролью Kirn (нередки сиенктовио.квар-цево-сиенотовде составы); кроме того, обнаружены Гр-Дис к Гр-Скд-Дво кварцито-гнейсы и кварциты. Средний состав включений (к сожалению, недостаточно изучены кислые гранулитн) отвечает субщелочному К мелааядезиту (акдезиго-базальгу).Его отличают от среднего состава ГРС Тянь-Шаня повышенная калиевость (отчасти фемичнссть),более высокий уровень концентраций B,F,Be,Cr и более низки?:- ТЬи Cs [5,23.2?].

Состав нижней коры экстатических (эвгеосинклнналышх)струк-тур.где нет ксенолитсодержащях щелочных базальтов, определен с использованием смешанной модели - по химизму фааерозойских габброи-доз, анортозитов и докембряйсют: амфиболитов а геоактиклзшальшх поднятиях. В итога получен Al базальт, который от среднего состава ITC энсиалических зон отличается более высокой фомачносгъю к низкими содержаниями К и дотофильяых р.э. (табд.6,7) Гзз1. Сн близок к магматической модели граяулсто-баэитового слоя, построенной

с использованием данных по вулканитам островках дуг и складчатых областей (Роиов к др. ,1990; ЯрошевскиЙД585).

Сравнение нижнокоровых включений показало значительные вариации срэдаего химизма (от лейкоацдезпта до базальта) и редкоэлекент-ного состава ГГС в различных зонах (рис,3,табл.6,7).Средний состав нижней коры Шмиро-Тянь-Шаня, вычисление которого ввиду значительной ее неоднородности условно, соответствует К андезиту .В целом оц близок к оцаккам общего состава "базальтового" моя континентов, _ -базирующимся на данных по докеибри'йсккм областям.Некоторао отличил 1ТС Памиро-Тяиь-Юалл заключаются в более высокой калиевости слагающих его пород, повышенном фоне ¿1 ,и ,ТЬ, отчасти Сз и Сг и пониженном - V и Со [5,23,27].

Л.3./ М9таь1орфуескиеимодели земной ком (ЗК) Нрь«по~Тякь-Е!5гтя. Фиксируется отчетливое изменение среднего состава пород от нишей коры (андезит) к верхней (А1 дадтг).В Югшок Тявь-Шаке в этом направлении происходит рост содержаний К и ряда лигофалкшх рлз. ,ухю~ лаченкз глиноземисгоста на фоне сгоглеш« шигеитрацай Мл .фемтчес-ккх компонентов п 5пс рздкоздемэятьих аналогов (слдерофшш.Зг) .падения отношений Бг/КЬк 1П /Со. Указанные измензкЕя обусловлены возрастанием роди А1 гнейсов (К кетапелотов) и сяиаенпем-Са гнейсов, сменой чариокитоздов гракиговдами и т.д. Проявлены к некоторые чор~ ты преемственности, особенно отчетливые в Онно-Гиосарской гоозя-тиклиналькой зоне, где для разреза коры характерны высокая роль жиедкх-оредчих АТ гнейсов, постоянное присутствие кварцит енгней-сов, низкий объем оановякх-средаих Са гнейсов, сходство химизма включений амфиболитовой и гранулитовой фаций. Одновременно эти давние, вероятно, указывают на важное значение процессов осадочкой дифференциации, проявившихся у зге на ранних стадах: становления ЗК энсиаличвсклх зон. Максимальный контраст в составе "гранитного" п "базальтового" слоев отмечен в палеорифтогенных л звгеосишашкадь-кнх зонах: нижняя кора соответствует андезито-базальту еле базальту, а верхняя - дацигу.Но и в этом случае порода КС и ГГС сохраняют ряд общих черт Г5,34].

Вещественная п термодинамическая неоднородность ЗК Пакиро-Тянь-Шакя подтверждает, что построение глобальных моделей контшектадь-ной коры невозможно без учета сведений о конкретных корошх разрезах разнотипных геоструктур. Геоантиклинальнае поднятия звгеосшж-лияальных зон и некоторые палеорифтогеннае зоны не сопоставимы по химизму и редкоэлеменгаому фоау ЗК с преобладающими энсиаллчосгшш зонами. Вместе с тем ЗК гервдввд Тянь-Шаня и ¡дамервдо-алыщц

Пемяра характеризуется общим геохимическим сходством. Таким образом, вещественные различия между норовыми метамсрфлташ и магмати-тамя, входящими в разные аодвихгас пояса, меньше,чем мэкду аналогичная образованиями эв- и ккогеосягасйЕналгких зол зкугрл едкуо?! складчатой области.

¡'пая картина обнаруживается при сравнении термодаяа'лтческпх параметров формирования метаморфических комплексов рассматривав:,ах регионов. В Юяном Тянь-Шане преобладают комплексы Лнд-Слл серии, проявленные о? AR до ?Zg; нканекоровче включения так?;:е характерл-вуются безлкстеаоввдя парагекззкоамг. Высокобаркчэскйв кошдекса связаны лсть о уз кегли падеорифтогеяяымд зонами и офиодитошма поясами; креме того, под первыми обнаружены эклогптоподобные пород? п (Ьф гневен [^З]. Ча Памире доминируют гранулотовые и ш$ябодкто~ ше комплексы Двс-Сял тэта, разв^жаввкес* у.-таслздоватш oi AR2 MZ-JCL. Б пнЕкекорових - рачрззах здесь щреко про-

явлены r.tv-Дкс и Cr/jJ граяули'гн, эк.югк?ояодоб;£го порода, экдошгн (~Дис). Эта фактор;-; обусловили некоторые различия в плоткосуцих свойствах кооовгк хгород обоих регионов (Глубинное строение..., Г991). Тагет образом, структуры Пэжра к йглого Тянь-Шаня,сопоставимо по вещественному составу коромос (прегде всего верхяекоровых) Ь'етамор&таесхпг я граякгохдаос коипязхсоз [161 .существенно различаются Р-Т условия;.;;: процосаоз мгтаморфкка (Буданова, 1989; Гло-- бовицгай и др. ,1985).

Фундауэпт шогвооишиюгальпнх зон и драиш: среданиах массивов слагает кора, общий состав которой отвечает К андезиту. В общем она сопоставима со среднш составом ЗК кдосоа, а ее рзгконалыэде особенности выражаются в существенной разупдотнскности (Ур-G.X-6,3 Wc), а-такте в повышенной калиэвостз (K/Na),несколько пониженных концентрациях Са а отношениях Fe^VFe3*, высоких реглокачь-пнх марках /л ,Cs,Sn,B,Pb и низких -Р и сидерофклышх элементов (кроме Сг). Это сочетается с пошиенкой родьа метапелитовых гнейсов, К гранитодцов (чарнояиюидсв), кварцитов я кварцнгооланцов и пониженной - метабазятов и эндербптоздов (плагиогнейсов) £5,34].

Некоторые различия ЗК Памиро-Тянь-Шакя и щитов можно было бы объяснить, предполагая более колодой возраст кристаллического фундамента складчатых областей ¡ш: полную переработку. AR коры фане-розойскики процессами. Однако этому противоречит сходство ряда ассоциаций Памяро-Тяяь-Наня (эндербгг-чарвокиговая.миищтет-грашгао-вал, Цд мраморов и кальцкфиров,кварц-Кинизгитовая и т.д.) с ко-

доСками образованиями древних кратонов, а токи докембрийские, б том числе архейские, датировки штаморфигов в блоках фундамента (амфиболитовая фацля, иногда с реликтами гранулитовой). Естественно полагать,что образования нижней коры (ксенолиты глубина«* гра-пулитов) имеют еще Солее древний возраст, видимо, сраьнший с возрастом ARj комплексов щитов. Таким образом, в Пачиро-Тя.чь-Штне преобладает континентальная скалическая кора, сформированная,как ъ на платформах, в основной в раннем докембрии, и.впоследствии, ве-. роятно, лишь частично преобразованная поздаедокембрЕйскиьш и фане-розойскими эндогенными процессами 15,341. Аномально высокая модность ЗК и повышенная величина отношения тшпан "гранитного" и "базальтового" слоев сопровождаются широким развитием К и К-Ка гранс-тов-гранодаоритов - преимущественно продуктов плавления ГМС.Поли-стадийные процессы магматизма, метаморфизма и метасоматоза могли частично трансформировать кивневоровыэ субстрата, прибликая их состав к составу "гранитного" слоя (Жданов и др. ,1986; ЛутЦ.Скс;,:^::,-1390). Ншгаяя кора, в свою очередь, наращивалась, вероятно, снизу (Артшков,1986; Белоусов, 1982), за счет рассматриваемых нака ь;аг-штичееккх и метасоматкческих процессов в Ш. Особенно характере: эти процессы для палеорифтогенных- зон.

Ш.ДОРОВЬЙ РАЗРЕЗ ТЛАУКОФАНЗЕЯЕНОС1АНШВОГО ПОЯСА

Уникальный полигон дая изучения глубинного строения вкутрзкоя-тшентальных глаукофанзеленосланцевдх поясов представляет Ягноб-ская зона Южного Тянь-Шаня - часть протяженного Натармай-Ягнсбско-го пояса. Размещение в ноне ареача ксенолитссдараащах дкатрем ш даек щелочгах базальтов (Т-3) позволило вперша получить прлге/о формацшз о лпгосфарясм разрезе структур такого тала" [5,25,48j.

Среды короетх включений преобладают Al и Са гнейсы преимущественно среднего состава и сиенитоиды (сиенито-гнейсы); менее распространены эклогитоподобние порода, граннгоидзз (включая зндерйи-ты и чарнокиты), кварциты, кварцито-гнейсы, кальцифиры.Реликтовые парагенезиса минералов и их состав [48] указывают для большинства ксенолитов на условия гранулитовой фации. Изученные.породы (от ив-табазитов до метапелитов) подверглась альбитизации с образованием Оиф (£д=27^; f =22%) и симплектигов МП и кислого Пл. Эти явления фиксируют наложение на граяулитн (Р=5-б кб; Т=700-800°С) парагене-зисов, возникших в условиях резкого снижения Т и вероятного роста Р (Ра7-И Кб; Т=400-600° С), а такса - мощных потоков Na фшоадов Предполагается, что в данной структуре метасокатпзи со о (fee-

му продуктов вполне сравним с такими короебразующиот процессами, как магматизм и осадконокомеш-е (Жданов и др. ,1987).

Средний состав корл (ITC) ЯгнсбскоЗ зонм (без учета габбро, горнблендитов, гшрсксенитов "коро-мантийной cwscn") отвечает субщелочному Na лейкоандезигу (табл.8). Б коровах ксенолитах соседней миогеосшкликальной Центраяьно-Гиссарской зоны, в общем близких по первичным ассоциациям и химизму реликтовых минералов к описываемым включениям, процессы альбитизацил практически не шражеш (табл.6). Специфика Ягнобско;! зоны заключается в некоторой редуцированности "грэлитного" слоя к пониженной роли фанероэойскгас гра-нитоидов, в увеличенных ойьемах мегакорфатоа и магматитоа субцелоч-ного ряда, а главное - в интенсивном щелочном метасоматозе.Последний охватгл порода разнох'о состава и проявился на уровне как амфи-болитовой, так и граиулитово'Л фаций, что монет указывать ка мантийный источник Na флюидов. Явления мощного метасоматоза на глубинных уровнях хоры под глаукофанзеленосланцевым поясом [48] являются, на наш взгляд, прямым свидетельством аллохимичоской природа глауко-фанзеленославдввого (глаукофансланцевого) метаморфизма {Маракупов, 1973).

Данный пояс и?.;еот ряд отличий от собственно гляукофаксланцешх поясов (Добрецов,1974; ?\'аракупев,137&; !&>сковченко,1982) ,в частности Юкно-Ферганского в Тянь-Шане, - по типу метаморфизма,отсутствию или слабому развитии офиолитов,широкому проявлении щелочко-са-личеыкх и щелочно-баэитошх магматытов,присутствия K-Па гранитов. Принципиальное их различие связано с мафическим (метабазитовым) составом коры тшачшх глаукофанслаяцевих поясов. Общие же геохимические черты метеморфятов обоих т!ШОп структур определяются приз-носом глубвнкчх Na флюидов.

Геологическая исторет глаукофанзеленосланцэвогй пояса отражает чередование контрастных геотермических и гэединашческих обстало~ вок. Заложанпе познай.структуры нз докембрийской континентальной коре сопрововдалось разогревом литосферы, шнтя&ввл диапиразмом и субщелочшм На пикробазальтоидкшл и базальтондаш вулканкзьюмА*?) в условиях растягеиля. Формирование вулканитов отражало процесса преобразования (з т.ч. метасоматоза) мантийного вещества, которые привели к подъему асгеЕзлктов, всзняхноваиню "коро-мантийной ска-си", базификации нгасв коры (преданатектическая метасоматяческая переработка, по В.Г.Лазареккову,1938). При зтсм бшш созданы "аномальные" субстрата, при плавления которых в условиях рифгоподобко-

Табл.З. Химизм некоторых тисов ксенолитов из щелочных базальтов глаукофшзеленосланцевого пояса [48]

: п : ЭгО? :Ре20з : ГеО : Мд-0 : СаО : КаО : Ма20 :Ра05

I 8 70,5 0,7 13,8 1,7 3.1 2,3 1Д 1,7 4,7 0,17

2 6 58,6 •1,2 18,3 3.4 4,6 3,4 1,3 1,9 6,3 0,19

3 9 58,8 0,8 17,0 3,3 2,8 3,2 6,2 1.7 5,9 0,21

4 4 79,1 0,5 8,5 1,5 2,1 2,0 2,5 1,3 2,4 0,16

5 I 67,4 0,7 13,4 3,5 2,6 3,1 1.9 1.0 6,1 0,08

6 5 61,8 0,6 18,2 2,6 2,4 2,2 2,1 0,7 9,0 0,35

7 54 63,9 0,8 15,8 2,6 3,3 2,9 2,9 1.7 5,6 0,20

8 I 43,1 2,5 16,8 7,3 6,9 6,2 9,6 1,8 3,3 2,1

9 5 40,2 3,4 14,5 3,8 8,7 7,7 10,5 1,3 3,6 0,7

10 9 41,0 2,2 13,2 5,0 6*1 II,8 14,2 1Т1 1,1 0,2

1-2- кислые и средни* кетанелптовзе гне£сы (Бя-Корд-Гр,Корд-Сял-Гкп-Гр.Сил-Ви-Корд и др.), 3- кальциезые гнейсы (Щ.Би-МЛ, Гип-Еи-Щ),4-кварцитс-гнеасн (Би-Ш.Гр-Бл), 5- чаонохит (Гр-Би-Гкп), 6-сиенкго-гнекса (.\П,Би-МЛ), 7-состая кори Нгнобскойзокы;8-эклог2-гоподобная порода, &-Ам(хБи,Ш) геббро, 10-Бп-Ам {~0л) пироксенигы.

го резыьа сфоршровались полихронные субщелочкые и щелочные магма-титн. Глаукофанзеленосланцевый метаморфизм - следствие резкой смены эндогенных ре калов; он протекал в условиях быстрых нисходящих даиЕекпй и скатия, с понижением плотности теплопотока и возникновением линейной отрицательной термической аномален (Глебовицкий к др., 1981; Московченко,19(32). При этом низкотемпературные условия распространялись в глубинные области (Маракушев,1979), а На фши-да, по-видимому, были связана с дегазацкой. остывающих астенолитог в основании ЗК (Жданов а др.,1986).

1У.ШЕШШЕ ВКЯШКШ В ЩЕЛОЧНЫХ БАЗАЛЬТАХ ШШРО-ТШЬ-ШАНЯ: РАСПРОСТРАНЙ1НОСТЬ,ССС;ТАР.,МОДЕШ1 В2ННКЯ ,'ШТШ

1У. i. Целочно-базальтоидзпб се рин Паш ро-Тяе^-"'-зня. В рггшке широко проявлены К и К-Иа щелочные и су стрелочные базальтоидц ( - N 1 :яади разскатриоатеся лишь "$ж:£дьныа"базшп.№ с глубишшкн кпзнолжами и шоокойаричесюш: микэральгымд вклзчетшми.Есяд: в Орадиавсм Тянь-Ванз в&Ззедаотся рааркг со (до 300 ияи.лет)

кеаду орогегпчмд ьулканипа^п и целовали 4ггальтзмя 3 (Тадгпбасв и др. ,1989), то в Юго-Запэдцом Тяш-Еаис дай а, трубки и покровы субщелочных и цалочза* К и К-М& <&за".ысв (Г-З) начал;?. формироваться ужа в даздкаорогенвый рааикя гарцдаа. К щзлочно-базаль-товдвая сзрик кшав>^до-окь!»яц Юкзол Пшгр» г,оразса®лисъ ь ккэ-цене,вслед за шдс&^а гргадтодков ¡¿«втралького Игкдра(Р)

в практически одновременно с А1 гранитами {N ) Юго-Западного Памира. Таким образом, щелочно-базальтоидаое магмосбразование,которое обычно связываотся с процессами апиорогенной и зшшлатформенной активизации и рифтогеяеза, в Памиро-Тянь-Шане имеет широкий временной диапазон, а в ряде структур отсутствует заметный интервал во времени между поздними фазами орогенного (существенно среднего-кислого) и ранними проявлениями гдалочно-базальтовдного магматизма.

В Тянь-Шане внделеш две главных пет роге охимлческих серии ще~ лоч1шх (субщелочных) базальтоидов [5,40]. Первая из них - тянь-паяьская серия К-Ма титагатетых щелочных базальтов (Т-3) - пользуется преобладающим распространением (Би-Ам мелаанальцимиты, Анц ба-залиты и тефриты, мончикиты.к&чптониты.субщолочные Ол базальты и трахибаэальтн.гавайггы). Она близка к щелсчно-базальтоидшгм ассоциациям континентальных рифтов, активизированных платформ и складчатых областей (Белоусов и до.,1982; Грачев,1977; Кононова и др., 1986; Лутц,1980; Салтыковский,Генгаафт,1985).

Особое положение среди рассматриваемых формаций Тянь-Шаня и других регионов занимает гиссарскач серкя К низкотитанистых субщелочных и щелочных базальтоидов (Р-3), проявленная в Вжно-Гиссар-ской и Байсуггской зонах. Она образует ряд пород or Mg базальтов и щзлочно-ультраосновных разностей до щелочно-салических дифференциа-тов (Би мончикиты, лимбургиты.Лц и Анц - тефриты,трахибазальты, трахиты и др.).Точки базальтов обеих серий относятся к разным полям или петрогеохишческим трендам (рис.4) [40]. Лейкократовые чле1Ш гиссарской серии (начиная с трахибаз альтов) сопоставимы с шошонитошми ассоциациями (Лутц,1980; Ярколюк и др. ,1987;Morrison, 1980), отличаясь от них высокой концентрацией Сг и М .формой нахождения К (в Сл, иногда в Ли я стекле),преимущественно диатремовой формой залегания,присутствием мантийных ксенолитов и мегакристал-лов.В целом серия имеет двойственную природу, занимая промежуточное положение между островодужннми шошонитовыми и континентальными целочло-базальтовыми ассоциациями [401.

Серия высококалиэвых щелочных базальтов-сиенит-порфиров (лей-цит-тефрнтовая формация, по В.Г.Лазареякову,1988) представлена субвулкааическиьш теламл^даатремами и дайковыми поясами фергуси-гов. тингуаитов.саенит-порфиров (14-23 млн.лет) в киюлеридо-альпи-дах Южного Паьяра (Дмитриев,I97S),По некоторым особенностям (низкая титантзогость и высокая калиевость, тренда Tt-Mg,Fe-Mg и др.) эти порода сближены с лейкократошми членами гиссарской серии,но отличаются баши содеряаивем Лц и Ся (K^O-7-ЭЯ (при меньшей

о * •

\юг

\ \

л 0<*<-чоо|"____.^ог0-а

°____2—о—---о—,

| о» «2 од ч* к? «Л С~9

•ПОг

1ЙД5

о ~ о о

1 к/Ма

Рис. 4.Петрохклжскле тренда пелочных базальтов Тянь-Шшш [.40, с дополнениями].

Щелочные базальты (Р-Д) зон региона (среда® Iподремами ала'л) :1-2,4-ЮГ «-ВД-гозкотитанистаЯ т п,2Д2-уме-ст„';!, 4-то ев,западного блока), 3-КБ.5-Ц1, о-л,/-а- ЦК. и"ЫС"(2.1ушкин,19?§), 9- Крм (Тадшбаев,Дза!иуков,1983).

дайковшл ароа.ч: ренно-тлтаниг

роли СЛ и Ам), аномально высокими концентрация!® ? к ряда р.э.

В «елочных базальтах Южного ТяньЧЗаяя (аримитивк х и дифференцированных) отношения &35г/87йг различаются шло (0,7043-0,7056)и свидетельствуют об их связи с "обогадашшш» мантийными источниками; близкие значения получены для ксенолитов лерцппитсв и пироксе-нитов (0,7043-0,7059). Особая черта базальтов - повышенная частота встоечаеглияк хсенпкргсгяв ваоокохроиаоих Шп (рис.14), вкдячая Мд-ХР (Сг203=55-59^), близкие к Шп кимберлитов (СоО-.»еь,1974). В отдельных трубках и дайках встрече® зерна алмазов (0,06-0,5 ш),ко-торие похожи на алмазы из «елочных базальтов с ишерЗазитов других регионов (Камине кий ,1984) увеличенным числом октаэдрических и ко»-

бкнацаонных форы. Если рассматривать алдазк как продукта Деэкнгагри-щги иантийкнх включений, то не исключено, что область зарождения щелочно-б&зальтопдаых маги в Шю:.: Тянь-Каяе иогла достигать фазовой границы перехода граФит-алмм С46.1.-

Вещественная р.еолдороднооть щелочах бззальтоидов Тзнь-гШаия

4

С5.40] отрамег различия Р~? условий, флюидного решила зарождения и дифференциации расплавов - производи* в разной степени метасома-тиэирааанных субстратов (см. 7.4). Судя по гесдогк"есяим и радимо-гическиы наблюдениям, происходило неодггокрагнсз чередование во времени базальтоидов разшх петрогоохдяиосизос типов (щелочного и субщелочного, низко-и шсокотитанистого, щелочно-базаль'х'оядного и близкого я абсарогшт-шошонитовому), что свидетельствует о длительном существовании магматических колонн или системы относительно небольших очагов, размещенных в вертикальном (шшгоэтаюше магматические систеш, по Э.А.лавде,19ВЗ) и латеральном направлениях и связанных с плавлением субстратов варьирующего состава (преяде всего за счет типа и интенсивности метасоматоза).

ТУ.2.^ Вепхняя мантия (Ш) складчатых ойпаотейПа'лноа и Тянь-Шаня. Существуют две основных точки зрения о моделях'31,1 складчатых областей: в соответствии с наиболее распространенной, ханп«*. подвижных пг-гсов, как и платформ, существенно перидотитовая; вторая' точка зрения допускает значительное участие или даже преобладание в мантийных разрезах пкроксешгов и габброздсв. В частности, для Тянь-Шаня длительнее время существовала ппроксениговая модель ВГ.1 (Цуикиа,1873). Однако детальнее ксслэдоезкпя последаих лет покоза-ли, что чдесь шире развиты геоструктурные элементы о перидотитовой мантией [373, хотя в некоторых зонах велика роль пкроксенитов и эк-логитов (рис.5).

Региональные особенности Ж Пигаро-Тянь-Шаяя выражаются з преобладания слабо дегиеткровашшх лерцешггоз (на уровне Шп фации глубинности) , а такхе в повыяенной диффзреяцированности ЙМ с ростом роли разнообразных пироксекитов и метабазктов (эклогяты.горнбленди-ти.габброида) .частично входящих в "коро-каитнйнуа ст.ксь"Ы .Характерны широкий спектр мегакрястаплов, мещшге процесса мзтасо!датоза, вещественна* и геотермическая неоднородность ВМ, резко восстакови-тельнчй флюидный режим к насыщенность мантийных пород С, бслылое развитие среди включений лпетвенитов,геохимические и термодинамические связи мантийных и коревых образований.

В группе включений "зеленой" серки гарцбургиты и Ол вобстериты уступают по распространенности лерцалитам (рис.5, табл.9,10). При этом все они обладают чертами минералогической и петрохитаческой общности, характеризуются линейной связью содержаний почти всех оксидов с МдО, что согласуется с модель» частичного плавления пзрядо-титового субстрата. "Зеленые" клинопироксенитн сопоставил« по составу минералов и уровню содержаний А1,Р, Р ,КЬ с Шп лерцолягамя.

однако их точки не попадают на петрохлмпчес кие тренда "зеленой серии". Вщ,. признаков подтверждает возможность ех метасоматического генезиса (Гекаафт и Äp.,I986;Menzies, 1933)."Черные" пироксениты (Ti и AI подтипы), образуя в БМ вторичные субстраты, возмошо,являются продуктами вяутримантийной кристаллизашш гошритоидных расплавов или связанных с ниш кумулятов (Николаев,Дошво-Добровольский,1961; Рябчиков,1988).

Перидотиты Тянь-Шаня по отношению к среднему составу мантии континентов (Грачев,1989; Maale, Aoki, 1977) содержат больше бази-тофильных элементов (П ,Äl,Ca,U ,Rb,Sr) ж сопоставимы с "кайнозойской" Ш Азии (Грачев,IS89).Полных аналогов примитивных лерцолитов (3agouti е.а.,1979) не встречено,но некоторые образцы приближаются к ним, за исключением слабо пониженных концентраций Al,Ca,Y" «Zr»Nb. Р, V и повышенных -T\,Sr,Rb. В то время как под платформами и большей частью складчатых областей на урогне Ша фащш установлена "истощенная" мантия реститового гипа (Геншафт и др.,1937; Грачев,19Э9; Когарко,Рябчиков, 1988; Соболев,1974; Ухаков и др.,1988), для Ттнь-Шаня типичны Шп лерцолиты с относительно повышенным фоном базиго-фильных элементов. Это обусловлено как слабой деплетированносгью ультраосновной части Ш, так и ее обогащением p.a. при процессах метасоматоза. Мантийные включения содержат Граф (частота встречаемости выше обычной для ксенолитов в базальтах и кимберлитах).сульфиды (пирротин, пенгландат,халькопирит, N1 пирит),ппкроильменит.цу-ассанит,самородные металлы, что указывает на резко восстановитель-вый флюидный рекам к насыщенность С пород Ш,

Табл. 9.Представительные анализы мантийных ксенолитов в

щелочных базальтах Намиро-Тянь-Шаня [4,5,25,25,37].

:Si02 :~П0г ; AlgO^Feztb:FeO ;MgQ :СаО:ЧгО iNa^OrPzOsrn-nn-,СОг

I 43,5 0,08 1,2 0,9 6,3 44,6 1,1 0,02 0,02 0,02 1,9 0,3

2 44,5 0,12 3,4 2,0 36,7 2,7 0,05 0,20 0,03 2,7 0,2

3 50,3 0,54 6,2 2,0 5,0 20,8 11,9 0,С8 0,59 0,01 1,3 0,5

4 49,4 0,52 5,2 1,4. 4.9 18,0 16,4 0,04 0,69 0,01 2,1 1,6

5 45,4 0,62 10,2 3,2 4,2 15,6 18,8 0,01 0,39 0,01 1,6 0,4

6 42,8 0,37 15,6 2,7 8,0 14,2 12,3 0,1В 0,61 0,01 2,8

7 42,8 2,1 11,5 3,3 4,8 11,9 19,4 0,5 1,1 0,03 2,0 0,5

8 44,4 2,1 15,а 6,0 7,7 7.0 8,9 1,7 4.10.16 1.7 -

I-Шп гарцбургит,2-Шл лерцолит, 3- "зеленый" Шп вербстерит,4--"ве-леный" клинодироксеаит, 5-6- "черные" Шп и Гр-fita клшошгроксениты, 7-"черный" (ТО пироксеыит {о Ам,Еи), 8-эклогит (Дмитриев, 1976).

% Кб юг цг Я к 3 ЮП

до. Г5- 50 «- * .г г г г ¡Г-.- -Г, г г г с г г _.с_г г т ♦ * V V у ♦ ♦ V у у ♦ ♦ * X. к к

¥ V У V V У V V V V V V V V V у V V V V V V V V V V V V V V V У V V V V V V т т •. * • г г г г г Г г Г г г V у V V V V у У V V У V V V V У V V V V У V у У V V V т Г т г т

* * + + ♦ 4 ♦ ♦ П Г! п г» л л п п V У V У V V у V V У V V V V V V У V V У "»' V "Г V V V "V V *г V + -!-

Т Т Т т т т т т

Ъ 1 « У V V V У V У V V V V ч * У V V » у V у * 4* V V V

V V У V V * * * * Н1Ы31-П1-4-♦ ♦ ♦ ч + ♦ + ♦ + 4

* * ■4- « * « * *

НО* Г^"*" □.'ШГЬЕЕЗЗ»

Рлс.5.Распространенность мантийных включений в щелочных базальтах Тянь-Шаня и Памира.

Порода: 1-Шп гарцбургигы и легаолит-гаоцбургиты,2-Шп лорцолиты, 3-"зеленыо" вебстерпты (*--0д), "зеленые" хлиношароксекиты,5-"чеошге" (А1) Шп п Гр ппрохсениты.б-Сл пкроксенкты, глкммериты, 7-"черкые'(14) пироксеиита (1 Ам.В;), 8-гоонблендиты,гСеро габбро, 9-зклогиты (£Дис),К-Куоашнс::ая 137],З-звгеоелшслнналышв зоны герцкнид Памиро-Тянь-Шакя (состав перидотитов офиолитовых комплексов, Ш [24]. Учтены ксенолиты,по которым имеют"* си-апсаише анализы (~600). В рамсе ~ среднее содержание в перидотитах (?ля ЮП- в пчроксенитах - склогитах).

Табл.10. Редкие элементы в манткй'шх ксенолитах(г/т)[.5,37,4£]

: КЬ : а : р : у :МЬ : Яг : V : Со : Сг : РЬ :9п

1 3 1.4 93 - 7 23 <2 47 ■¿у 3500 125 3200 2 I

2 2 0,6 19 200 7 26 I 46 45 2400 НО 3200 2

3 3 1,7 - 100 II 36 <2 75 170 1100 61! 3200 - -

4 3 0,9 - <100 9 36 <2 80 190 690 59 4100 - -

5 8 0,8 3 100 17 39 "2 101 220 85 47 350 4 I

6 - 2 - 1С0 35 7 <2 49 190 1300 64 250 <2 1

7 12 8 14 - 19 127 3 221 210 .30 27 300 - I

Обозначения см. а табл.9. Концентрации (г/г) и <0,3, ТИ<1-2, Ва<100 (в обр.4-100, в обр.7-145).

Среда минералов шлтнйних ксенолитов (рис.6-15) наибольшее индикаторное значение в решении петрологических задач иизпт Ш, Ша и Гр [24,25,41,46]. Клинопироксекы лерцояятов (рис.6) от средних Ш зз вналогачшх вкавчений в щелочных базальтах отличаются несколько пзяиззшшии f (в ос'Еожгоа£ 10^) л На (0,01-0,11 ф. е.),более шсо-шеш оодарааяшсш Са (0,73-0,92 ф.а.) и А1(0,2-0,3 ф.е.); последив*» подтЕзрадаг,т Ип8Iícsoaleн'IGCsь,, дорцсишов. Такие Щ обычно ха~

- 38 - '

растеризуют низкотемпературные (нязкобарпчеокие) зоны БМ, что ив оовоеы согласуется с геотермическими данными. Ш "черных" Тг пи-роксенитов выделяются максимальной Г и титанистостыо; в них очень велики вариации состава, что свидетельствует об их гетерогенности.

Иные соотношения откачены в Гр яироксенитах и эклогитах Тянь-Шаня и Памира [.24]. Ш Гр пироксенитов Тянь-Шаня обладает минимальными содержаниями АТТ1 и На (Ед); в них увеличены концентрации АЯ13Г (Чр) и Са (0,73-0,82 ф.е.). Похожи на них некоторые МП из пироксенитов Памира, однако преобладают здесь Омф (рис.7-8) с высокой f (25-33%),N8(0,26-0,50 ф.е.) и низким содержанием Са(0,46-0,58 ф.е.). В эклогатах еща более возрастают концентрации На иАТ.^ и падают - Са (эклогитизацяя шроксеннтов).Максимальные содержания Ед и эсколаита Сад 5А1 наблюдаются в Омф из Дно эк-

логитов (УдовкинаДэ85).

А1"

0,30

0,20

Щ0

0,70

0.80

0.99

20

10

40

1,0

ОГ *2 • * О«- Д« ¥Г

Са

Рис.б.Клияошроксены мак-тпШшх пород Тянь-Шаня (А1,Са-ф.е.). Ксенолиты "зеленой" серии: 1-3 - перидотиты (1-ЮГ и КБ,поле П, 2-ЦГ и Я, поле I, З-Крм, по Г.Т.Гадаибаеву),4-"зеленые" пироксенпты, 5-ая пе-роксениты и глшмериты; 6- "черные" пироксениты (поле Ш; 7-8-мегакристы (7-Авг, 8-Сг-Ди); 9-фенокристы базальтов. Крушшо значки - средние составы Пи мантийных пород (Глубинные ксенолиты .,.,1975; Косгзж,Костик, 1378).

. Рис.7.

ш

ю

у« ■ \

г{ МП)

г1 Гр» /> к ^

? Ы

I 1 ОА А • а о о 7 IV/1

На, о,1

ад а» Рис.8.

Рио.7-Ю. Граната и клинопе-роксены из ксенолитов эклоги-тов и пироксе-нитов.Памир:1-Гр-пироксениты, 2-эклогиты,3-Дис эклогиты, 4-эклогитопо-добнне порода; ■мп) Тянь-Шань :5-Гр

0.7

' йдЦтрГ и Ш1ьГР пироксе

нити.

ю

Рис.9.

Рис.10.

Рис.7-0. Юшнепироксены (А1,Ма,Са-

Î.e.). Рис.9. Соотношение СаО и М$0(мас. ) в гоанатах. Рис.10. Зависимость отношений железкстости и МдО в пироксенах и гранатах. Поля зклогитов (Удовкша,1985): 1-1У-вкд»чения в кимберлитах Ц-алмазо-носныо окдогиты; П-двупироксеновые экло-

т--гм3°гиты, Еебстериты.Ш-гроспидитыДУ-Дис эк-

15 логе га); У-эклогигы гн е йс о-ак ]гл б оли г о-

вах ко:ш1ексоа.

/Ш

Гранат из пироксенитов Тянь-Шаня иыеет устойчиво низкое содер-аание Са на фоне больших колебаний рис.9-10); в некоторых Гр содержится до 65-67$ Пир,т.е. они близки Гр из ксенолитов Гр перидотитов,Гр пироксенитоь-эклогитов Памира обеднена Лир и обогащены Грос, при существенных их вариациях (рис.9-10); максимально обогащены СаО (>10%) Гр Дис энлогитой. Точки Гр эклогитоподобных пород частично перекрываются с полем зклогягов, но некоторые из них тв~ ют более шсокуи f при низкой кальциэвосги (<Р). Часть точек эк-логитов-гшроксенитов попадает в поле включений алмазоносных зклогитов, отчасти, - мантийных Пир, Зн-Ди а Дис зклогитов (рис. 10),но отдельные их анализы перекрывается с полей дистек-гнейсовых комплексов, т.е. некоторые эклогиты имеют коровую природу или же преобразованы при "коровых" Р-Т.

Изучение более 200 зерен ааинелидов из мантийных включений и коеиокристов в базальтах Тянь-Шаня показало Ы&1 что провинциальные черты Шл связаны с хк пошшеинымя хромистосгью и магнезиально-егью и пониьанной ока елейностью Ре (рис.П). Содержание Сгв Шл растет от лврцолгтов к гарцбургигам, что связано с частичным плавлением Ш и накоплением в реститах тугоплавких компонентов.Однако в некоторых разностях "зеленых" хлияопироксенитов также присутствует высокохрэмлстае Шл, возыоано, как итог воздействия флюидов а

- i0 -

ваяоса базитсфпдьннх кс.УЛюнентоБ (ßansaft u.a., 1985; Hag-gert« e.a,, 1923). Наблюдается несоответствие характера распределения Cr^Oo н Шп из ксенолитов "зеленых" перидотитов-пироксенитов и ксенокрисгот: Шп в базальтах: для первых характерен максимум 11-20%, обычный ддл "неистощенных" лерцолитов.в то время как в базальтах больно высоко хромистых 30-4.0% Сг20д). Более того, в ряде диатрем обнарукег : Cr-IIin (Сг203=55-59?), в которых преобладает гашал Mgr-Xp(52-7IJ»).B изученных Шп проявлен тренд AUig-Cr Fe +2(рпс.П), которой заисп больше от Р, чем от Т (БагдасаровДЭВЗ).

100 йгД',г-»М>

I

so

£0

40

20

о-г *-i п-4 г* £ »-S

U-?

.-С о-9

е-»1> >.»

ч-П

Píic.II. Шпикелида иантпйншс пород Тянь-Шаня. Ксенолиты "зеленой" серия: 1-3 - перидотиты (1-Я и ЦТ, 2-DT и КБ, 3-Кр;л,по Г.Т.Тадгибаову) 4-пироксенитн, 5-Ва гллилерит; включения "черной11 серии (пола 1У): 6-пироксенптьг, 7-магакрисгаллы; ксо-кокрясты 1Шг в базальтах различных зон: 8-Я а ЦТ, 9-ВГ, 10- рангинад-ского комплекса (поле II), Ii-IS (поде В,по A.B.Головко), 12- ксепо-крйсты Al-lita. I-главный тренд Сг-Шк в базальтах и х:сенолягах региона, У-У1-поля Cr-SEn иэ ккибешштов (у) и из сростков н включений в алшза.: (Рассказов,Геитафт,1987;- Соболев, .1974),

до 60 80

Васокохромгстне Шп является индикатором деплстяровашоста мантийных пород ж одновременно - критерием гдубшносяя, т.к. кхоаде-нио Cr увеличивает стабильность Шп в поло высоких Р (Рассказов,Геи вафт,1987; Соболев, 1974; Webb, Wootf, 1985). Mg-Xp тякыпгнъекше базальтов сопоставимы с Шя (в ассоциации с Cr-Дг е Сг-Пир) перцдоти-тсв вулкана Лэесйн, с i"g-Xp ксенокрвстов и ксеисшщ® в дамероигл' Западного Нииборди, близки по составу к Ел кимберлитов и включении! Гр перидотитов (кроме еще более низкой окислеоносги Fe в Шп ль;.:-прситов и кимберлитов).Низкая частота встречаемости Гр в базальта:', к содерзащизсся в них мантийных включениях, возшкно, объясняется высоким уровней тепдегютока в "мезозойской" мантии Тянь-Шаня С48], а такыз реакциями флогопитизации Гр (Рябчиков,1988).

Р-Т параметры >,генеральных равновесий глубинных ксенолктсп, Дад Шп лерцолитов Тянь-Шаня типичен узкий кнтергал Т-1000-Ю80°С(рио. 12). Единичные изглеренкя Р в Ип-Гр пироясепитах (Herzberg', 1978; Perkins, Newton,1980) дали 13,5-20 кб (Копылова,1990). При этом точки пород Тянь-Шаня на диаграмме Р-Т располагайте л выше океана-

ГС

tIQO

looo

coo

ип Рч тш Av—

/оf LI

1 / х.

(уО & •■•i'" m'» ■ 1 ' ' î ■ » г

Рис.12. Температуры минеральных равновесий глубишшх ксенолитов из базальтов Паммро-Тянь-Шаня.

Порода: ï-эмогити, 2-Гр пироксе-ниты, S-i'ti лериолиты, 4-"зеленые" вебстерсты^Ол) ,5-"чер*ше" Шп-Гр и Гр пироа.саниты. На оси абсцисс - зоны (регионы; :I-I4~m, 15-17-Крм, 1621-Я, 22-Б,23-24--ЦГ, 25-28-ЮГ; гео-тромсметры (Порчук,1977;Е1\55,oreen, 1979 ¡Nachtleben, Sack, 1981; Wells, 1977).

1 14 15 (8 it 55 ti

oi • » ai a *s

ческой геотермн, в области ксенолитов перидотитов в континентальных рифтах.

Ладные но минералогии мактиШих включений в щелочных базальтах Тянь-Щаяя (около 1500 ксенолитов) свидетельствуют,что главная их часть связана с Hin фацией глубинности,лишь некоторые Гр и Шя-Гр-пи-роксениты тяготеот к границе lita и Гр фаций (17-22 кб).Базальты на более глубоких уровнях мантии, очевидно,такке захватывали ксенолиты, впоследствии дезинтзгрировакныа (Соболев,1986), и высокобарические минерала (Хр,алмазы,Cr-Дя) обнаруживаются лишь в гравитационных и термохимических концентратах базальтов. Это указывает на присутствие в глубинных зонах ЕМ Тянь-Шаня реститового вещества, напоминавдего "истощенную" мантив штм [4б] .Вместе с ген,учитывая широкое развитие метаооматитоа,связанных с флюидными потоками из глубинных мастей мантии, могло предполагать там, как и под платформами (Доусон,1Э04; Уханов и др. ,1988; Mercier, 1979).недеплетпро-ванное или мвтасоматкзировакнсе мантийное вещество. В целом эти зо-íeí В.М, b03r.!0jjí0, предсгазшшт чередование реститоа и продуктов метасоматоза и 4ac*;iH¡ü¡x ашшааок (модадь "застывше!! астеносферы",по Н. Л. Добрецову, ЮБО).

В Гр изфоксенитах - эклогигах Памира проявлен существенный разброс Т (рас.12), охватывающих как мантийные,так и ниянекоровно значения, но большая их часть попадает в область 1>900°C. По парагеяе-зяеам минералов и их составу (эсколаитовый барометр Е.К.Малиновской и др. ,1991) определен Интерпол ?=13-35 кб (Т=700-1С00°О,причем некоторые сосуществующие Гр и СЬф близки к минералам алмазоносных экдогатов (УдоЕкина,1Э85) ; [24]. Широкий спектр Т эклогитов мо-кет отражать захват виючекий Лц базальтами в большом диапазоне

глубин и постепенный (разовый) переход кора-мантия в этом регионе r,¿j

Сравнение Т мзиткЯн.чх пород гериинид Тянь-Шаня и гаммеридо-

альпид Паиира показывает,что первыо, вынесенные базадьтагил в MZ,более высокотемпературны по отношению к памнрскхм ксенолитам,равновесия которых "законсервированы" в N [40]. Однако к ряд ли эти различая следует рассматривать как отражение временной геотермической эволюции. Как отмечено ЕШе, дая Памира и смеанях частей Альпийско-Гималайского полса типичны верхне- и нпянексровые разновозрастные (AR-KZ) метаморфические комплексы високих Р, в то время как в Южном Тянь-Шане преобладают серии умеренных Р. Наблюдается определенное, иногда проявленное унаследованно, соответствие мевду типами термодинамического решша ЗК и Ш крупных блоков литосферы Пашро-Тянь-Шаня.

Латеральная вещественная неоднородность верхней мантии Паниро-Тянь-Шаня (рис.5) [4,5,18,34] определяется как вариациями соотношений типов пород, im и различиями в составе одноименных образований в разнотипных структурах. Наименее дебетированная лерцолитовая мантия характерна для Байсукской и Кураг.мнской зсн; эти ке блоки ВМ являются слабо дифференцированными, т.к. содержат минимальное количество гарцбургигов и пироксенитов. Высокие граничные (М)скорости Vp=8,3-8,6 кг.'Ус в Bai: су но кой зоне согласуются с проявленными в 311 процессами гранатиэации (зклогитизациа) пироксенитов и, воз-шшш, перидотитов [3ll на фоне слабо выражениях явлений метасоматоза.Наиболеи "источено" ультраосновное мантийное вещество Шно-IVccapcKoit sota: повышена распространенность гарцбургктов, а лерцо-ляты обеднены базитофзльнышс элементами.Возмогшс, это обусловлено не только частичным плавлением ВМ (роль ыетабазитов в коровом разрезе относительно невелика), но и процессами "быкнв..кия" базальтовых компонентов трансмангкйныии флввдаыа (Геняафт и др.,1987;Рябчиков, IS8Ö). Именно в этой зоно наблюдается максимальная дцгф^^р^а -цированность к обильное развитее разнообразных и прежде вссго "зеленых" пироксекктоэ, взроягно, свягашых с явлениями клгнопгсоксе-низации дошютпровашизЕ шакш (Ленда,1983).

Дтнобская л ЦентральнснГкссарская зоны ьалшадт по составу уль~ траосновной части кантяи промежуточное иолошдае мак.ду рассмотренными выяе зонаш. Диф^срекцировакность Eli Ягнобской рафгогсниоА зоны повышена за счет большого акачзкия сироксешлов-глйброидоз "черной" (ТО серии (Ур=7,Е~7,7 т/с), связанлях с глубкапая магнате-: чоскши и катавошгичасиаа зроцзесш»з {"коро-кшт дЕная сь*.ееь").

Специфичен шфокевни-вклогитоьаа раз раз ВМ-ЗК восточного блока Центрального Пашра (серая тлеокгх Р), кссорий выделяется погрунз-ниеа Езото^маавидукси геркоуаругах штрягозиЗ и юс шнхаадккй

релаксацией вплоть до больших глубкн (Глубинноо строение...,1991). Здесь проявлен фазовый переход ЗК-ВМ, кроме того, порода подверглись мощному К метасоматозу (сонвдшгазапия, флогопитизшдая) и плавлению. Указанные процессы находят отражение в разуплотнении БМ (Vp= 7,7-7,8 к;J с,) и наличии высокоскоростного слоя в низах ЗК (Глубинное строение...,1991). Вклхчегаи сопоставимы с набором метабазито-вых ксенолитов из кимберлитов Западной Африки, где переход ЗК-ВМ рассматривается как переслаивание Гр гранулнтов и зклогитов (Töft е.а.,1929), однако в'последних не выражен К метасоматоз. Зтот блок выделяется увеличенной -олщикой ЗК и мощным развитием "коро-ыан-таЗной смеси",многоактным проявлением щелочных (субщалочшх) маг-жтических серий рпфтсгенного т:ша и процессов и;аюч:-:ого метасоматоза.

В эвгеосинклиналышх зонах Шмлро-Тянь-Шзля объекты,несуще информацию о составе ЕЛ, прэдстазлзни гшербазитами офислитошх комплексов. Их средний состав промежуточен между гарцбургитами и лерцо-литаш о^лодитоеых серий складчатых областей (Лазько,1988), т.е.они менее "истощены",чем реститовое ультраосновное вещество других регионов. Бместе с тем наблюдается петрогеохт/ическач специфика аль-пяпотипннх гипербазятов разных зон [28].

Вещественные и термодинамические связи , верхнех! мантии и земной кора проявлен в нескольких аспектах, которые частично освещены выше. Формирование в ряде зон (особенно ряфтогеншх) в разрезе ЗК—ВМ серии пород, связанных с эволюцией аномальной мэятия (субцелочкнз пяроксениты.горнблендиты, габброида, метасоматкзированкые эклогиты и эклогнтоподобгше порода), привело к наращиванию ЗК снизу и отсутствию четких границ ЗК-Ш. Относительно слабая деплетировапность ультраосновной части ЕМ в раде зон Тянь-Шаня согласуется с неболь-пой ролью метабазлтов в дохембрийских {ЗК)-и фанерэзойских ("осадочный" слой) разрезах. Широкое проявление К метасоматоза в мантийных породах, который рассматривается как один из основных факторов гепломассопереноса из мантии в кору (Нданов и др. ,1985; Dawson, 1987).сопровождается повышенной калиевостью коровых ыетаморфитов и гранитоидов. Это подтверздает представления о мантийном источнике щелочей и сопутствующих р.з.в некоторых типах-гранитоидов (Изох, 1975; Коваленко,1977; Леонтьев и др.,1981; Литвиновский,1978; Марин, 1976). Мантийные метасоштиты я породи "коро-кантийной смеси", как а собственно коровые образования, характеризуются определенной провинциальной геохимической спецификой в отношении р.з. (Sn.it,В и др.). Проявленная в некоторых гонах согласованная латеральная

геохимическая зональность ЗХ и Е5 противоречит идее о прямом выплавлении коры из мантии с "истощением" последней (Попов,1935). Для всего мантийно-корового разреза Памиро-Тянь-Еаня (кроме отдельных ркфтогенких и э ы" в ос инклинадьны х зон) характерен резко восстановительный флюидный реми.т. Соотношения термодинамических условий формирования верхне-нияяекировых метаморфических комплексов в разных геоструктурах, о одной стороны, и мантийных ксенолитов, с другой, свидетельствуют об определенном соответствии типов эндогенных режимов в разноглубинных зонах литосферы, а также - об их относительной устойчивости (укаследованности) во времени (Глебовицкий,1985); 15].

У. МЕТАСОМАТОЗ КАК ФАКТОР ШОДНОРОДНОСТй МАНТИИ И ИНДИКАТОР ГЕОХИМИЧЕСКОЙ СПЕЦИАЛИЗАЦИИ ЛИТОСйЕКШХ БЛОКОВ Исследования глубинных ксенолитов показали, что верхняя мантия -очень неоднородная область, более разнообразная по составу пород и характеру протекающих в ней процессов, чем нкгяяя кора (Доусон, 1983).

УЛ. Метасоматоз и неоднородности ьерхкей кантик. Метасоматоз - вазкный фактор, преобразующий мантийные субстраты (Доусон, 1983; Котов и др.,1979; Рябчиков,1983;Соболев,1972; и др.) л способствую-

генерации делочно-базальтоцшш: расплавов, в связи с чем последние могут служить одним из индикаторов глубинного метасо;,:атоза. Несомненно такта влияние мантийных флвздных потоков и (или) флюиди-зировашшх расплавов на формирование, геодинамаческий реки и эволюцию ЗК ( Лу тц, 1975;Маралуиав,Пэрчук, 1975). Нами изучены главные типы мантийных метасоматитов региона (табл.11-12), причем максимальная иятенсивность метасоматоза установлена под некоторыми па-леорифтогенныш и геоантшашналыкка зонами [5,17,24,31,411.Повк-иенаая роль Сд,Сн,К~Керс в ыштийных включениях региона свидетельствует о массовом проявлении К метасоматоза на уровне Шп фацшх ВИ, отракая активность К,Р,Н20 и ряда лигофильных р.э.

При фдогопитизащш с низкими f я ТУ в МП "зелеш1х"пирсксе-нитов происходит рост Са (Дз),Сг, снижение f (4-11$), а иногда и содержаний Ма и А1 ,что согласуется с данными экспериментов по воздействию водно-углекислых Давидов на лердолиты (Рябчиков и др., 19ВЗ). В геохимическом плане наблюдается обогащение.К и р.э. (($ь>С«у Г,%£г).Режа выражена фдогопитизация перидотитов и развитие по гаи Кэрс-Фл(±!Ш) прохилков. К данной груше пород примыкают пироксенк-ты, содергавде наряду с Фл ксеноморфые выделения и прожилки Са-Анр и Сн.

- 45В "черных" (Тг) пироксенитах Керс,Би,Пл к Ал развиваются,заыещая Ш, а А1-П!п преобразуется в Т1-Мт; при этом возрастают щелочность, железистость и титанистосгь пород (табл.Н-12). Горнблендитн и Керо С^Би) габбро отранают дальнейшую эволюции метасоматичоских процессов с накоплением щелочей, г;,А1,Р (до ,8г, КЬ и др. Эта группа пород в основном формировалась на границе корс-мантия ("ко-ро-мантийная смесь") {Мупккн, 1979) , 4Й.

Глиммериты - продуют интенсивного К метасоматоза. Среди них обнаружен уникальный ксенолит Ва глиммерита (Ва-Фл,Ди,1<арб,Граф,Сг-Ип), в котором установлен (совмостно с М.И.Коьгородовой и др.) Сг-Ва-У титанат, занимающий по химизму и структуре промежуточное поло-венке меяду прайдеритом и маннардитом. Особенности глиммерита (табл 11-12) позволяют предполагать его формирование яри глубоком преобразовании "зеленых" плроксенитов с привносом Ва.КД'!,А1,Р,??Ь,С5,В, V и шноссм Э!,Ре, Са,Ма.Порода характеризует один аз своеобразных минерало^о-геохимических типов мантийного метасоматоза, протекавшего в восстановительной обстановке (низкая степень окисленнссти Ре в силикатах, присутствие Граф,иоцита,муассанята)С421.

Исключительно широко в Тянь-Шане развиты нетипичные для мантий-ннхвклвчений других регионов листвениты. замещающие лерцолиты и , "зеленые" пироксеннты,а также мантийные метасоматиты (£>л перидотиты - пироисениты) (табл. 11-12). Низ кот емпэрату р:ше процессы листве-нитизация глубинных ксенолитов происходили в камерах трубок и даек под влиянием постматматических мантийных (подтверждается изотопным составом С в Карб) существенно углекислотных флондов, обогащенных 5г. ,

У.2. Один из путей исследования мантийного метасоматоза - анализ состава связанных с ним баг;обильных минералов, прежде всего слюд. Публикации по мантийным Сл в щелочных базальтах складчатых областей СССР немногочисленна (В.В.Кепетагаскяс, В.И.Коваленко,В.Г.Семенова и др.), а вопросы лроисхокдения некоторых типов Сл, в частности ме-гакристаллов, дискуссионш. Состав ниэкотитаиистнх Сг-Фл в "зеленых" пироксенитах (рис.13-14) характеризует относительно низкотемпературный К метасоматоз, протекавший при высокой активности водного флюида в субстрате, обедненном Ре и Т1 [41]; Фл сопоставима с вторичными Ся перидотитов и маридов в кимберлитах (Бе1алеу е.а., 1980). Максимальной f и обедненностьэ Н20 обладают Тг-Фл (Би) из "черных" (Т1) шроксенитов и связанных с ними горнблендитов и габбро. Фл глиммеритов от Сл маридов и глиммеритов в кимберлитах (Доусон, 1983; Костровицкий,1986) отличаются более высокими концентрациями Т1,А1 и низкими -&\,Иу,К,Н20, что отражает различит Р~Т областей гамбер-

« О

i 70

SO

30

10

г 4 6 8 10

ТсОг,1*ас. У.

Рис Л 3-1Мантийныо слада в щелочных базальтах Вк.Тянь-Шаня L4Ij. Слюда:1,6,10-мегакрисгов,2,7- фенокристов,3-"зеленых"иирок-сеннтов, 4,8,11- %ершх1'пароксемтоа,5-Э-глшлмеритов. Зоиы:1-5-ЮГ, 6-Э-Я (12-13-цоля Сл этих зон) ДО-Н-Й!.

Рис.13.Соотношение железистостя слюд (f^Ji! базальтов( fr) ,ат.£.

Рис.14.Гитшистосгь л келезисгость слюд. u

лотового и щелочко-базальтондаого кагмообразовааия. В бариевом фгортитанфдогопиге (Ва0=16,1-17,3$; ТЮ2=6,5-7,6$; F =1,7-1,8?; f= &%) из упомянутого выше глишврита резко понижена концентрация Н^О (0,4-0,6%), нарушены обычные для мантийных Сл связи Ti-Fe ,Ti -Л1 и др., что обусловлено вхождением в с йоге (/у больших количеств Ва.

Полевые шпаты в мегасоматизированшх "зеленых" пироксенитах л ксенолитах полевошатитов (*Керс,Ш) представлены Ca-Аир, в "черных" Би-Ам пироксенитах и некоторых долевошаатитах ~Сн,в ПШ горн-блепдитах и Керс габбро - Ия^^д^ и Аир {рис.35).Сррди ыегакристая-лов вариации состава ПШ гадка велики - от K-Си и Анр до Са-Анр и К-Пд; они близки по составу П21 мантийных ьатасоыатитов.

Рис.15. Полевые втгн ыактиШых пород Т.таь-Еакя. 1~?.игщ;рзсталлы {а~ К-Ка ШИ и йч.б-альбзгизйровшшыэ Ш1 Ягиобской зоны);2-4- кишчонкк: 2- подовоаиатитоа. З-пироксемгсоа (а- "зеленых", С- чиадых"), 4- ШЗ горцблевдтгов и габбро. Поля Iffii: 1~сакЕдавов,П- анортоклазоэ, l!i- Ca анортоздтоз, 1У- К апдеэиноа, У-плегЕйш;азоз.

- 47 -

Табл.11. Химизм некоторых включений мантийных мзтясома-титов Памиро-Тяя^-Шавя [5,24,41,42]

: ЭЮг :ТЮ2 :АЪОз:ГегОз: РеО :М?0 ;СаО : К20 :Ма20:Рг05 :ппп.; СОз

I 43,1 0,21 3,3 2,3 6,3 37,3 2,8 0,26 0,2 0,10 3,2 0,5

2 12,4 0,13 3,8 1,3 7,0 12,6 26, £ 1,4 0,6 0,01 33,8 32,9

3 42,7 0,8 7,3 2,6 6,4 29,6 4,9 0,6 0,1 0,12 4,4 <0,2

4 37,9 2,5 13,5 7,1 5,8 10,4 16,7 1,2 1,2 0,56 2,8 -

5 35,2 4,7 13,5 5,2 11,5 7,4 11,6 1,8 2,6 1.8 3,2 -

6 40,5 3,6 15,6 4,2 8,1 6,6 9,0 1,4 4,1 1,6 4,7 -

7 22,9 10,3 11,8 13,9 16,0 В,7 1,8 3,3 0,7 0,21 3,3 <0,2

8 33,8 5,9 13,9 0,2 1,9 18,2 5,6 2,7 0,1 0,0 3,0 1,5

9 46,9 0,77 6,3 1,9 4,3 14,9 18,7 2,3 0,4 0,14 1,9 -

10 44,6 0,27 10,3 2,5 1,9 6,5 21,1 2,1 2,2 4,0 4,5 -

II 44,2 1,2 16,7 1,8 12,6 6,9 10,7 2,4 2,1 0,29 0,8 -

12 59,0 ОДВ 20.6 1,8 1,3 0,7 2,5 4,Г 7,5 0,10 2,3 1,3

1-3 - породы "зеленой" серии с Фл (1~лерцолит,2-лиственит, 3-веб-стерит):4-6-вклшения "черной" серил (4-$л пиронееяит,5-Би горн-блеидат, б-Бк-Кеос габбро с Ли; 7-Керс-0л-Т;-Мг порода,&-Ва глим-мериг (Ва0=13,7$/, 9-10- Гр пироксенитн с Фл к Ся, 10 - с Ал н Сн7; 11-Сн зклогиты; 12-полевоипатит; 9-11- из работ В.Г.Лутца и Э.А.Д.штрясш.

Та<5л.12.Редкие элементы в мантийных метасоматктахСг/т) £5,42} : ¿1 : иь : и :ТЬ : в : Р : У :7г: ИЬ; Эг :Ва : V : N1 ГсгТзгГ*

1

2

3

4

5

6

7

8 II

6 6,5 - - 131 - 27<0,3 <2 -16 -23 1,2 39 0,5 25 0,8 75 -13 104 -21 22 2,4

18 8 51 92 34

6

3

4

- 12 38 2 114 - 68 1800 100 5 15 4 2311 - 26 1000 400 14 75 7 216 304 100 2000

20

9

12 140 84 - -

14

10 400 38 260 15 330 869 240 3 1500 43 223 3311100 - 200 30

6 поо зе зоз из 1367 -

13 - 17 89 26 358 960 450 100

51 1,2$ 16 40 5 102 12,3? 350 90

7 600 - т - - - 170 95 22 <50 35 214 II 1457 2800 ' 5 13

2800 2

1800 <1

1900 4

50 10

9 3

- 27

420 <2

780 -

460 3

20 2

Обозначения см. в табл.11. 11-спзшше содержания р.э, (п=14) в эклогитах (Мегаровский, Дмитриев, 1975;.

Региональная особенность Тянь-Шаня - развитие в мантийных включениях а мегакристаллах К керсутагоя (К/Ыа до 2,0)- дополнительных концентраторов К в Е'Л[31] . От пзроксенитов к горнблендитам и габбро растут (за некоторыми есмшчснияш) и гитанистость Керс. Преобладало» среди мэгакрлетоа алжозагити (рис.6) характеризуются киро-

юиш колебаниями f (0-55^)^1^(0-0,2? ф.е.),Са(0,67-1,0 ф.е.). Близкие особенности химизма свойственны МП метасоштизироваиных пи-роксенитов и глихиыермтоа.Мегакристы !ilu,Ti-Mr, Fe-Од такге тяготеют по составу к соответствующим минералам включений "черных" (ïi) пи-роксенитов.

У.З. Проблема происхождения мегакрпсталлоа в щелочных базальтах в кимберлитах яачяется предав г он окивленкых дискуссий (Геншафг", IS87 ;Доу с он,1983; Кенеаинскас,1579; Коваленко и др.,I90b;Рябчиков и др.,1981; Семенова и др. ,1984;Шарков и др. ,1989;Barton,1987; Reid, ¿е Roex,I9S8). Одаа из распространенна гипотез связывает их образование с кристаллизацией в Ш или низах ЗК из целлоно-базаль-товых расплавов. В Тянь-Шане выявлено соответствие распространенности ыегакристов а определенных типов мантийных ксенолитов,присутствие сростков ыегакрлст;ылов в разных комбшациях (Фл+Керс,Керс+ Иг,Керс+-Ап, ВнШ.БкгПШ.ИЬАл), корреляция состава большей: части ыегакрисгов с соответствующими ьшнералышш фазами шроксенятов, горнблендитов.х'лиымеритов [31]. Среди этих включений имеются грубозернистые разности ("шнтийные пеплатиты", по Garney, Harte, 1980), формирование которых обусловлено процессами перекристаллизации и ыетасо,'.!атоза.

Изучение K-Ar возраста ьвгакриоталлов Сл и Хм и щелочных базальтов (в т.ч. фенокристов) показало,что кегакристаллы древнее вмещающих пород на 20-125 млн.лет.При этом внутри единых базальтовых тел в Тянь-Шане выявлена химическая и изотопная неоднородность ыегакрис-таллов Керс (f =29-48,t\ ТхО¿=2,, Сл(от низкотитанистого Фл до Ti-Ба) и Ш (f-&-22%', ÄlgO^-i,4-II,5%). Llomo полагат ,,что основная часть ыегакрастадлов кристаллизовалась в связа с процессами предмагматическсгс метасоматоза иакти&шх субстратов в Р-Т, ия которых в Т-3 выплавлялись щелочно-базадьтоидкые магмы. Процессы метасоматоза и генерации расплавов относились в оснз^чом к одному длительному периоду геотермической и флюидной активности мантии (Р-3). Не исключены а более древние натасог-етические явления в ВМ, судя по тому, что в Ягкобской рафтогенной зоне у se в R-PZo сфор-икровались асссциадин субщолсчных шаробазатьтов и грахкбазальтов-трахитоз [41].

У.4. В Памиро-Тяаь-Шане виявлена снета^ика глубинного кегагомд-тоза в разнотипных гессгруктурах, с чей уЕ.сэыьа»тся различия состава ¡цалечв&х базальтов [5,32,41]. Мантийные Сл (рис.13-14) в К-На щелочных базальтах Ягиобской pisfroreHaoU zoirj сбладают повышенной 1 и гжиютостью.кото^л, ко дата экспер^ентав (Edgâr е.г719/6;

РоЪу,1990), коррелируется с ростом Т и (или) снижением Р; Сл характеризуется высокой ^ и низкими концентрациями Р.Н^О.АЧ,НЬ.В них проявлена необычная для ТЧ-Сл "кимберпитовая" схема изоморфизма(Т1 п отчасти А1 в структура Сл замещают Ре, ¡менее Я5 ); тренда распределения ряда элементов отличаются от трендов Сл Южно-Гиссарской зоны. Ассоциации мегакристол (Кера,Анр,..енее Сл.Авг и да.) соответствуют минеральным парагенезиса« распространенных в зоне включений "черной" Тг серии.Пониженное отношение 1</нэ в Сл согласуется с высокими Т их кристаллизации, а в геохимическом алане - с широким развитием Керс и Ыа -Си и Аир, с процессами вльбитизации мегакрис-тов ПШ и ксенолитов (Ма и !С-Ма профиль мантийных флюидов).

Неоднократное выплавление мантийных базитовн.с и щелочных (суб-щелочккх) маг;.! в Ягнобской зоне,начиная о Я , указывает,что ВМ подвергалась геотермической и флюидной активизации [25,38]. С ней было связано и образование внутримаятийннх магматитов и метасомати-тов Тг пироксеннт-базитовой серии,Сравнение петрогеохимических трендов ксенолитов и вмещающих базальтов свидетельствует,что в составе магмообразувщцх субстратов сукественчув роль, наряду с лерцо-дитамл, могли играть продукты их магматической и метасоматической трансфор:лациа (прежде всего Еи-Керс пироксениты).Большое значение Карб п Тг-!Ат в базальтах и нантийшх нодулях Ягнобской зоны указывает на "сухой" флюидный ре кил с РСОг>Рн^ окислительные условия, по А.А.Кадику.О.АЛуканину,19Вб). В связи о подъемом мантийных диаяи-ров и мощными флювдшмя потоками происходило образование аномальной калига ("коро-тнтийяой смеси").Эти процесса захватили не только мантийные, но и ксровые субстрата (субщелочные гнейсы и гранулп-ты,сйениго«да,Иа нетасоматиты) и аредопределшпг последующее выплавление разноглубинных субщялочнкх и «елочных магм.

В низкотигакистых К щелочных базальтах Шго-Гкссарской геоан-гиклияалькой зоны доминируют мегакристи Пи (Авг-48,Ди-30#) на фоне резко пониженной роли Керс, К-Иа Ш,Мг,Аа («¡арапов, 1989),что соп-рововдабтся большой частотой встречаемости ксенолитов "зеленых" и "черных" клипспкроксенитов [5,433. Особенности Сл,наряду с другими признаками мантийных пород этой зоны, указывают на пониженные тер-мсградяент, щелочность фмшдоа (К>На) и субстратов, высокую активность Й^О и Р . Концентрации Р в С.", в среднем выше,чем в Ягнобской зоне,что подчеркивает различия в Т их кристаллизации.Максимальные содержания Г отмечены в Фл глиммеритов (до 1,7-2,3$), в то врет ,гак Нго йО, 4-1,2;?. Сравнение магиеэиальности Сл и безводных мине-

радов (Рябчиков и др.,1981) показывает,что Фл мегакристов в базальтах Юяно-Гассарской зоны связана с восстановленными флюидами.Сл обогащеныRb,Cs, отчасти Cr и Ба.Здесь понижена роль Ti пироксенл-тов-базитов,которые к тому же обеднены тугоплавкими литофкльными р.э. (Hb,Zr,Y ,Sг). Для ксенолитов и мегакристов характерны наименее титанистые Ам, а падение содержаний Ti в Керс.по экспериментам (Hervig, Smith, 1980; ОЬа е.а., 1986),вызывается ростом Р и (или) снижением Т. Тип минеральных парагеназисов,высокая кальциевость Ш и. низкая титанистость и большая насыщенность Н£0 Фл б пироксенитах и мегакристах указывают на относительную низкотемдературность метасо-штичес1сих процессов. Фл пироксениты и глиммериты играли важную роль в субстратах,с которыми связаны своеобразные К базальтолды этой зоны [40,4ll,4TO согласуется с экспериментами по плавлении Фл клинопироксенигов и перидотитов (Arima е.а.Д984; ¿"loyd е.а.,1985). Б целом для ЕМ зоны характерны интенсивные и многообразные процессы метасоматоза и значительно менее выраженные процессы плавления,что подтверждается малой распространенностью гипербазитов-базитов в до-кембрийских и фанерозойскнх разрезах.

Своеобразные процессы глубинного метасоматоза (в сочетании с частичным плавлением) проявлены в Гр пироксенитах-эклогитах рифго-генной зоны Центрального Памира [28],где главные иетасомахические минералы представлены К-Сн, менее Фл. Эти процесса,сходные с аналогичными явлениями в нодулях экдогитов из трубки Робертс-Виктор (Windom, Boettcher,I980) .геохимически шраьавтся в интенсивном привносе K,Rb,Ba,Sp , F и др. р.э. Плавление кетасошгязировашшх пироксенитоБ-эклогитов и глиммеритов привело к образованию маловодных расплавов лампроитоподобных базальтов,обогащенных К, F и лито-фильныии р.э.

У. 5.Мантийные метасошгиты являются индикаторами геохимической и металлогенической специализации литосферннх блоков.В условиях ЕМ размыты границы меззду 1лагматическими (при условии малых степеней плавления) и флсидно-мегасоматическпми процессами, когда приобретают подвижность не только щелочи и связанные с ними р.э., но и Tt, Äl,Ca,Sr,Nb,Zr и др. (Яанда,1987; Рябчиков,1988). В Паыиро-Тянь-Шана наблюдается определенное соответствие в содержаниях и соотношениях индикаторных элементов в примитивных щелочных, базальтах ряда зон и ксенолитах мэтасоматизировандах мантийных пород, т.е. те и другие отражают (при прочих равных условиях) однотипную геохимическую трансформацию мантийного вещества[5,24,32,41,42].

В Ягнобской ри^гогенной зоне, где известны месторождения Hg,Sb, Si», W и редкометалльные проявления в связи с щелочными породами, максимальным распространением пользуются ксенолиты "черной" Ti серии - субщелочные пироксеноты,Коре и Cui-Itopc горнблендаты, габбро, а также мегакристы Ам,Т1-Сл, Сн(Анр),Ап,Т -Мг.МП, Регуляторами щелочности и геохимической специфики связанных с их плавлением щелочных базальтов являются Керс.Т -<®л,На-Сн(Анр), отчасти An и МП.Вклю-чения и базальты обогащены цело чаш, F ,Tí,P, тугоплавкими литофиль-ныш р.э. (Nb,Zr,Y ,Sr) ,¿í ,Cs,Sn,B,IIg; в них увеличена роль разнообразных сульфидов.Акцессорные шговарь, антимонит, арсекогшриг тают в базальтах эпигермальную природу и отражают металлoreнический профиль поздних рудных процессов. В этой же зоне шшшкоровые включения субщелочных Na гнейсов (возможный субстрат для выплавления цаючно-салических к-лгм) специализированы в отношении 2г ,Nb,Sr,U,Th.

В KiKo-Гиссарсной и Байсунекой зонах, где сосредоточены флюорит-полиметаллические и колчеданно-полиметаллические месторождения, редкометаллыше проявленш в связи с гранитами, ксенолиты "черных" (Al) н "зеленых" Сл (реже Сн) пироксенитов и глш.шеритов обогащены F ,Rl>,Ll .Sn.B.Ba (шшералы-концеитраторц -Сл.К-Сн). Щелоч1ше базальты специализированы uaF ,íi (до 165 r/t),Rb,Cs(®3 73-242 г/т), Р (до 500 г7т), 2п и обеднены Ti,Sr,Nb,P,Zr; они содержат акцессор-шэ флюорит, галенит,пеелит (Муюкин, 1979); [5,30,321.

Особо интенсивное накопление ряда литофильных р.э.происходит при К метасоматозе, причеи с экстремальными его формами связано формирование разнотипных глнкиеритов (пр внос K,F,Rb,Ba,¿í,Cs и др.). Сходство шшералого-геохк.ических особенностей Ва глиммерптов и известных з той ае зоне альпийских месторождений кальцит-барит-флюори-говой формации позволяет предположить,что эти своеобразные глубинные порода характеризуют зоны K-F-Ba метасоматоза в B5Í - возможный источник рудоэбразувдего вещества для некоторых типов фмзориговой минерализации [42]. Мантийные С!л Схно-Гиссерской зоны в сравнении с Сл Ягнобской зош содержат больше F и некоторых литофилышх р.э., что согласуется с геохимической спецификой обеях зон [41]. Индикаторная роль ¡."лншйных Ам менее существенна; к тему и Керс включений н шганристалдоз оодэржат меньше, чем Ca,Rb,Cs,¿i и др.р.э.

На Южном Памире (редкометалльные граниты и пегматиты,месторождения Sn,B,V/) мантийные ксенолиты санвдишзированшх и менее флогопит из иро ванных Гр пироксенитов и зклогитов (минералы-концентраторы - К-Сн, менее &i,Qis}>) я в еще большей степени связанные с их п.;ав-

леиием маловодные Лц базальта несут аномально высокие концентрации К,О (до 446 г/т),5п(до 50 r/r),F (до 0,6-0,8?),Rb,Cs,Б (до Г60 г/т), w(äo 30 г/т) ,Ba,Sr( Дмитриев,Могаровский, 1976).

Б герцинидах Памира и Тянь-Шаня серпентшшзированные перидотиты офиолитовых комплексов интенсивно обогащены Б. Еще более высокие концентрации В отмечены в мантийных ксенолитах неизмененных Шп гарцбургитов и лерцолитов (32-93 г/т), а ыетасоматазироважше Граф-Шл лерцолиты содержат до 131 г/г Б. В других типах мантийных включений содержания В несколько ниже,но превышают глобальные кларки. Эти данные согласуются с наличием в регионе крупных месторождений В и специализированных в отношении этого элемента коровых метаморфических и магматических комплексов.

Мантийные Сл региона по отношении к аналогичным минералам Монголии и Токинского Становиха содержат больше Li ,Rb,Cs,Cr и меньше Ва (отчасти Sr).B целом зги различия увязываются с геохимическим (металлогеническим) профилем редког.шталльной Шширо-Тянь-Шааь-ской провинции (¿i,Cs,Sn,B,W) и Байкало-Мопгольского региона с очень высоким фоном Ба и Sr в мантийных и коровых мал,штатах [41].

Данные по глубинным включениям региона показывает,что по крайней мере часть рудного вещества происходит из ВМ,причем среди изученных р.э. выявляются не только типично "мантийные" (Hg, F,P,HbiIr, Sr), но и "коровде" (L\ ,Cs, W,Sn,B). Od атом свидетельствует: присутствие рудных минералов и повышенных концентраций некоторых р.э. в мантийных ксенолитах, накопление рудных акцессориев и (или) элементов при глубинном метасоматозе, соответствие мевду геохимической специализацией мантийных пород и металлогеническим профилем зон и провинции в целом [5,30,32,41,42].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рассмотренные в работе вопросы глубинной петрологии и построения метаморфических и магматических моделей литосферы сиалических складчатых областей на примере герцанид и киымеридо-альпвд Ювдого Тянь-Шаня и Памира, основные итоги изучения которых отракены в "Защищаемых полохениях"(с.5), - составные части глобальной проблемы исследования эволюции эндогенных процессов и разномасштабных вещественных неодаородностей Зешш.

Ряд вопросов глубинной петрологии и геохимии Памнро-Тянь-Шаяя, как и других складчатых областей, далек от окончательного"решения, чем во многом определяются некоторые перспективные направления дальнейших работ. Одним из них является изучение.коровых включений

в гранитоидах и вулканитах с целью реконструкции условий заровдения расплавов и состава магмообразующих субстратов. С этил вопросом тесно связана исследования явлений плавления гранулитзлых ксенолитов в щелочных базальтах, которые, возможно, позволят уточнить петро-генетические модели норового ыагмообранованш.Необходимо комплексное изучение состава и строения глубинных зон континентальной коры и типов коро-мантийяых переходов. Остаются актуальными исследования глубинного метасоматоза как фактора, создающего неоднородности мантии и являющегося индикатором геохимической и металлогенической специализации литосферных блоков. В прикладном отношении перспективно районирование складчатых областей по мантяйно-коровым разрезам, составу .эволюционным рядам и геохимической специфике магнат и-ческпх продуктов о целью создания основы для тектонических и прог-нсзио-петаллогегтческкх карт, проведения объемного геокартирования рудашх районов.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ По теме диссертации автором опубликовано 125 работ; основные из них перечислены пине.

Монографии

1.Петрология и геохимия магматических формаций Памира и Гиссаро-Алая/Колл.авторов.Гл.ред. Р.Б.Баратов,ред.В.В.Могаровскик,В.С.Лут-ков.-Душанбе:Дошнз, 1978.-344с. Главы и разделы: Северный Памир. Петрогенетическое значение породообразующих минералов интрузивных пород. Региональна? петрохимия интрузивных пород.Петрологическая анизотропия магматических ассоциаций Памира.

2. Эволюция магматизма Средней Азии/Колл.автороз.Ред.И.Х.Хамраоаев, А.К.Сииоц.М.:Наука,198о.-277с. Глава У.Магматические формации гер-цинид (соавторы А.А.Кустарникова.Р.Б.БаратовД.М.Гопфауф и др.).

3.Петрография Гадаикистана (Памир)Л<олл.авторов.Ред.В.А.Павлов.Ду-шанбе: Дошш,1988.-244с. Часть I. Северный Памир (соавторы В.М. Стебяова, В.В.Нарижнев).

4. Глубинное строение территории СССР/Колл.авгоров.-М. .-Наука, 1991. -224с.Глава 1У.Вещественные модели земной коры и верхней мантии платформенных и складчатых структур СССР (соавторы К.Т.Буданова, Ю.С.Гешпафт, В.И.Киселев и др.).

5.Геохимия глубинного вещества Зег.ищ/Колл.авторов.Ред.Б.Г.Лутц.-Ы. :ИФЗ,1989.-240с. Глава У1. Литосфернке разрезы и магматизм тектонических структур Памиро-Тянь-Шаня (петрогеохишческие аспекты).

- 54 -

Статьи и краткие с-ообщеяия

6. Оловоносные гршштоидные формации Северного Памира//Соп.геэлегия.-1968.455. -С.36-48.

7. К пегрохишш магматических пород Северного Памира // Докл.АН ТадкССР.-1970.-Т.13, №12.-С.46-50.

8. Интрузивные комплексы Северного Памира и их геохимические особенности // С ов.ге ал огия.-1971.-.№2.-С. 25-42( соавторы Г.С.Аверья-нов,В.И.Козырев).

3. О шшералого-геохимических критериях корреляции магматических комплексов //Изв.АН СССР.Сер.геол.-1972.-,'¿5.-С.90-107(соавтора Ы. X. Халилов, В. И. Козырев).

10. О геохимической неоднородности интрузивных комплексов (на примере Памира)//Докл.АН CCCP.-I973.-T.208.Ji5- С.1202-1204 (соавтор

B.В.Могаровский).

11. Калиеше и натроьые вулкано-цлутонические серии Северного Памира и Южного Тянь-Шаня //Докл.АН СССР.-1977.-Т.233,ЯЗ.-С.453-455 (соавтор Р.Б.Баратов).

12. Возрастная и форыационная корреляция магматических образоваинй территории СССР,шн.2(Каталог магматических комплексов) /Каш.авторов.-Л. :ВСЕГО;,1977 (соавторы В.Н.Москалева,Е.П.Горецкая к др.).

13. Петрогеохимические особенности чарнокитоидов Памира //Докл. АН ТадаССР. -1979. -Т. 22, М2. -С. 756-760.

14. Геохимические особенное г л чарнокитов //Цокл.АН СССР.-1979.-Т. 249,Жэ.-С. 1450-1453.

15. Пироксеш чарнокитов и чарнокитоподобгшх гранатоидов как источник петрологической информации //Докл.АН СССР.-19Ы.-Т.260Д2,-

C.433-438 (соавтора Н.В.Шарапов,Е.Н.Ушакова и др.).

16. Геохимическая модель гранито-гнейсового слоя земной коры ¡Энного Тянь-Шаня и Памира //Докд.АН СССР.-1981.-Т.257,Й2.--С.471-475(соав-тор В.В.Могаровский).

17. Ксенолиты из ка-'дтонцговой трубки взрыва в состав ворсой мантии Гиссгра (Шный Тянь-Шань)//Докл.АН CCCP.-l982.-T.262Ji6.-C. 1447-1450 (соавторы В.И.Козырев, Р.Б.Баратов),

18. Латеральная неоднородность состава впхкэЁ мантии Югкого Тянь-•Ианя //Докл.АН СССР.-1982.-Т.2638Ш.-0.660-624 (соавтор В.ВЛЬга-ровскиЛ).

19. Граиитовдный ьашатизм как индикатор состава зешюЯ коры Пеж-ра и ¡Самого ТяньЧ11а!я//Сов.А-еодогия.-19В2.-Я1.-С.103-ПЗ.

20. Геохккая докеыбрпЗских цамиорфндаеккх пород Северного Пямнра

- 55 -

//Докл. АН ТадяССР. -1982.-Т» 25,Л8.-С.485-489.

21. О гетерогенности Гиссарского гранитоидного плутона (Южный Тянь-Шань) //Докл.АН СССР.-1983.-Т.268,Й4.-С.956-959(соавтор; Л.М.Гоп-фауф, Р.Б.Баратон).

22.Петрохпшческие особенности базитовых и гранитоидных комплексов Таджикистана //Докл.АН СССР.-1983.-Т.258,й5.-С.1208-1212.

23. Состав гранулито-базитового слоя Юиного Тянь-Шаня и Памира// Докл.АН СССР.'-I983.-Т.272,№2.-С.445-450 (соавтор В.В.Могаровский),

24. О составе верхней мантии Памира и Тянь-Шаня //Докл.АН СССР.-I983.-T.272,ié2.-C.437-C"j2 (соавтор Э.А.Дмитриев).

25. Вулканизм л состав литосферы ЯатармаЗ-Ягнобского глаукофанзе-леносланцевого пояса (Южный Тянь-Шань) //Докл.АН СССР.-1983.-Т.273, M.-G.958-9G4 (соавторы Р.Б.Барагов,В.Е.Ыинаев,Д.Л.Старшилин и др.).

26. О составе верхней мантии Куглтанго-Байсунской зоны (Южный Тянь-Шань)//Докл. АН СССР.-1983.-Т.271,№4.-С.939-943 (соавторы Ф.К.Ди-ваев.Р.Б.Баратов, Г.С.Теслепко и др.).

27. Геохимия редких элементов гранулито-базитового слоя Южного Тянь-Шаня и Поыг ра//До ил. АН CCCP.-I384.-T.277,ii5.-I232-I235 (соавтор В.В.Могаровский).

28. Северный Пампр как петрографическая а геохимическая провинция //Геология л геофизика Таджикистана. Душанба:Дсниш,1985.-С.25&-287 (соавторы В.И.Стебдова, В.В.Каршшев).

29. Петрология и геохи.мя чарнокитов и чарнокитоподобкых гранитои-дов Патара и Гиссаро-Алая //Гранит опда-шдош&торы глуб. строения земной коры.-Новосибирск:Наука,1985.-С.41-88 (соавторы Н.В.Шарапов, А.Г.Еладамиров).

30. О соотношении геохимических и ыеталлогенических особенностей литосферы Памира и Юхного Тянь-Шаня //Геохимия в локальном металло-генич.анализе,т.I- Новосибирск,I98G.-C.II7-II9 (соавтор В.В.Мога-ровский).

31. Мегакристы щелочных базальтоццов Гиссаро-Алая//1Ллнералъныа кларки и природа их устойчивости-Душанбе,IS86.-С.267-269.

32.Акцессорные минералы и редкие элементы в породах верхней мантии Шного Тянь-Шаня //Докл.АН СССР.-1985.-Т.288,Я.-С.205-209 (соавторы А.С.Ломтева,Р.Б. Баратов ,В.Я.Луткова).

33. Петрохимические модели литосфер! складчатых областей Памира и Южного Тянь-Шаня // Нагматич. и метаморфич.форм.в истории Земли.-Новосибирск: Наука,1986.-С.151-155 (соавтор Р.Б.Баратов).

34.Геохимическая модель земной кори Памира а Южного Тянь-Шаня //

Докл.АН СССР.-19Ё6.-Т.289, . -С. I225-1229(ссавт ор В.В.Могаровскпй)

35.Глубинные включения в гранитоидах Центрального Памирз/'/Докл.АН

СССР.-1987.-Г.292,й2.-С.440-444(соавторы К.Т.Буданова, А.Г.Владогс-ров).

36.Юашо-Тянь-Ианьская геохимическая провинция (Таджикистан)/'/Докл. АН СССР.-19В7.-Т.294,Ж5.-СЛ461-1466.

37. Роль шииелевнх перидотитов в верхней мантии Тянь-Шаня//Докл. АК ТадаССР.-19137,-Т.30,ЖО.-С.659-661(соавтор Г.Т.Таджибаев).

38. Магматизм -индикатор состава литосферы Таджикистана //Геол. и

геофиз.Тад)Щшстана.Душанбе:Дошщ,1989.-С.6-32 (соавтор Р.Б.Бара-тов).

39.0 составе верхней мантии Юкно-Гиссарской зонь''Юян~й Тянь-Шань)/ Докл.АН СССР.-1988.-Т.299,.-С.702-706(соазторц Н.Б.Шарапов,Р.Б. Еарат ов Д. К. Кабанова).

40. Петрогеохимические тылы щелочшх базальтовдоз Югного Тяпь-Еаня //Докл.АН СССР.-1988.-Т.303,Я5.-С.1221-1225 (соавторы Л.М.Гопфауф, Н.Б.Шарапов).

41. Мантийные слюда в щелочных Саэальтондах Южного Тянь-Шаня.-Ред. а."Изв. АН Тадн.ССР,0тд.физ.-мат.,хкм.и геап.н."-Душанбе,19В9.-41о.-Деи.в ВИНИТИ 29.03.89, £5607-ВЗЗ{соавторы Н.В.Шарапов,Н.Б.Владакин, И. К. бочков).

42. Ксенолит глиылерита в щелочных базальтондах йаого Тянь-Шаня: новое свидетельство мантийного метасоматоза //Докл.АН СССР.-198Э.-Т.305,й5.-С.Г219-1224(соавторы З.А.Шахалиева.В.К.Луткова.К.В.Иара-пов и др.).

43. Типизация ызгмоконтролируюдах структур Памиро-Тянь-Шаньского региона //формац. ан-з магкатитов.-Свердловск ,1989.-С. 59-60.

44. '/рубки взрыва щелочных базальтоадов глаукофанзеленосланцевого пояса йшого Тянь-Шаня //Изв.АН СССР,Сер.геол.-1?89.-.';2.-С.29-38 (соавторы М.И.Новгородова.Л.М.Гонфауф).

45.Геологическая хсартн Таджикской ССР и прилегают;* территорий (м-б 1:500 ООО) Л. :ВСЕГЕИ,1989 (соавтор В.Л.Ар-доз,В.Н.Байков, Н.Г.Власов н др.).

"»о. Высокобарические минералы щелочных баэальтовдов Шного Тянъ-ш-

ня //Докл.АН ТадаССР.-1990.-Т.33,КЗ.-С.400-403(соавтора Д.М.Гоп-фауф, Л.М.Мадгш.Н.Б.Шарапов и др.).

47. ЧарноыатоЕды Дашрд:Бадественш«а состав,кс?.нсшмн,происхозд.->;зпз //Глубинные хсеаолиш к пэтрогекезис чарногктоздов. -Апатиты, 1590. -С.8-23.

43. Модель земной корд глвукофанзеленооланцевсго пояса по ттиа-1 изучения ксеаодктоз в иедочшх бмадьгвх (ЕчниЬ Тяаь-Шаиь)//Дека. АН 0ССР.-19Э1.-Г.318.26.-С.143£~К43.