Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Раннепалеозойский гранитоидный магматизм Алтае-Саянской складчатой области и озерной зоны Западной Монголии
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология
Автореферат диссертации по теме "Раннепалеозойский гранитоидный магматизм Алтае-Саянской складчатой области и озерной зоны Западной Монголии"
На правах рукописи 094696862
РУДНЕВ Сергей Николаевич
РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЙ ГРАНИТОИДНЫЙ МАГМАТИЗМ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ И ОЗЕРНОЙ ЗОНЫ ЗАПАДНОЙ МОНГОЛИИ
специальность: 25.00.04 - петрология, вулканология
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
•• 1 ИЮл ?ПШ
НОВОСИБИРСК 2010
004606862
Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО РАН
I
Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук
Ферштатер Герман Борисович (г. Екатеринбург)
доктор геолого-минералогических наук Гладкочуб Дмитрий Петрович (г. Иркутск)
доктор геолого-минералогических наук Ножкин Александр Дмитриевич (г. Новосибирск)
Ведущая организация: Институт геохимии им. А. П. Виноградова
СО РАН (г. Иркутск)
Защита состоится 8 июня 2010 г. в часов на заседании Диссертационного совета Д003.067.03 в Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО РАН, в конференц-зале
Адрес: 630090, г. Новосибирск, просп. Акад. В.А. Коптюга, 3
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГМ-ИНГГ СО РАН.
Автореферат разослан 23 апреля 2010 г.
Ученый секретарь
диссертационного совета
доктор геолого-минералогических наук
О.М. Туркина
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность работы. Одна из важнейших проблем геологии Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) - это возрастное положение и тектоническая позиция гранитоидных батолитов. Впервые эта проблема была поставлена Ю.А. Кузнецовым и A.JI. Яншиным в 1960-х годах для раннепалеозойских батолитов Аптае-Саянской складчатой области (АССО) [Кузнецов, Яншин, 1969]. Было показано, что формирование батолитов не связано с "главной фазой складчатости", а запаздывает во времени, причем гранитоидный магматизм распространяется далеко за пределы геосинклинальных прогибов, обнаруживая пространственно-временную сопряженность с интенсивными поднятиями, сопровождавшимися заложением и развитием глубинных разломов. Эту закономерность, обоснованную геологическими данными, так и не удалось вписать в орогенно-геосинклинальную концепцию, хотя и были предприняты попытки её объяснения через модели внутриконтинентальной текто-номагматической активизации. В современных плейт-тектонических реконструкциях Центральной Азии проблема широкомасштабного гранитообразования в раннем палеозое остается дискуссионной. Одни исследователи относят эти батолиты к единой окраинно-континентальной магматической дуге, объясняя их формирование субдукционно-аккреционными процессами [Зоненшайн и др., 1976], другие - рассматривают их с позиции последовательной коллизии к Сибирскому континенту разновозрастных островодужных поясов и микроконтинентов [Моссаковский и др., 1993; Берзин и др., 1994].
Актуальность исследования раннепалеозойских гранитоидов, их возрастного положения, генезиса и геодинамической природы определяется тем, что они являются ключевыми магматическими комплексами, позволяющими определить главные рубежи и геодинамические режимы эволюции ЦАСП на раннепалеозойском этапе. Получение новой изотопно-геохимической и петрологической информации принципиально важно для понимания причин и механизмов широкомасштабного гранитообразования в структурах длительно развивавшегося складчатого пояса, оценки роли коровых и мантийных источников тепла и вещества в генерации гранитоидных магм.
Цель работы - реконструкция последовательности, условий и механизмов формирования гранитоидов на раннепалеозойском этапе эволюции ЦАСП.
Основные задачи исследований:
1) установление геологической позиции и внутреннего строения раннепалеозойских гранитоидных батолитов в различных сегментах АССО и Озерной зоны Западной Монголии;
2) изучение минералого-петрографического и петрогеохимического состава раннепалеозойских гранитоидных ассоциаций, участвующие в строении батолитов; анализ условий формирования и вероятных источников гранитоидных магм, выявление магматических ассоциаций, являющихся индикаторными для палеогеодинамиче-ских реконструкций;
3) проведение изотопно-геохронологических исследований (U-Pb и Ar-Ar методы) ключевых объектов с акцентом на установление: а) возрастной последовательности формирования магматических ассоциаций в том или ином батолите, б) длительности и периодичности магматических событий, в) этапов и масштабов гранитообразования в различных структурно-формационных зонах ранних каледо-нид АССО и Озерной зоны Западной Монголии на различных этапах геодинамической эволюции;
4) проведение изотопно-геохимических (Sm-Nd и Rb-Sr) исследований гранитоидов различного состава и возраста для: а) оценки характера магмообразующих
субстратов, б) выявления латеральных вариаций изотопного состава источников гра-нитоидных расплавов, в) анализа изменения Sr-Nd изотопных характеристик грани-тоидов во времени.
Фактический материал и методы исследования. Основу работы составляют материалы, собранные автором с 1983 по 2008 гг. во время полевых работах в Алтае-Саянской складчатой области (Кузнецкий Алатау, Горная Шория, Горный Алтай, Западный Саян, Восточная Тува) и в Западной Монголии (Озерная зона), и полученные по ним аналитические данные. Работа базируется на изучении более 2500 прозрачных шлифов, 1500 петрохимических и 190 редкоэлементных анализов пород, из которых 25 выполнены инструментальным нейтронно-активационным методом, 165 - методом ICP-MS, а также на результатах U-Pb и Ar-Ar датирования (более 55 проб) и изотопно-геохимического Sm-Nd (37 проб) и Rb-Sr (46 проб) исследования. Петрогенные элементы определены методом РФА на установке СРМ-25 (аналитики - А.Д. Киреев, Н.М. Глухова, Ю.П. Колмогоров ИГМ СО РАН, г. Новосибирск; Н.Ю. Царева, Т.В. Попова, H.H. Ухова ИЗК СО РАН, г.Иркутск). Редкие элементы определены: 1) ICP-MS на приборе Finigan Element (аналитики - И.В. Николаева, С.В.Палесский, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск), на установке VG Plasmquad PQ-2 (аналитики C.B. Пантеева, В.В. Маркова, ИЗК СО РАН, г. Иркутск) и приборе Finigan-elemen (аналитик - И.П. Шульпяков, МГП "Анакон", г.Санкт-Петербург), 2) нейтронно-активационным методом (аналитики - С.Т. Шестель, B.C. Пархоменко, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). U-Pb изотопный возраст по циркону определялся: на ионном микрозонде SHRIMP-II (аналитики - Е.Н.Лепехина, А.Н.Ларионов, Д.И. Ма-туков И.П. Падерин, С.Л. Пресняков, Н.В. Родионов, С.А. Сергеев, ЦИИ ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург); "классическая" цирконометрия из микронавески - на масс-спектрометре TSN 206А (аналитик - Е.В. Бибикова, Т.И. Кирнозова ГЕОХИ РАН, г. Москва) и многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 (аналитики -А.Б. Котов, Е.Б. Сальникова, O.A. Левченков, И.В. Анисимова, А.Ф. Макеев, Н.И. Ро, С.З. Яковлева, ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург); катодолюминесцентные изображения получены на сканирующем электронном микроскопе АВТ55-(аналитик - Ю.В. Плот-кина, ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург). Выделение акцессорных цирконов проводилось в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей и на концентраторе NELSON. Ar-Ar изотопные исследования выполнены на приборе Noble gas 5400 (аналитики - В.А. Пономарчук, A.B. Травин, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). Sm-Nd изотопные исследования проведены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI (аналитики - В.П. Ковач, Л.Б. Теренье-ва, ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург) и семиканальном масс-спектрометре Finnigan-МАТ-262, RPQ (аналитики - Т.Б. Баянова, С.А. Серов, ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты). Rb-Sr изотопные исследования выполнены по валовым пробам и апатиту на масс-спектрометре МИ-1201 "Т" (аналитики - В.А. Пономарчук, В.Ю. Киселева, C.B. Па-лесский, Г.А. Докукина, Д.В. Семенова, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск) и многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI (аналитики - В.П. Ковач, Л.Б. Тереньева, ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург).
Защищаемые положения:
1. Формирование раннепалеозойских полихронных гранитоидных батолитов АССО и Озерной зоны Западной Монголии, происходило в возрастном диапазоне 570^40 млн. лет (U-Pb, Ar-Ar изотопные методы). Выделяется ряд возрастных рубежей гранитоидного магматизма, отвечающих двум основным геодинамическим этапам развития: островодужному - 570-560 и 550-520 млн. лет, аккрециионно-коллизионному. 510-490, 480-470, 460^440 млн. лет. Основной объем гранитообра-зования приходится на рубеж позднего кембрия-ордовика и обусловлен процессами
сочленения островных дуг, задуговых бассейнов, океанических поднятий, микроконтинентов и в сочетании мощным прогревом коры за счет мантийных источников.
2. Раннепалеозойские гранитоиды Алтае-Саянской складчатой области и Озерной зоны Западной Монголии представлены породами трех петрохимических серий: толеитовой (М-тип), известково-щелочной (1-тип) и монцонитоидной (А-тип). На островодужном этапе выделяются плагиогранитоиды М- и 1-типа, на аккреционно-коллизионном этапе - гранитоиды М-, I- и А-типов. На всех возрастных рубежах наиболее широкое распространение имеют плагиогранитоиды 1-типа, максимум развития которых приходится на рубеж позднего кембрия-ордовика.
3. По петрогеохимическим характеристикам плагиогранитоидные ассоциации АССО и Озерной зоны Западной Монголии подразделяются на высоко- и низкоглиноземистый типы. В островодужной обстановке высокоглиноземистые плагиограниты отражают формирование кремнекислых (адакитоподобных) магм за счет частичного плавления источников близких к К-МОЮЗ в субдуцирующей океанической плите (Р>315 кбар); низкоглиноземистые плагиогранитоиды формировались в результате плавления метабазитов в низах или в основании островной дуги (Р<8 кбар). В аккреционно-коллизионной обстановке формирование плагиогранитоидных ассоциаций происходило в результате плавления метабазитовых субстратов на различных уровнях утолщенной коры: высокоглиноземистых при Р> 15 кбар в ее основании, а низкоглиноземистых - в менее глубинных условиях (Р<8 кбар).
4. По изотопно-геохимическими данным (Бт-Ш и ЯЬ-^г методы) раннепалеозойские гранитоидные ассоциации АССО и Озерной зоны Западной Монголии имеют различные магмогенерирующие субстраты. Для плагиогранитоидов островодуж-ного этапа доминирующими были мафические источники, производные деплетиро-ванной мантии (еш(Т) = +7.9...+4.7, Тга(ОМ-280 = 0.65-0.85 млрд. лет, (875г/868г)0 = = 0.7034-0.7046) при малом вкладе коровою материала. Гранитоидные ассоциации аккреционно-коллизионного этапа, характеризуются широким диапазоном изотопных параметров (е^Т) = +6.6.. .+0.5, Т^фМ^) = 0.78-1.18 млрд. лет, (878г/868г)0 = = 0.7038- 0.7096), что отражает прогрессирующий вклад докембрийских коровых источников в магмообразование.
Научная новизна. Впервые проведена петрологогеохимическая типизация раннепалеозойских гранитоидных ассоциаций для крупного региона ЦАСП, включающего Алтае-Саянскую складчатую область и Западную Моголию. На основе систематического изотопного датирования установлены главные рубежи гранито-образования в возрастном диапазоне от 570 до 440 млн. лет и обоснована их связь с двумя этапами геодинамической эволюции ЦАСП: островодужным и аккреционно-коллизионным. Доказано, что основной объем гранитоидов был сформирован на аккреционно-коллизионном этапе. Причиной широкомасштабного гранитообразо-вания служил вклад мантийных источников тепла, что доказывается субсихронным проявлением базитового магматизма. Выделены три статистически достоверных импульса аккреционно-коллизионного магматизма: 510-490, 480-470, 460^150 млн. лет, и выявлена резкая асимметрия в масштабах гранитообразования на различных рубежах в северном Алтае-Кузнецко-Батеневско-Саянском и южном Тувино-Монгольском мегаареалах. На основании петрогеохимических и изотопных характеристик установлено резкое преобладание плагиогранитодных ассоциаций, что обусловлено преимущественно мафическим составом коры, предствленной островодужными и океаническими комплексами. Впервые показано, что близкие по составу плагиогранитоидные ассоциации островодужного и аккреционно-коллизионного этапов имеют различные изотопно-геохимические параметры, что связано с изменением характера их базито-вых источников и(или) роли корового материала в магмообразовании.
Практическая значимость. Результаты исследований могут быть использованы при средне-,крупномасштабном картировании, разработке и корректировке региональных схем магматизма, для решения петрологических задач, геодинамических реконструкций и прогнозно-поисковых работ.
Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 66 работ, включая 24 статьи в рецензируемых журналах и 2 монографии. Исследования по теме диссертации проводились в рамках планов научно-исследовательской работы ИГМ СО РАН, при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 97-05-65961, 98-05-65266,98-05-65294, 00-05-65309, 03-05-65081, 04-05-64443, 06-05-64767), президиума СО РАН (проект № 6.5, 13), Совета при Президенте РФ (НШ-4933.2006.5, 2715.2008.5), программы ОНЗ РАН "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского пояса (от океана к континенту)", международных проектов IGCP-420 "Continental Growth in the Phanerozoic: evidence from Central Asia" (20002002) и проекта по созданию геодинамической, тектонической и металлогенической карты Северной Азии (Eds. J. Nokleberg et al., 2004-2006), а также в рамках договоров о научном сотрудничестве и хоздоговоров ИГМ СО РАН с ФГУГП "Запсиб-геолсъемка" (Новокузнецк), Алтайской поисково-съемочной экспедицией МПР РФ (Бийск) и Красноярской геолого-съемочной экспедицией МПР РФ (Красноярск). Материалы автора использованы при создании Госгеолкарты 200/2 и 1000/3, а также представлены в виде устных докладов на Российских и международных конференциях и совещаниях: Новосибирск (1996-2004), Томск (2002-2007), Москва (1998-2007), Санкт-Петербург (2003, 2009), Екатеринбург (2009), Иркутск (2002-2008), Улан-Удэ (2008), Апатиты (2005).
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, восьми глав, заключения и списка литературы (598 наименований), содержит 134 рисунка, 40 таблиц, всего 521 страница.
Работа выполнена в лаборатории петрологии и рудоносности магматических формаций Института геологии и минералогии СО РАН. Автор выражает благодарность Г.А. Бабину, А.Г. Владимирову, А.Э. Изоху, В.И. Коваленко, H.H. Кру-ку, Ф.А. Летникову, Г.В. Полякову, Е.В. Склярову, А.Е. Телешеву, О.М. Туркиной, В.В. Ярмолюку за активное обсуждение и сделанные критические замечания работы на всех стадиях ее подготовки, а также Т.Б. Баяновой, A.C. Борисенко, С.М. Борисову, В.Г. Владимирову, Н.И. Волковой, И.В. Гаськову, О.П. Герасимову, И.В. Гордиенко,
A.C. Гибшеру, А.Н. Дистановой, Г.А. Докукиной, В.Ю. Киселевой, П.Ф. Ковалеву,
B.П. Ковачу, И.К. Козакову, А.Б. Котову, Е.А. Крук, В.И. Лебедеву, Ф.П. Митрофанову, A.A. Монгуш, И.В. Николаевой, C.B. Палесскому, Ю.В. Плоткиной, В. А. Пономар-чуку, Е.Б. Сальниковой, П.А. Серову, A.M. Сугораковой, Н.Ф. Тереда, A.B. Травину, B.C. Федоровскому, C.B. Хромых, P.A. Шелепаеву, С.П. Шокальскому, Т.С. Юсупову за неизменную поддержку и содействие в проведении аналитических и геологических исследований. Неоценимую помощь в редакционной и технической подготовке диссертации и автореферата, оказали A.B. Владимирова, И.В. Добрынина.
Глава 1. КРАТКИЙ ТЕКТОНИЧЕСКИЙ ОЧЕРК.
ИСТОРИЯ ИЗУЧЕННОСТИ.
ВЫБОР ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЯ И ОСНОВНЫЕ ПРИНЦИПЫ И ПОДХОДЫ ИХ ИЗУЧЕНИЯ
В структурах ЦАСП раннепалеозойский интрузивный магматизм наиболее широкое развитие получил в раннекаледонских структурах АССО и Западной Монголии (~340 000 км2). Он проявился в формировании крупных гранитоидных батолитов
или серии сближенных друг с другом массивов или плутонов, в совокупности образующие протяженные магматические пояса в юго-западном складчатом обрамлении Сибирской платформы.
Представленные в составе раннепалеозойских батолитов магматические образования (мартайгинский, улень-туимский садринский, таннуольский и тохтоген-шильский комплексы? ранний кембрий) рассматривались в качестве представителей формации гранитоидных батолитов "пестрого состава" [Кузнецов, 1964]. Было высказано предположение о гибридном происхождении этих ассоциаций, а сам генезис батолитов объяснен с позиций многократного (пульсационного) магматического замещения in situ гранитной магмой вмещающих пород. Результаты геологических и геохронологических исследований последних лет показали, что батолиты имею более сложное строение, и в их составе обособляется ряд магматических ассоциаций (комплексов), возраст которых варьирует в диапазоне от позднего венда до ордовика включительно [Владимиров и др., 1999; Шокальский и др., 2000; Ярмолюк и др., 2002,2008; Руднев и др., 2004]. Полученные данные изменили ранее существовавшие схемы интрузивного магматизма и на новом уровне позволили корректно провести повременное районирование и межрегиональную корреляцию магматических комплексов.
В настоящей работе корреляция раннепалеозойских магматических событий Центральной Азии (АССО и Западная Монголия) построена на пространственно-временных ассоциациях геологических комплексов: вулканоплутонические пояса (ВПП) - палеоструктуры с высокой магматической активностью и палеобассейны (палеоструктуры с доминированием осадочных комплексов) и определяющей ролью магматических комплексов в истории их геотектонического развития (Прил. 1) [Шокальский и др., 2000]. Такой подход в какой-то мере близок к террейновому анализу [Берзин и др., 1994]. С этой позиции ассоциация фрагментов (тектонических блоков) и деформированных сегментов вулканоплутонических поясов (V-G,) в сочетании с деформированными осадочными бассейнами близкого возраста может восприниматься как коллаж древних террейнов, прорванных "сшивающими" структуру гра-нитоидными батолитами. Для районирования вулканоплутонических поясов принята следующая иерархия: сектор пояса - вулканический (плутонический) ареал - вулканический (плутонический) массив. Вулканоплутонические пояса отвечают наиболее крупным магматическим событиям (процессам) и представляет собой широкие (150-200 км) протяженные (800-1500 км) магматические структуры с длительным (40-80 млн. лет) развитием, сопоставимые с современными аналогами - структурами островных дуг. Важным моментом ранжирования магматических структур является выделение плутонических и вулканических ареалов - дискретных вулканических полей или групп сближенных интрузивов. В отличие от единичного интрузивного или вулканического массива магматический ареал дает более полное представление о составе, строении и эволюции соответствующего комплекса или серии комплексов. Дальнейший анализ всей совокупности ареалов дает возможность понять полноту объема, пространственного и возрастного положения и металлогении магматических комплексов и их связей с тектоническими обстановками.
Изложенный выше подход был использован автором при изучении гранитоид-ного магматизма в АССО и Озерной зоне Западной Монголии на венд-кебрийском и позднекембрийско-ордовикском этапах их развития (Прил. 1, 2).
Венд-кембрийский возрастной этап (570-520 млн. лет), определяющий основные черты геологического строения этих регионов, характеризуется широким развитием магматических, в первую очередь вулканических пород. В их распределении проявляется отчетливый поясовой характер. С запада на восток сменяют
друг друга Алтае-Салаирский, Салаирский, Алтае-Кузнецкий, Алатауский, Алтае-Северосаянский, Тувино-Западно-Саянский (Куртушибинский, Борусский), Тувинский (Таннуольский) вулканоплутонические пояса (ВПП) в АССО и Озерный пояс в Западной Монголии. По палеомагнитным данным [Диденко и др., 1994; Метелкин, 1998; Казанский и др., 2002] эти пояса в раннем кембрии представляли собой единую протяженную дугу, находившуюся на значительном расстоянии от Сибирского крато-на, а в более позднее время в результате тектонических процессов она была разбита на отдельные составные части, которые в современных координатах представлены в виде разноориентированных и сдвинутых относительно друг к друга фрагментов вулканических поясов. Вулканические пояса отличаются друг от друга длительностью и интенсивностью магматизма, набором магматических и осадочных комплексов, их вещественными характеристиками [Шокальский и др., 2000; Бабин и др., 2001]. В зависимости от состава пород в АССО и Западной Монголии они подразделяются на два класса. К первому классу относятся ВПП с островодужными характеристиками - Салаирский, Алатауский, Алтае-Северосаянский, Тувинский (Таннуольский) и Озерный. Ко второму классу относятся ВПП, характеризующиеся обстановками окраинных морей и (или) океанического дна - Алтае-Салаирский, Алтае-Кузнецкий, Тувино-Западно-Саянский (Прил. 1). Следует отметить, что венд-кембрийский этап гранитоидного магматизма в АССО и Западной Монголии наиболее широко проявился только в поясах островодужного типа. В этих поясах интрузивный магматизм имеет ареальный характер развития, как это и наблюдается в современных островных дугах.
На позднекембрийско-ордовикском этапе (510-450 млн. лет) рассматриваемая часть ЦАСП была вовлечена в аккреционные и коллизионные процессы, выражавшиеся в сочленении фрагментов островных дуг, задуговых бассейнов, океанических островов и микроконтинентов, а также складчатости и покровообразовании, широкомасштабном проявлении синколлизионного базитового магматизма и регионального высокоградиентного метаморфизма [Владимиров и др., 1999; Ярмолюк и др., 2003, 2006, 2008; Изох и др., 2001]. В итоге неоднократное проявление этих процессов в одних и тех же структурах привело к формированию обширных полей гранитоидов, которые на современном эрозионном срезе, представлены сложнопостроенными гра-нитоидными батолитами и/или плутонами. В их контурах пространственно совмещены разнообразные по вещественному составу и возрасту интрузивные ассоциации, формировавшиеся как на островодужном (V-G,), так и аккреционно-коллизионном (£?-0) тектономагматических этапах.
В качестве объектов исследования выбраны гранитоидные батолиты и Плутоны Кузнецкого Алатау, Горной Шории, Горного Алтая, Западного Саяна, Восточной Тувы и Озерной Зоны Западной Монголии. Выбор объектов исследования не случаен, поскольку входящие в состав этих батолитов гранитоидные ассоциации являются реперными в схеме интрузивного магматизма этих регионов. Основой к выделению, описанию, расчленению интрузивных ассоциаций являются работы Ю.А. Кузнецова [Кузнецов, 1964] и Э.П. Изоха [Изох и др., 1978]. Для петрогеохимического анализа гранитоидных ассоциаций использована систематика гранитов на М, I, S и А-типы, основанная на вещественных характеристиках [Chappell, White, 1974; White, 1979; Loiselle, Wones, 1979], дополненная разделением плагиогранитоидов I-типа на высоко- и низкоглиноземистые разновидности [Арт, 1983].
Глава 2. РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ИНТРУЗИВНЫЕ АССОЦИАЦИИ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ
Раннепалеозойские интрузивные ассоциации в северной части Кузнецкого Алатау изучены на примере Кожуховского, Дудетского и Центральнинского плутонов, расположеных в различных структурно-формационных зонах ранних каледонид этого региона.
Кожуховский плутон (>400 км2) расположен среди вулканитов чумайского плагиориолит-базальтового комплекса (V-€,) Чумайском сектора Алатауского ВПП островодужного типа (Прил. 1). В строении Кожуховского плутона участвуют породы четырех интрузивных комплексов, формировавшиеся в возрастном диапазоне 532-500 млн. лет и отличающиеся друг от друга вещественным составом и геодинамическими условиями формирования. С островодужном этапом в Кожуховском плутоне связано формирование перидотит-пироксенит-габброноритовой ассоциации (Усть-Кожуховский массив) и тылинского диорит-тоналит-плагиогранитного комплекса (Тылинский массив - 532.0±2 млн. лет, Прил. 2) [Шокальский и др., 2000; Руднев и др., 2006,2008].
Тылинский диорит-тоналит-плагиогранитный массив имеет многофазное строение. В его составе выделяются: кварцевые диориты, тоналиты, плагиограниты и лейкоплагиограниты. Все разновидности пород (при вариациях Si02 58-78 мас.%) характеризуются низкими содержаниями К20 (0.14-0.6 мас.%), Rb (2.4-5.4 г/т), Sr (161-225 г/т), Ва (86-111 г/т), Y (7.2-22.9), Hf (1.1-1.7 г/т), Zr (59-62 г/т), Nb (0.60.7 г/т), Та (0.3-0.33 г/т), ХРЗЭ (14.8—40.2 г/т), пологими спектрами РЗЭ и наличием Eu-максимума ((La/Yb)N= 0.94-1.36; (Eu/Eu*)N= 1.36-4.23). По петрогеохимическим характеристикам они относятся к гранитоидам толеитовой серии (М-тип, Прил. ЗА). По содержанию Yb (0.8-2.5), А1203(<15 мас.%) они отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 4а). Плагиограниты характеризуются величинами е^(Т) = +4.7 и (87Sr/86Sr)0 = 0.7043 [Руднев и др., 2007] (Прил. 5а). Пониженные в сравнении с деплетированной мантией значения eNd и наличие Nb- и Ti- минимумов для плагиогранитов по-видимому отражают субдукционные характеристики их ме-табазитового субстрата.
С аккреционно-коллизионным этапом (~500 млн. лет, Прил. 2) связано формирование пород мартайгинского диорит-тоналит-плагиогранитного комплекса Кожуховско массива (500.4±7.0 млн. лет) и краснокаменского монцодиорит-граносиенитового комплекса Краснокаменского массива (503.9±7 млн. лет) [Борисов и др., 1996, 1999; Руднев и др., 2007, 2008]. Кожуховский массив имеет многофазное строение. Интрузивные образования этого массива прорываю породы Тылинского массива и, в свою очередь инрудируются гранитоидами Краснокаменского массива. По петрогеохимическому составу породы Кожуховского массива относятся к гранитоидам известково-щелочной серии (I-тип). В отличие от плагиогранитоидов М-типа Тылинского массива, они характеризуются более высокими содержаниями Na20 (2.5-4.5 мас.%) и К20 (0.6-2.4 мас.%), Rb (11—44 г/т), Sr (274-401 г/т), Ва (164-1105 г/т), Hf (1.2-5.7 г/т), Zr (32-246 г/т), Nb (0.64-2.42 г/т) и ХРЗЭ (49-111 г/т), преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми ((La/Yb)N = = 2.8-6.7), а также наличием минимумов по Eu ((Eu/Eu*)N = 0.69-0.95), Nb (Та) и Ti (Прил. Зд). По содержанию А1203 (~15 мас.%), Yb (2.0—2.3 г/т) они отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 46). Sr-Nd-изотопные исследования демонстрируют значения eNd(T) = +4.2) (87Sr/86Sr)0 = 0.7038) и TNd(DM) = 0.89 млрд. лет (Прил. 5а).
Интрузивные образования краснокаменского монцодиорит-сиенит-грано-сиенитового комплекса одноименного массива среди раннепалеозойских образова-
ний являются наиболее поздними. По петрогеохимическому составу они относятся к гранитоидам монцонитоидной серии (А-тип). По сравнению с породами Кожуховского массива, они имеют более высокие содержания Иа20 +К,0 (7.3-8.7), К20 (1.84.0 мас.%), ИЬ (14-58 г/т), Бг (510-1053 г/т), Ва (660-2720 г/т), № (2.82-6.24 /т) и ХРЗЭ (38-118 г/т). Редкоземельные и мультиэлементные спектры свидетельствуют о преобладании легких лантаноидов над тяжелыми ((Ьа/УЬ)^ 4.7-6.6) и наличии минимумов по Ей ((Еи/Еи*)н= 0.7-1.2), N1) (Та) и Т1 (Прил. Зз). По 8г-Ш-изотопным характеристикам субщелочные гранитоиды Краснокаменского массива (ем(Т) = +4.8, Т^ДЖ) = 0.85 млрд. лет, (878г/868г)0 = 0.7047) практически не отличаются от пород Кожуховского и Тылинского массивов (Прил. 5а).
Дудетский плутон (>500 км2) расположен в Центрально-Мартайгинском сегменте Алтае-Кузнецкого ВПП океанического типа (Приложение 2). Этот пояс характеризуется широким развитием вулканитов 01В-типа усть-анзасского трахит-трахибазальт-базальтового комплекса (У-£,) и берикульского риодацит-базальт-трахибазальтового (С,) комплексов. Формирование раннепалеозойских магматических ассоциаций в этом плутоне происходило в возрастном диапазоне 510-485 млн. лет. Характерной особенностью является развитие только пород субщелочной серии (А-тип). Среди них, наиболее ранними являются габброиды таскылького комплекса (С2) [Кривенко, 1973] и щелочногабброидная (карботатитсодержащая) ассоциация верхнепетропавловского комплекса (509+10 млн. лет) [Врублевский и др., 2003, 2005]. Среди более поздних ассоциаций выделяются породы малодудетского монцогаббро-монцодиорит-сиенитового комплекса и карнаюльского граносиенит-меланогранитного комплекса.
Малодудетский монцогаббро-монцодиорит-сиенитовый комплекс изучен на примере Малодудетского, Кайдаловского и Ударнинского массивов. Ц-РЬ изотопный возраст циркона из монцодиоритов Малодудетского массива составляет 485.0±3 млн. лет; сиенитов Кайдаловского и Ударнинского массивов - 498.4±1 и 495.2±5 млн. лет, соответственно. По составу интрузивные образования малодудетского комплекса относятся к А-типу. С ростом кремнекислотности пород (ЭЮ, = 52.8-66.3 мас.%) резко возрастают их щелочность и калиевость (К20 = 1.6-6.0 мас.%, №,0+К20 = = 5.5-13.2 мас.%). Для них свойственны широкие вариации Бг (41-658 г/т), Ва (317-1099 г/т), ЯЬ (18-148 г/т), Ж (1.2-12.2 г/т), Тх (40-719 г/т), У (9.9-39.8 г/т), № (21.6-71.9 г/т), Та (1.3-3.8 г/т) и 1РЗЭ (45-231 г/т). Из других особенностей отмечаются преобладание легких лантаноидов над тяжелыми (Ьа/УЬк =4.0-14.9), наличие минимума по Ей (Еи/Еи*)м = 0.38-1.0) и отсутствие Мэ- и Та-минимума (Прил. Зз). Породы малодудетского комплекса (Прил. 5А) обладают широкими вариациями е^ (+6.6...+1.9) и 875г/86Эг (0.7047-0.7052).
Гранитоиды карнаюльского граносиенит-гранитного комплекса (одноименный массив) являются более поздними. ЕГ-РЬ изотопный возраст циркона из гранитов второй фазы составляет 491.9±7.5 млн. лет. По петрогеохимическому составу интрузивные образования карнаюльского комплекса относятся к А-типу. В отличие от пород малодудетского комплекса, они характеризуются более высокой кремнекислот-ностью (8Ю2 = 63.8-72.0 мас.%), пониженными содержаниями №20 (7.2-8.6 мас.%) и К20 (2.1-4.1 мас.%), но более высокими Бг и Ва и наличием слабого минимума по ЫЬ (Та) (Приложение Зз). Сравнение состава субщелочных пород краснокаменского комплекса и карнаюльского комплекса показало, что последние имеют более высокие содержания ТЮ2, Р205, Бг (205^442 г/т), У (6.2-10.2 г/т) и тяжелых РЗЭ, но более низкие Ъх (125-209 г/т), Ж(3.4-6.5 г/т), Та (0.9-1.3 г/т), № (9.2-13.9 г/т). По вг-Ш изотопным параметрам (еот(Т) = +3.6, Т^фМ) = 0.94 млрд. лет, (878г/868г)0 =
= 0.7047) породы карнаюльского комплекса (Карнаюльский массив) близки к сиенитам Кайдановского массива, что позволяет предполагать близкие составы их источников (Прил. 5А).
Центральнинский плутон (-400 км2) расположен на стыке структур Алатауско-го и Алтае-Кузнецкого ВПП (Прил. 2). Плутон имеет многофазное строение, и в его составе выделяются кварцевые диориты, гранодиориты и граниты. и-РЬ изотопный возраст циркона из гранодиоритов главной фазы плутона составляет 478.6±6.6 млн. лет. По петрогеохимическим характеристикам породы плутона относятся к гранитои-дам 1-типа. По мере увеличения кремнекислотности пород (8Ю2 = 58-72 мас.%) наблюдается возрастание содержаний Ыа20 (2.52-4.38 мас.%) и К,0 (0.82-2.34 мас.%). Породы характеризуются широкими вариациями содержаний ЯЬ (23—45 г/т), Бг (343-678 г/т), Ва (386-809 г/т), 2РЗЭ (83-118 г/т), № (0.6-9.2 г/т), Та (0.01-1.11 г/т), 7х (116-361 г/т) и Ж (3.4-10.2 г/т), преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми ((ЬаАЪ)м= 7.3-14.1; (Еи/Еи*)ы= 0.7-1.2), наличием минимумов Мз (Та) и Т1 (Прил. Зж). Результаты 8г-Ш изотопных исследований демонстрируют значения е^СГ) = +3.0, Тш(ОМ) = 0.98 млрд. лет и (875г/868г)0 = 0.7039 (Прил. 5а).
Глава 3. РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ИНТРУЗИВНЫЕ АССОЦИАЦИИ СЕВЕРО-САЯНСКОЙ ЗОНЫ ЗАПАДНОГО САЯНА
Раннепалеозойский магматизм в Северо-Саянской зоне Западного Саяна (северный сегмент Алтае-Северосаянского ВПП островодужного типа) изучен на примере Енисейского и Табатского плутонов (Майнская интрузия, >500 км2, Приложение 1), являющихся самыми крупными интрузивными образованиями в этом регионе [Поляков и др., 1978; Руднев и др., 2003, 2005, 2009]. Интрузивные образования, участвующие в строении этих плутонов ранее относили к майнскому тоналит-плагиогранитному комплексу (С^С2) [Смышляев, 1957, 1958; Зальцман и др., 1996]. Породы комплекса прорывают островодужные вулканогенные отложения нижнемо-нокского базальт-плагиориолитового комплекса (С,1) и сами перекрываются вулканогенными отложениями верхнемонокского базальтового комплекса (С,2) с галькой плагиогранитов майнского комплекса в ее основании. Среди пород основного состава, предшествующих гранитоидам майнского комплеса, выделяются габброиды субботинского и лысогорского комплексов (С,) [Поляков и др., 1978; Бабин и др., 1999]. Результаты исследований пород майнского комплекса позволяют выделить в его составе две самостоятельные магматические ассоциации, отличающиеся друг от друга по вещественныму составу, возрасту и гединамическим условиям формирования [Руднев и др., 2003,2005,2009].
К островодужным образованиям относятся породы майнского тоналит-плагиогранитного комлекса. и-РЬ изотопный возраст циркона из плагиогранитов майнского комплекса составляет для Енисейского плутона - 524.3±4 млн. лет и Табатского плутона - 525±10 млн. лет [Рублев, 2001; Руднев и др., 2005, 2009]. По петрохимическому составу они относятся к гранитоидам 1-типа. Для них отмечается преобладание №20 (3.31-5.15 мас.%) над К20 (0.25-1.0 мас.%), низкие содержания Ш> (4-18 г/т), 5г (137-228 г/т), Ва (197-575 г/т), ТЪ (1.4-3.2 г/т), № (1.1-6.6 г/т), Та (0.1-0.5 г/т) и повышенные У (26-52 г/т), Тх (53-483 г/т), Ш (1.3-9.4 г/т), слабое преобладание легких лантаноидов над тяжелыми (ХРЗЭ = 31-135 г/т, (1_аЛЪ)к = 1.2-5.6) и отрицательные аномалии по Ей ((Еи/Еи*)к = 0.6-1.0), № (Та) и Т1 (Прил. 36). По содержанию А1203 (< 15 мас.%), УЬ (1.77-5.90 г/т) они отвечают плагиогра-нитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 4а). Плагиогранитоиды майнского комплекса (Прил. 5Б) характеризуются следующими изотопными параметрами: £Ш(Т)
= +4.9...+6.1, Т№(ОМ) = 0.85-0.77 млрд. лет и (878г/868г)0 = 0.7042 [Рублев, 2001; Руднев и др., 2005].
С аккреционно-коллизионной обстановкой в Северо-Саянской зоне Западного Саяна связывается формирование пород куртахского диорит-тоналит-плагиогранитного комплекса (одноименный массив, Прил. 2). 40Аг/39Аг изотопный возраст магматической роговой обманки из кварцевых диоритов этого комплекса равен 493+3 млн. лет [Руднев и др., 2003, 2009]. Породы куртахского комплекса относятся к гранитоидам М-типа, но в отличие от майнского комплекса, они характеризуются крайне низкими содержаниями К20 (0.1-0.56 мас.%), Ш> (1.5-8.0 г/т), Ва (23-176 г/т), ЫЪ (0.5-0.9 г/т), Ъх (23-100 г/т), У (7.6-17.4 г/т), т (0.7-2.5 г/т) и ЕРЗЭ (16-32 г/т), пологими спектрами распределения РЗЭ ((ЬаЛЪ)м = 0.8-1.3). Из других особенностей плагиогранитоидов этого комплекса можно отметить наличие минимума по ЫЬ (Та) и "П (Прил. Зг). По индикаторным элементам А1203(< 15 мас.%), УЪ (1.29-2.01 г/т) породы куртахского комплекса, также как и майнского, отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 46). По Ш-изотопным параметрам плагиогранитоиды куртахского комплекса (ем(Т) = +5.4) не отличаются от таковых майнского комплекса (Прил. 56).
Глава 4. РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ИНТРУЗИВНЫЕ АССОЦИАЦИИ ГОРНОЙ ШОРИИ
Раннепалеозойскии гранитоидный магматизм в этом регионе представлен в Садринском ареале (западный сектор Алтае-Северосаянского ВПП островодужного типа) и Верхнекондомском ареале (юго-восточный сектор Алтае-Кузнецкого ВПП океанического типа) [Шокальский и др., 2000: Бабин и др., 2001; Руднев и др., 2004] (Прил. 1,2).
В Садринском ареале гранитоидные ассоциации наблюдаются в составе Кштинского (~5 км2), Садринского (>400 км2), Базлинского (> 30 км2) и других массивов, становление которых происходило в возрастном диапазоне 545-500 млн. лет и связано с островодужной и аккреционно-коллизионной обстановками. Вмещающими образованиями для этих массивов являются вулканогенные образования каечакского базальтового комплекса (Ы-МОМЗ-типа) и садринского базальт-плагиориолитового комплекса островодужного типа (У-С^.
С островодужным этапом связано формирование породы тоналит-плагиогранитной ассоциации Кштинского массива (Прил. 1). и-РЬ изотопный возраст циркона из плагиогранитов составлет 545±4 млн. лет [Бабин и др., 2007]. По составу породы массива отвечают гранитоидам 1-типа. С ростом 5Ю2 (58-75 %) в них наблюдается возрастание К20 (0.64-2.53 мас.%), Ыа20 (3.11—4.78 мас.%), Ва (283-422 г/т), Ъх (12-57 г/т), Ш (0.4-2.0 г/т) и снижение вг (387-168 г/т), У (12.0-1.7 г/т). Спектры распределения редких элементов и РЗЭ свидетельствуют о резком преобладании легких лантаноидов над тяжелыми ((ЕРЗЭ=29-34 г/т, (Ьа/УЬ)к= 3.1-35.6), положительной Еи-аномалии ((Еи/Еи*)ы= 1.1-1.8) и минимумах по № (Та) и Т1 (Прил. Зв). По содержанию А1203 (>15 мас.%), УЬ (0.19-1.20 г/т) породы отвечают плагиогранитоидам высокоглиноземистого типа (Прил. 4а). Породы Кштинского массива имеют высокие величины £Ш(Т) = +7.5 и Т№фМ) = 0.66 млрд. лет (Прил. 56).
С акреционно-коллизионными процессами связано становление гранитоидов садринского диорит-тоналит-плагиогранитного комплекса (Садринский, Базлин-ский, Лебедской и др. массивы, Прил. 2). Садринский комплекс наиболее детально
изучен на примере многофазного Садринского плутона и Базлинского массива. U-Pb изотопный возраст циркона из этих интрузивов составляет 501.8+2.9 и 505+8 млн. лет, соответственно. По петрохимическому составу породы комплекса отвечают гра-нитоидам I-типа. По мере увеличения кремнекислотности пород (56-75 мас.%) отмечается увеличение содержаний Na20 (3.4-6.5 мас.%), К20 (1.1-3.1 мас.%), Rb (1230 г/т), Ва (424-861 г/т) и уменьшение Sr (739^27 г/т), Y (18.7-5.1 г/т) и 1РЗЭ (8229 г/т). Для них характерно слабое преобладание легких лантаноидов над тяжелыми ((La/Yb)N = 3.5-7.7), наличие разнонаправленных Ей аномалий ((Eu/Eu*)N = 0.91.6) и минимумов по Nb (Та) и Ti (Прил. Зе). По содержанию А1203 (>15 мас.%), Yb (0.46-1.61 г/т) они отвечают плагиогранитоидам высокоглиноземистого типа (Прил. 4.). Nd-изотопные данные (Прил. 56) свидетельствуют о высоких значениях ENd(T) = +6.4...+6.9 и поздненеопротерозойском Nd-модельном возрасте (TNd(DM) = = 0.67-0.71 млрд. лет).
В Верхнекондомском ареале Алтае-Кузнецкого ВПП (Мрасское антиклинорное поднятие), раннепалеозойский гранитоидный магматизм представлен серией интрузий верхнекондомского монцодиорит-гранодиорит-гранитного комплекса. Петротипом комплекса является многофазный Верхнекондомский плутон, расположенный среди вулканитов усть-анзасского трахибазальт-базальтового комплекса OIB-типа (V-G,) [Бабин, 2003]. U-Pb изотопный возраст циркона из гранитов Верхнекондомского плутона составляет 492.9+8.4 млн. лет. По петрогеохимическим характеристикам интрузивные образования относятся к гранитоидам А-типа. По мере роста кремнекислотности пород (55-75 мас.%) наблюдается увеличение щелочности и калиевости пород (Na20+K20=5-7.8 и К20 = 1.3—4.2 мас.%). В отличие от садринского комплексагранитои-ды характеризуются более высокими содержаниями Rb (28-56 г/т), Sr (726-1040 г/т), Ва (488-912 г/т), Nb (24-56 г/т), ХРЗЭ (60-249 г/т) и обладают более высокими отношениями (La/Yb)N= 14.3-27.5, а также наличием минимумов по Nb (Та), Ti, Zr и Hf (Приложение Зз). Nd-изотопные исследования пород комплекса демонстрируют более низкие величины eNd(T) = +4.7 и TNd(DM) = 0.85 млрд. лет (Прил. 56).
Глава 5. РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ИНТРУЗИВНЫЕ АССОЦИАЦИИ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ГОРНОГО АЛТАЯ
В северо-восточной части Горного Алтая одним из ярких представителей раннепалеозойского интрузивного магматизма является Саракокшинский тоналит-плагиогранитный плутон (>230 км2, Прил. 2). Он расположен в Сарысазском секторе Алтае-Северосаянского ВПП (юго-западный фрагмент) островодужного типа [Шокальский и др., 2000]. Вмещающими для Саракокшинского плутона являются вулканогенные образования сарысазского плагиориолит-базальтового комплекса (V-G^, терригенно-карбонатные отложения тырганской свиты (G,), вулканогенно-осадочные отложения усть-семинской свиты (£2), с которыми он повсеместно имеет тектонические контакты. В строении Саракокшинского плутона основной объем слагают плагиограниты и лейкоплагиограниты, возраст которых по данным U-Pb изотопного датирования циркона составляет 512.2+6.2 млн. лет [Крук и др., 2005, 2007]. По петрохимическому составу породы саракокшинского комплекса относятся к гранитоидам I-типа. С ростом кремнекислотности (63-77 мас.%) отмечается повышение NajO+KjO (3.3-6.2 мас.%), К20 (0.15-1.13 мас.%), Rb (8-62 г/т), Ва (246-766 г/т) и снижение Zr (53-27 г/т), Hf (2-1.4 г/т), Y (8.4-4.7 г/т), 1РЗЭ (35-17г/т), при практически постоянном Sr (205-265 г/т). Для пород характерно слабое преобладание легких лантаноидов над тяжелыми ((La/Yb)N= 3.0-6.8), наличие минимума по Ей
((Eu/Eu*)n =0.6-0.9), Nb (Та) и Ti (Прил. Зд). По содержанию А1203 (<15 мас.%), Yb (0.71—0.82 г/т) они относятся к плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 4Б). Плагиогранитоиды Саракокшинского плутона характеризуются eNd(T) = +6.7 и TNd(DM) = 0.7 млрд. лет (Прил.5б).
Глава 6. РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ИНТРУЗИВНЫЕ АССОЦИАЦИИ ВОСТОЧНОЙ ТУВЫ
В структурах Восточной Тувы раннепалеозойские интрузивные образования имеет широкое развитие и по объему резко превосходят таковые в других регионах Центральной Азии [Владимиров и др., 1999; Руднев и др., 2004]. В этом регионе ран-непалеозойский магматизм проявился в виде крупных гранитоидных батолитов (Каа-хемский, Восточно-Таннуольский, Хамсаринский, Бийхемский) или серии сближенных друг с другом массивов, образующих самостоятельные очаговые ареалы интрузивного магматизма. Каждый из этих ареалов удален друг друга более чем на 100 км, и в совокупности они образуют протяженный пояс (более 800 км) гранитоидных батолитов юго-западного простирания (Прил. 1, 2). Батолиты располагаются главным образом среди венд-кембрийских вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений (туматтайгинская, ондумская, кадвойская и сергигская свиты, V-C,) Таннуольской островной дуги [Кузебный, 1995], в меньшей степени - среди до кембрийских комплексов Тувино-Монгольского массива, являясь для тех и других сшивающими.
Результаты геологических и геохронологических исследований интрузивных образований Каахемского ((>30 000 км2), Восточно-Таннуольского (>10 000км2) и Хамсаринского батолитов (>20 000 км2)) [Козаков и др., 1998, 1999; Сотников и др., 2003; Руднев и др., 2004, 2006, 2008] позволили установить, что эти грандиозные по своим масштабам геологические образования, ранее рассматривавшиеся в качестве эталона раннекембрийского таннуольского комплекса Восточной Тувы [Пинус, 1961; Дистанова, 1981] или формации гранитоидных батолитов "пестрого" состава [Кузнецов, 1964] с широким спектром породных ассоциаций (М-, I- и А-типы), имеют полихронное строение. Формирование гранитоидов происходило в возрастном диапазоне 570-450 млн. лет на нескольких возрастных рубежах и в двух геодинамических обстановках (островодужный этап: 570-520, аккреционно-коллизионный этап: 510-490, 480-470, 460-450 млн. лет, 95% дов. ур.).
Островодужный этап интрузивного магматизма (570-520 млн. лет) в пределах Таннуольской островной дуги проявился незначительно и представлен серией мелких массивов. Результаты изотопного датирования гранитоидных и габброидных ассоциаций свидетельствуют о двух рубежах островодужного магматизма (570-560 и 540-520 млн. лет).
Наиболее ранние стадии (570-560 млн. лет, Прил. 1) островодужного интрузивного магматизма в Таннуольской дуге фиксируются по формированию пород коптинского диорит-тоналит-плагиогранитного комплекса (563±4 млн. лет) в составе Каахемского батолита [Руднев и др. 2004, 2006]. Плагиогранитоиды коптинского комплекса относятся к породам М-типа и имеют низкие концентрации К,0 (0.7-0.2 мас.%), Na20 (3.0-2.4 мас.%), Rb (4.7-0.9 г/т), Sr (430-112 г/т), Ва (320-89 г/т), Zr (2814 г/т), Hf (0.9-0.7 г/т), 1РЗЭ (39-25 г/т), которые снижаются с ростом Si02 от 54 до 74%). Спектры РЗЭ характеризуются преобладанием тяжелых лантаноидов над легкими, реже обратными соотношениями ((La/Yb)N= 0.5-2.0) и отрицательными аномалиями по Eu ((Eu/Eu*)N= 0.6-1.0); мультиэлементные спектры с минимумами по Nb (Та), Zr и Hf (Приложение ЗА). По содержанию А1203(<15 мас.%) и Yb (1.9-2.2 г/т)
породы комплекса отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 4а). Бг-Ш изотопные исследования плагиогранитоидов демонстстрируют значения: ^(Т) = +6.5, (878г/8б5г)0= 0.7041-0.7046 (Прил. 5в).
Следующий рубеж островодужного интрузивного магматизма (540-520млн. лет) проявился в больших масштабах и представлен в составе Каахемского, Восточно-Таннуольского и Хамсаринского батолитов. На этом возрастном рубеже установлено формирование как гранитоидных, так и ультрабазит-базитовых ассоциаций. Породы основного состава представлены перидотит-пироксенит-габброноритовой ассоциацией Ирбитейского массива в составе Восточно-Таннуольского батолита (539±6 млн. лет [Монгуш и др. 2009]), а также Калбагдакским и Брунганским массивами в Каахем-ском батолите [Богнибов и др., 1984; Монгуш и др., 2006]. Среди гранитоидных ассоциаций выделяются диорит-тоналит-плагиогранитная и тоналит-плагиогранитная, которые по своему вещественному составу относятся к породам М- и 1-типа.
Плагиогранитоиды М-типа наблюдаются в составе Каахемского (байсютский комплекс, Буренский массив - 536±4 млн. лет), Хамсаринского (532±3 млн. лет) и Восточно-Таннуольского (518±2 млн. лет) батолитов [Сотников и др., 2003; Руднев и др., 2002, 2004, 2006, 2008]. По петрогеохимическому составу породы этих ассоциаций имеют некоторые отличия. Плагиогранитоиды байсютского комплекса в диапазоне кремнекислотности от 67 до 74 мае. % характеризуются низкими содержаниями К,0 (0.2-0.7 мас.%) и №20 (2.4-3.0 мас.%), ЯЬ (1.1-8 г/т), Эг (106-161 г/т), Ва (98-150 г/т) Ъх (38-80 г/т), Ж(1.7-2.0 г/т), № (0.3-2.5 г/т) и 1РЗЭ (36-46 г/т) и высокими У (27-42 г/т). Характерно преобладании тяжелых лантаноидов над легкими ((1_ауУЬ)м= 0.5-0.8), наличие Ей минимума ((Еи/Еи*)ы = 0.7-0.9), а также минимумов № (Та) и Т1 на мультиэлементных спектрах (Приложение Зг). По содержанию А1203 (<15 мас.%), УЬ (3.2-3.7 г/т) они отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 4а). Изотопные параметры - еад(Т) = +6.4, (878г/865г)0 = 0.7040, аналогичны таковым более ранних островодужных плагиогранитов (Прил. 5в).
В Восточно-Таннуольском батолите, плагиограниты М-типа (518+2 млн. лет) обнаруживают более высокие содержания К^О (1.70-1.85 мас.%) и №,0 (4.3-4.54 мас.%), ЯЬ (12-17 г/т), Ва (497-572 г/т), Ъх (200-221 г/т), Ж (5.92-7.62 г/т) и ХРЗЭ (47.7-61.6 г/т) при близких концентрациях 8г (147-182 г/т) и У (36-52 г/т). По Бг-Ш изотопным параметрам (е^Т) = +6.3, (878г/868г)0= 0.7034) они не отличаются от таковых в Каахемском батолите (Прил. Зг, 4а, 5в).
К плагиогранитоидам 1-типа этого же возрастного рубежа (540-520 млн. лет) относятся породы диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциации в составе Восточно-Таннуольском батолита (522±4 млн. лет). Плагиогранитоиды характеризуются постоянным преобладанием №20 (3.15^1.18 мас.%) над К,О (0.88-1.36 мас.%) и в сравнении с породами М-типа в этом батолите имеют более высокие содержания Бг (126-291 г/т), ХРЗЭ (56.4-102.6 г/т), пониженные Ва (240-458 г/т), Ъх (39-185 г/т), Ш (2.2-5.2 г/т). Спектры распределения редких элементов и РЗЭ отличаются слабым преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми ((Ьа/УЬ)ы= 1.6-5.1), отчетливыми минимумом по Ей (Еи/Еи*)н = 0.5-0.7), № (Та), Тк По содержанию А1203 (>15 мас.%), УЪ (2.5-4.9 г/т) они отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Приложения Зг, 4А). Изотопные параметры (еш(Т) = +6.6...+6.9; (87Бг/865г)0 = = 0.7034 близки к таковым других островодужных плагиогранитоидов (Прил. 5в) [Монгуш и др., 2006; Руднев и др., 2008].
Аккреционно-коллизионный этап интрузивного магматизма в Восточной Туве охватывает возрастной диапазон 510-450 млн. лет. По масштабам проявления ран-непалеозойского интрузивного магматизма в Восточной Туве он является одним из
самых мощных (Прил. 2). На этом возрастном этапе выделяется ряд гранитоидных и габброидных ассоциаций, характеризующихся широким диапазоном вещественного состава и возраста. Результаты геохронологических (U-Pb и Ar-Ar методы) исследований позволили выделить три рубежа проявления гранитоидного и базитового магматизма: 510-500,480^70,460^*50 млн. лет.
Наиболее ранние стадии (510-490 млн. лет) аккреционно-коллизионных процессов фиксируются становлением пород зубовского габбро-монцодиорит-граносиенитового комплекса (Зубовский массив, 512±2 млн. лет) в Каахемском батолите и перидотит-пироксенит-габброноритовой ассоциации мажалыкского типа (497±2 и 488±4 млн. лет - в Хамсаринском батолите [Сотников и др., 2003; Руднев и др., 2004,2006].
Зубовский габбро-монцодиорит-граносиенитовый комплекс впервые выделен на примере одноименного многофазного массива [Ковалев, 1990]. Интрузивные образования зубовского комплекса относятся к породам А-типа и характеризуются высоким уровнем содержания Na20+K20 (3.7-9.4 мас.%), К20 (1.4-6.5 мас.%), P2Os (0.1-2.2 мас.%), Nb (24-53 г/т) и Та (0.49-1.50 г/т). По мере возрастания кремнекис-лотности (Si02 = 45-68 мас.%) наблюдается рост содержаний Rb (77-144 г/т) и ХРЗЭ (156-193 г/т), снижение Sr (570-274 г/т), Ва (760-270 г/т). Спектры распределения РЭ и РЗЭ характеризуются отчетливым преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми ((La/Yb)N = 15.9-18.4), наличием минимума по Ей ((Eu/Eu*)N = 0.7-0.8), Nb (Та) и Ti (Прил. Зз). Породы имеют низкие величины eNd(T) = +2.6 и умеренные (87Sr/86Sr)0= 0.7036 [Руднев и др., 2006, 2007] (Прил. 5в).
К более поздним интрузивным образованиям этого рубежа относятся породы диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциации I-типа, наблюдаемые в виде небольших массивов в Каахемской приразломной зоне (499+16 млн. лет [Симонов и др., 2009], Караосский массив - 490+3 млн. лет, не опубликованные данные).
Возрастной рубеж (480-470 млн. лет) гранитоидного и сопряженного с ним базитового магматизма в Восточной Туве проявился значительно шире. В Каахемском батолите к нему относятся габброиды мажалыкского перидотит-пироксенит-габброноритового комплекса (Мажалыкский массив - 484+2 млн. лет) [Изох и др., 2001; Сальникова и др., 2003; Бородина и др., 2004], а также плагиогранитоиды 1-типа раннетаннуольского диорит-тоналит-плагиогранитного (Коптинский рудный узел, 480+2 и 485±4 млн. лет соответственно) и чарашского тоналит-плагиогранитного (Теректыг-Чедерский и Байсютский массивы, 474+4 млн. лет) комплексов [Руднев и др., 2004,2006,2007; Гаськов и др., 2008]. По петрохимическому и редкоэлементному составу породы раннетаннуольского комплекса в отличие от предшествующих пла-гиогранитоидов М-типа имеют существенно более высокие содержания Na20+K_20 (3.5-6.5 мас.%) и К20 (1.0-2.1 мас.%), а также Rb (16-55 г/т), Sr (250-570 г/т), Ва (300-600 г/т), Nb (3.7-8.2 г/т), Та (0.2-0.47 г/т), Zr (73-130 г/т), Hf (0.86-4.5 г/т) и £РЗЭ (69-186 г/т). Спектры распределения РЗЭ свидетельствуют о преобладании легких лантаноидов над тяжелыми и Eu-минимуме ((Eu/Eu*)N = 0.69-0.71). Для муль-тиэлементных спектров характерны минимумы по Nb (Та) и Ti (Прил. Зд). По содержанию А1203(>15 мас.%), Yb (1.3-2.0 г/т) породы отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Приложение 4Б). Результаты Sr-Nd изотопных исследований (Прил. 5в) демонстрируют значения: cNd(T) = +4.1, TNd(DM) = 0.88 млрд. лет и (87Sr/86Sr)0 = 0.7036-0.7043.
Интрузивные образования чарашского тоналит-плагиогранитного комплекса в отличие от плагиогранитоидов раннетаннуольского комплекса имеют более высокие содержания К20 (1.4-2.5 мас.%), Na20+ К20 (5.0-7.2 мас.%), Rb (20-47 г/т), Sr (330740 г/т), Hf (2.1-3.2 г/т) и меньшие - Nb (0.7-4.9 г/т), Y (7.0-16.8 г/т) и ХРЗЭ (58-
75 г/т). Спектры распределения РЭ и РЗЭ свидетельствуют о преобладании легких лантаноидов над тяжелыми ((La/Yb)N = 17.0-32.5), присутствии минимумов по Ей ((Eu/Eu*)n = 0.6-1.1), Nb (Та) и Ti (Приложение ЗЕ). По содержанию А1203 (>15 мае. %), Yb (0.43-0.90 г/т) они сопоставляются с плагиогранитам высокоглиноземистого типа (Прил. 4Б). По изотопным параметрам: eNd(T) = +3.9, TNd(DM) = 0.90 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7039-0.7042 [Руднев и др., 2007] эти породы не отличаются от плагио-гранитоидов раннетаннуольского комплекса (Прил. 5в).
На заключительном рубеже (460-450 млн. лет) раннепалеозойский интрузивный магматизм в Восточной Туве был самым мощным. В Каахемском батолите он начается со становления пород перидотит-пироксенит-габброноритовой ассоциации Шуйского массива (449±4 млн. лет; неопубликованные данные A.A. Монгуш, А.В Травина) и прорывающими их гранитоидами 1-типа - позднетаннуольского диорит-тоналит-плагиогранитного (451 ±6 млн. лет) и сархойского гранодиорит-гранитного (Бреньский и Байбалыкский массивы - 450±5 млн. лет) комплексов [Козаков и др., 1998, 1999; Руднев и др., 2004,2006, 2008]
По составу породы позднетаннуольского комплекса практически не отличаются от раннетаннуольского, за исключением более низких содержаний Zr (20-109 г/т) и Hf (0.9-3.1 г/т). По содержанию А1203 (>15 мас.%) и Yb (1.3-2.0 г/т) они также отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. Зд, 4Б). Изотопные характеристики пород позднетаннуольского комплекса - cNd(T) = +3.3...+3.4), TNd(DM) = 0.92-0.93 млрд. лет), (87Sr/86Sr)0 = 0.7037-0.7048 также близки к раннетаннуольским (Прил. 5в).
Породы сархойского гранодиорит-гранитного комплекса [Телешев, 1981; Ковалев и др., 1983; Руднев и др., 2004, 2006], впервые были выделены на основании их сходства с гранитоидами сархойского комплекса в Восточной Саяне [Митрофанов и др., 1962]. В эволюционном ряду от гранодиоритов к гранитам (Si02 = 65-77 мае. %) наблюдается возрастание K20+Na20 (6.5-8.4 мае. %), К20 (2.3-5.4 мае. %), снижение концентраций Sr (588-155 г/т), Ва (2700-608 г/т), Y (32.7-13.7 г/т), Zr (228-77 г/т), Hf (5.8-2.5 г/т). Спектры распределения РЗЭ свидетельствуют о преобладании легких лантаноидов над тяжелыми, наличии минимума по Ей (ЕРЗЭ = 100-206 г/т; (La/Yb)N = 7.7-13.3; Eu/Eu*N = 0.6-0.9). На спайдер-диаграммах отмечаются минимумы по Nb (Та) и Ti (Прил. Зж). По своему вещественному составу и возрасту они близки с гранитоидами сархойского комплекса Ихе-Хайгасского массива, расположенного в пределах Тувино-Монгольский микроконтинента в Восточном Саяне [Кузьмичев, 2004]. Sr-Nd изотопные исследований (Прил. 5в) гранитоидов сархойского комплекса демонстрируют следующие значения: Бреньский плутон - sNd(T) = +1.7, TNd(DM) = 1.06 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7046-0.7068, Байбалыкский массив - sNd(T) = = + 0.5, TNd(DM) =1.16 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7051 [Козаков и др., 2003; Руднев и др., 2004, 2006, 2007], что свидетельствуют об их отличии от позднетаннуольских.
В Восточно-Таннуольском батолите на этом возрастном уровне произошло формирование пород диорит-тоналит-плагиогранитной и тоналит-плагиогранитной ассоциаций. Первая ассоциация имеет наиболее широкое развитие и характеризуется ярко выраженной гнейсовидностью. U-Pb возраст циркона из диоритов и кварцевых диоритов этой ассоциации составляет 450±5 и 457±3 млн. лет соответственно [Козаков и др., 1999; Руднев и др., 2008, 2009]. По петрогеохимическому составу породы диорит-тоналит-плагиоранитной ассоциации практически не отличаются от близких по возрасту плагиогранитоидов позднетаннуольского комплекса в Каахемском батолите, за исключение более низких содержаний Nb (2.7-5.6 г/т), Та (0.20-0.30 г/т) и ТЮ2 и повышенных Y (15.4-31.9 г/т). Для них характерны преобладание легких лантаноидов над тяжелыми (1РЗЭ = 67-152 г/т; (La/Yb)N= 4.2-5.3), минимумы по Ей
((Еи/Еи*)м= 0.7-0.8), N1) (Та) и Ти По содержанию А1203(>15 мас.%), УЬ (1.7-3.3 г/т) и Ей они относятся к плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 46). Породы имеют следующие изотопные параметры - е(4а(Т) = +5.8, Тм(ОМ) = 0.72 млрд. лет, (878г/868г)0 = 0.7039 (Прил. 5в).
Более поздняя тоналит-плагиогранитная ассоциация (~450 млн. лет) имеет меньшее развитие и представлена небольшими интрузиями и жильными телами с характерным для них массивным обликом. По петрогеохимическим характеристикам она практически не отличается от пород предшествующей ассоциации, за исключением более низких У (3.4-10.4 г/т), № (1-3.8 г/т), Та (0.02-0.18 г/т) и ХРЗЭ (26-78 г/т). Спектры распределения РЭ и РЗЭ свидетельствуют о более значительном преобладании легких лантаноидов над тяжелыми ((Ьа/УЬ)к = 9.1-19.0), экстремумов по Ей ((Еи/Еи*)ы = 0.9-2.2) и наличии минимумов по № (Та) и Ть В отличие от предшествующей ассоциации, по содержанию А1203 (>15 мас.%), УЬ (0.55-0.87 г/т) они относятся к плагиогранитам высокоглиноземистого типа (Прил. Зе, 46).
Глава 7. РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИЕ ИНТРУЗИВНЫЕ АССОЦИАЦИИ ОЗЕРНОЙ ЗОНЫ ЗАПАДНОЙ МОНГОЛИИ
Озерная зона Западной Монголии имеет юго-восточное простирание и является продолжением Таннуольской островной дуги Восточной Тувы. На востоке она граничит с Дзабханским микроконтинентом, на западе - по глубинному разлому с каледонскими комплексами Кобдинского террейна (аккреционная призма) Монгольского Алтая и Южно-Монгольского террейна (Прил. 1, 2). Этот пояс характеризуется широким развитием офиолитовых и островодужных осадочно-вулканогенных комплексов, в целом мафитовым профилем и пониженными мощностями земной коры по сравнению с сопредельными территориями Хангайского нагорья и Монгольского Алтая [Тектоника..., 1974]. Геологические, геохимические и изотопные исследования офиолитовых и осадочно-вулканогенных комплексов Озерной зоны позволили установить их возраст (570-545 млн. лет) и островодужную природу большей части вулканитов [Коваленко и др., 1996,2004,2005; Гибшер и др., 2001; Ярмолюк и др., 2003; Ковач и др., 2005; Эе^ипоу е1 а1., 2001 и др.]. Среди них можно выделить базальты юных (спилит-диабазовые толщи, -570 млн. лет) и зрелых (базальт-андезитовые и андезитовые толщи, ~545 млн. лет) энсиматических островных дуг, которые слагают отдельные тектонические пластины.
Раннепалеозойский интрузивный магматизм структурах Озерной зоны по масштабам своего развития существенно уступает таковому в Таннуольском сегменте (Прил. 1,2). Тем не менее на всем его протяжении (более 800 км) выделяется несколько очаговых ареалов интрузивного магматизма, удаленных друг от друга более чем на 100 км. Выделяется три крупных очаговых ареала: Харанурский, Хиргиснурский и Бумбатхаерханский, которые представляют собой сближенные в пространстве и во времени гранитоидные и габброидные массивы, в совокупности образующие крупные полихронные плутоны.
Среди интрузивных пород основного состава, наблюдаемые в том или ином очаговом ареалах Озерной зоны, выделяются расслоенные высокоглиноземистые низкотитанистые перидотит-габбровые ассоциации хиргиснурского комплекса (£,) [Габброидные...,1990; Хаин, Амелина, Изох, 1995; Изох и др., 1998]. Гранитоиды в этих ареалах составляют основной объем. На ранних этапах исследования гранитоидные ассоциации, участвующие в строении тех или иных плутонов, относили к тохто-геншильскому диорит-тоналит-плагиогранитному комплексу (С,). Однако, результаты исследований показали, что этот комплекс расчленяется на ряд самостоятельных
плагиогранитоидных ассоциаций, фомирование которых происходило в возрастном диапазоне 550-450 млн. лет и отвечало различным геодинамическим обстановкам.
Харанурский ареал интрузивного магматизма наиболее изучен на примере одноименного плутона (~400 км2), расположенного в центральной части Озерной зоны. Плутон имеет полихронное строение, и в его составе выделяются четыре интрузивные ассоциации (от ранних к поздним): перидотит-пироксенит-анортозит-габброноритовая, отвечающая хиргиснурскому комплексу (Дзабханский массив), диоритовая, тоналит-плагиогранитная и диорит-гранодиорит-гранитная [Кравцев и др., 1989; Габброидные..., 1990; Руднев и др., 2007, 2009]. С островодужным этапом в Харанурском ареале связано формирование пород хиргиснурского перидотит-пироксенит-габброидного комплекса, диоритовой и тоналит-плагиогранитной ассоциаций (Прил. 1).
Интрузивные образования диоритовой ассоциации прорывают габброи-ды Дзабханского массива и в свою очередь интрудируются породами тоналит-плагиогранитной ассоциации. 11-РЬ изотопный возраст циркона из кварцевых диоритов этой ассоциации составляет 529±6 млн. лет [Руднев и др., 2007, 2009]. Анализ петрохимического состава пород свидетельствует, что по мере возрастания крем-некислотности (50-61 мае. %) наблюдается увеличение содержаний Кта20 (3.714.48 мас.%) при постоянных К20 (0.11-0.19 мас.%). Породы характеризуются низкими содержаниями Ю> (44—4.7 г/т), Ва (76-106 г/т), ЕРЗЭ (24-36 г/т) и высокими Бг (516-648 г/т). Содержания высокозарядных элементов в породах варьируют в широком диапазоне: У (5.8-10.8 г/т), № (0.14-4.93 г/т), Та (0.10-0.51 г/т), 7х (12-48 г/т), Ж (0.3-1.29 г/т). Спектры распределения редких элементов и РЗЭ демострируют слабое преобладание легких лантаноидов над тяжелыми ((ЬаУУЬ)|ч|=1.1-5.8), наличие экстремумов по Ей ((Ей/Ей*),,=0.9-1.4) и минимумов по Мэ (Та), 7х, Ш (Прил. 36). Породы этой ассоциации имеют высокие еш(Т) = +7.9 и низкие (875г/868г)0= 0.7037 (Прил. 5г).
Возраст пород тоналит-плагиогранитной ассоциации Харанурского плутона, определенный и-РЬ методом по циркону из плагиогранитов, составляет 531±10 млн. лет [Руднев и др., 2007, 2009]. Породы комплекса отвечают гранитоидам 1-типа. С ростом БЮ., (68-74 мас.%) наблюдается повышение содержаний К20 (0.37-0.70 мас.%), №20 (4.30-5.60 мас.%), Ва (178-472 г/т) и снижение Бг (647-425 г/т). Они характеризуются низкими концентрациями У (2.1-5.3 г/т), 7х (68-34 г/т), И (1.11.8 г/т), № (0.5-1.4 г/т), Та (0.07-0.16 г/т) и 1РЗЭ (7.5-21.4 г/т). Для распределения редких и редкоземельных жлементов характерно умеренное преобладание легких лантаноидов над тяжелыми ((Ъа/УЪ^ЗЛ-П^), разнонаправленные Ей аномалии ((Еи/Еи*)м=0.7-1.8), минимумы № (Та), Т1 и максимумы по 7х, Ш и 8г (Прил. Зв). По содержанию А1205(> 15 мас.%) и УЪ (0.19-0.68 г/т) они отвечают плагиогранитоидам высокоглиноземистого типа (Прил. 4А). Породы этой ассоциации имеют высокие е^СГ) = +7.4, низкие (875г/868г)0= 0.7039 и Тш(ОМ) = 0.65 млрд. лет (Прил. 5г).
С аккреционно-коллизионным этапом в Харанурском плутоне связано образование пород диорит-гранодиорит-гранитной ассоциации (Прил. 2). Возраст пород определен 11-РЬ методом по циркону из гранитов главной фазы и составляет 459±10 млн. лет [Руднев и др., 2007, 2009]. По петрогеохимическому составу породы этой ассоциации относятся к гранитоидам 1-типа. По мере увеличения кремнекислотности пород (5476 мас.%) происходит рост содержания К20 (0.67-4.55 мас.%), №20 (3.32-4.63 мас.%), Юэ (22-116 г/т), Ва (397-767 г/т) и снижение 5г (394-187 г/т), У (16.4-10.9 г/т). Содержания высокозарядных элементов варьируют в широком диапазоне (7.x 71-140 г/т, Ш 2.1-5.3 г/т, № 1.3-9.7 г/т, Та 0.03-0.67 г/т) даже в породах близкой кремнекислотности и не обнаруживают каких-либо закономерностей. Содержания и спектры распределения редких элементов и РЗЭ демонстрируют слабое преобладание легких лантаноидов
над тяжелыми (ХРЗЭ 59-116 г/т; (ЪаЛЪ)ы=2.1-10.7), наличии минимума по Ей ((Ей/ Еи*)м = 0.6-0.9), № (Та), Т1 (Прил. Зж). Породы этой ассоциации обнаруживают более низкие значения сга(Т) = +5.1, более древний Ш-модельный возраст (Тм(ОМ) = = 0.74 млрд. лет) и более высокие отношения (878г/86Бг)0= 0.7096 в сравнении с породами предшествующих ассоциаций (Прил. 5г).
Хиргиснурский ареал интрузивного магматизма расположен в северной части Озерной зоны. В этом очаговом ареале выделяются Шаратологойский (>240 км2) и Хиргиснурский (~200 км2) плутоны и серия мелких массивов (Айрыгнурский и другие). Вмещающими породами для них служат островодужные вулканогенно-осадочные отложения дегандельской, цольулинской и тоглоинской свит (У-С,) [Маркова и др., 1972; Гранитоидные..., 1975].
В строении Шаратологойского плутона выделяются три интрузивные ассоциации (от ранних к поздним): перидотит-пироксенит-анортозит-габброноритовая "хир-гиснурского типа" (массив Хара-Чулу и его сателлиты), тоналит-плагиогранитная и диорит-тоналит-плагиогранитная [Поляков и др., 1984; Габброидные..., 1990; Руднев и др., 2007, 2009]. К островодужным гранитоидам в Шаратологойском плутоне относятся породы тоналит-плагиогранитной ассоциации. Возраст пород этой ассоциации по данным И-РЬ изотопного датирования циркона из тоналитов составляет 5)9+8 млн. лег. По петрогеохимяческому составу породы тоналит-плагиогранитной ассоциации отвечают гранитоидам 1-типа и характеризуются низкими содержаниями К20 (0.7-2.4 мас.%) ЯЬ (17-52 г/т), широкими вариациями Ва (405-875 г/т), Бг (223607 г/т), № (1.51-5.0 г/т), Та (0.1-0.44 г/т), У (8.1-15,7 г/т), Ъх (69-239 г/т), ГО(2.2-6.0 г/т) и ЕРЗЭ (38-82 г/т). Для пород установлено преобладание легких лантаноидов над тяжелыми ((Ьа/УЬ)к=2.9-8.8, слабые Ей аномалии ((Еи/Еи*)м=0.8-1.2), отрицательных аномалии по N6 (Та), Т1 и положительные по Ъг, Ш и 8г (Прил. Зд). Породы этой ассоциации по индикаторным элементам (А1203 <15 мас.% и УЬ 0.91-1.41 г/т) отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. 4а). Изотопные параметры этих пород - еш(Т) = +6.5...+6.6, ТШ(БМ) = 0.70-0.73 млрд. лет, (878г/868г)0 = = 0.7038-0.7039) являются типичными для плагиогранитоидов островодужного этапа (Приложение 5г).
С аккреционно-коллизионными обстановками в Шаратологойском и Хиргиснурском плутонах связывается формирование пород диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциации 1-типа. Возраст пород этих ассоциации, определенный и-РЬ методом по циркону из тоналитов, составляет 495±10 и 495±2 млн. лет [Коваленко и др., 2004; Ковач и др., 2004; Руднев и др., 2007, 2009]. Между породами этой ассоциации в двух плутонах устанавлены как сходство, так и отличие. Породы имеют близкие содержания К,0 (0.25-2.3 мас.%), Ыа20 (3.4-4.3 мас.%) и ЯЬ (6-36 г/т), но существенно различаются по концентрациям высокозарядных и ряда других элементов. Породы Шаратологойского плутона имеют более высокие содержания №> (0.5-6.9 г/т), Та (0.1-1.48 г/т), У (23.8-59,2 г/т), Ъх (91-311 г/т), Ш (2.6-9.2 г/т) и ХРЗЭ (67-88 г/т) и пониженные Бг (92-364 г/т) и Ва (134-487 г/т), в отличие от пород Хиргиснурского плутона - № (0.5-1.1 г/т), Та (0.07—0.11 г/т), У (4.4-8.3 г/т), Ъх (78-118г/т), Ж (2.6-4.1 г/т) и 1РЗЭ (40-62 г/т), Бг (818-995 г/т), Ва (308-499 г/т). Спектры распределения РЗЭ в породах Шаратологойского плутона обнаруживают незничительное преобладание легких лантаноидов над тяжелыми ((Ьа/УЬ)м= 0.9-2.9) и ярко выраженного Ей минимума ((Еи/Еи*)м = 0.4-0.7). По содержанию А1203 (<15 мас.%) и УЬ (2.16-5.63 г/т) они соответствуют плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Прил. Зд, 46). Напротив, породы Хиргиснурского плутона характеризуются резким преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми ((Ьа/УЬ)к=10.4-22.0) и слабыми Ей аномалиями ((Еи/Еи*)Г4=0.9-1.2), а по содержанию А1203(> 15 мас.%) и
Yb (0.26-0.57 г/т) отвечают плагиогранитоидам высокоглиноземистого типа (Прил. Зе, 46). По изотопным параметрам (cNd(T) = +6.6, (87Sr/86Sr)0= 0.7040) породы диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциации Шаратологойского плутона не отличаются от ранней осторовужной ассоциации этого же интрузива (Прил. 5г).
Глава 8. КОРРЕЛЯЦИЯ РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ГРАНИТОИДНЫХ АССОЦИАЦИЙ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ И ОЗЕРНОЙ ЗОНЫ ЗАПАДНОЙ МОНГОЛИИ: этапы, масштабы, вещественный состав, источники и геодинамические условия формирования
Результаты исследований раннепалеозойских гранитоидных батолитов АССО и Западной Монголии показали, что они имеют полихронное строение [Владимиров и др., 1999; Руднев и др., 2004, 2006, 2008, 2009 и др.]. В их контурах совмещены транитоидные и габброидные ассоциации, отличающиеся друг от друга по набору петрографических групп пород, петрогеохимическим характеристикам, возрасту и геодинамическим условиям формирования. Эти обстоятельства до сих пор служили причиной неоднозначности и противоречивости корреляционных схем при тектоническом районировании и геокартографировании. Обобщение имеющихся геохронологических данных (U-Pb, Ar-Ar, Sm-Nd, Rb-Sr методы) по гранитоидным и габбро-идным ассоциациям [Лебедев и др., 1993; Костицын и др., 1989; Бибикова и др., 1990; Рублев и др., 1992, 1995; Коваленко и др., 1996, 2004; Владимиров и др., 1996, 1999; Ковалев и др., 1997; Макрыгина и др., 1999; Кузьмичев., 2000; Козаков и др., 1998, 1999, 2002, 2003; Рублев, 2001; Гибшер и др., 2001; Бабин и др., 2001; Владимиров и др., 2002, 2004, 2005, 2006; Летникова и др., 2002; Pfander et al., 2002; Гладкочуб и др., 2002, 2004; Донская и др., 2003; Ярмолюк и др., 2003, 2006; Сальникова и др., 2003; Изох и др., 2001, 2007; Мехоношин и др., 2004; Ковач и др., 2004, 2008, 2009; Врублевкий и др., 2003,2009; Ножкин и др., 2005; Бараш и др., 2005; Крук и др., 2005, 2007; Руднев и др., 2004,2005,2006,2008,2009; Шелепаев, 2006; Хромых, 2006; Мон-гуш и др., 2006,2009; Юдин, 2008 и др.] позволило установить, что их формирование происходило в диапазоне времени от 570 до 440 млн. лет (рис. 1). В этом возрастном интервале выделяется нескольких рубежей гранитоидного и базитового магматизма, отражающих смену геодинамических обстановок формирования от островодузкной: 570-560 и 550-520 млн. лет к аккрециионно-коллизионной: 510-490, 480-470, 460450 млн. лет. Установлено, что гавные пики интрузивного магматизма коррелируют с региональными геологическими событиями, зафиксированными на Алтае, Салаире, Кузнецком Алатау и Туве и в других регионах Центральной Азии [Берзин и др., 1994; Эволюция..., 2008]. В большинстве случаев пики максимального проявления магматизма совпадают как с этапами орогении, установленными в этих регионах по угловым и структурным несогласиям, покровообразованию, наличию грубообломочного материала и конглометатов, так и с резкой сменой характера вулканической активности и палеобиоты, и тем самым наглядно свидетельствуют о резкой смене палеогео-динамических обстановок формирования - от островодужной (V-G,) к аккреционно-коллизионной (£3-0).
Островодужный этап гранитоидного магматизма (570-520 млн. лет) отвечает той стадии эволюции ЦАСП, когда повсеместно проявились процессы образования многочисленных внутриокеанических островных дуг, задуговых бассейнов, океанических лавовых плато и островов [Ярмолюк и др., 2003, 2006]. Гранитоидные и габброидные ассоциации, формировавшиеся на этом этапе, в отличие от аккреционо-коллизионного, имеют слабое развитие. Они представлены небольшими массивами, расположенными в различных сегментах венд-раннекембрийских вулканических
(А)
Грянитоилнмй и базитовый магмиюч
OtyWVWlJth'.WrlrhlJl JlflilJl .4AH'»»'UUfW(JVi).mtlUHrfJHNPJU HltÜH
Рис. 1. Рубежи ран-
I I I Ou-Pb
непалеозойского интрузивного магматизма в АССО и Западной Монголии:
95.8% 95.5% 96 J% П Ar-Ar
А - периодичность
ю
о
5
формирования раннепалео-зойских гранитоидных батолитов АССО и Западной Монголии. Использованы результаты U-Pb (цирконы) и Ar-Ar (амфиболы, слюды) изотопного датирования гранитоидных и габброидных ассоциаций. N - количество аналитических данных, цифрами над стрелками показан процент довери-
(Б)
Бшговый MirMtfi'HiM
N 15-1
ю- (К^г)
о
5
П-гЛтЛп гГп гл
510 500 490 4S0 470 4«! 450 440 430 млн лет
тельного уровня значимости
минимумов, рассчитанных по критерию проверки на унимодальность [Белоусов, 1967]; Б -периодичность формирования раннепалеозойского базитового (ультрамафит-мафитового, щелочного и щелочно-габброидного) магматизма АССО и Западной Монголии.
поясов островодужного типа (Алатауский, Алтае-Северосаянский, Таннуольский и Озерный). В каждом из этих сегментов палеоостроводужной системы, выделяется несколько очаговых ареалов интрузивного магматизма, которые удаленны друг от друга более чем на 100 км (рис.), что характерно и для современных островных дуг (Прил. 1).
На островодужном этапе выделяется два рубежа гранитоидного и тесно сопряженного с ним габброидного магматизма: 570-560 и 550-520 млн. лет (см. рис. 1). На обоих возрастных уровнях габброиды являются более ранними, чем гранитоиды, а по объему существенно уступают последним. По вещественному составу габброиды представлены породами перидотит-пироксенит-габброноритовой ассоциаций, а гранитоиды - диорит-тоналит-плагиогранитной, тоналит-плагиогранитной и плагио-гранитной ассоциациациями.
Плагиогранитоидные ассоциации островодужного этапа по петрогеохимиче-ским особенностям соответствуют М- и I-типам гранитов. Последние в соответствии с рекомендациями [Арт, 1983] разделяются на низко- и высокоглиноземистые (Прил. За-в, 4а). Это разделение плагиогранитоидов отражает две контрастные (в первую очередь по давлению) обстановки формирования плагиогранитных магм: высокоглиноземистые плагиогранитоиды характеризуются А1203> 15%, Yb< 1.2 г/т и низкими содержаниями тяжелых РЗЭ; их формирование связывается с плавлением метаба-зитов при Р>15 кбар в равновесии с гранатсодержащими реститами; низкоглинозёмистые плагиогранитоиды, обладающие Al203<15%, Yb>1.2 г/т, формируются за счет плавления метабазитов при Р<8 кбар в равновесии с плагиоклазсодержащими реститами.
Плагиогранитоидные ассоциации М-типа в АССО и Озерной зоне Западной Монголии имеют ограниченное развитие. Среди них выделяются диорит-тоналит-плагиогранитная и тоналит-плагиогранитная ассоциации. Плагиограниты М-типа вендского возраста установлены только в Таннуольской островной дуге (Коптинский массив - 562±4 млн. лет, eN<|(T) = +6.5, (87Sr/86Sr)0= 0.7041-0.7046) и Агардагской шов-
Рис. 2. Диаграмма eNd(T) - Модельный возраст для раннепалеозойских грани-тоидов АССО и Западной Монголии:
А - диорит-тоналит-плагиогранитные ассоциации островодужного этапа (57052021 млн. лет): 1 - высокоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации, 1-тип, 2-3- низкоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации М- и I-типов; Б - гранито-идные ассоциации аккреционно-коллизионного этапа (510-450 млн. лет): 1-2 - диорит-тоналит-плагиогранитные ассоциации, 500-450 млн. лет (1 - высоко- и низкоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации (М- и 1-типы), 2 - высоко- и низкоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации (1-тип); 3 - диорит-гранодиорит-гранитные ассоциации (1-тип, 480-450 млн. лет); 4 - интрузивные ассоциации монцонитоидной серии (А-тип, 510-480 млн. лет). Серым цветом показаны ассоциации, отвечающие по составу плагио-гранитоидам островодужного этапа, показанного на диаграмме А. Пунктиром показано поле состава гранитоидов Монголии [Коваленко и др., 1996; Jahn et al., 2000].
ной зоне (569±1 млн. лет) (рис. 2, Прил. 5). В возрастном диапазоне 550-520 млн. лет они развиты значительно шире и представлены в Алатауском островодужном поясе Кузнецкого Алатау (Тылинский массив - 532±2 млн. лет, eNd(T) = +4.7, (87Sr/86Sr)0 = 0.7043), Алтае-Северосаянском поясе Горного Алтая (Мештуерыкский массив -521±10 млн. лет), а также в Таннуольской островной дуге Восточной Тувы в составе Каахемского (Буренский массив - 536±4 млн. лет, eNd(T) = +6.4, (87Sr/86Sr)0= 0.7040) и Восточно-Таннуольского (518±2 млн. лет, sNd(T) = +6.3, (87Sr/86Sr)0= 0.7034) батолитов [Владимиров и др., 1994; Шокальский и др., 2000; Руднев и др., 2004,2005,2006, 2008). Породы этих массивов характеризуются низкими содержаниями щелочей и К20, Rb, Ва, Zr, Hf и РЗЭ с преобладанием тяжелых лантаноидов над легкими или близким их соотношением, минимумом по Eu, Nb (Та) и Ti, что позволяет предполагать присутствие субдукционной компоненты в области магмогенерации. По содержанию А1203(<15 мас.%) и Yb (>1.2 г/т) они отвечают плагиогранитоидам низкоглиноземистого типа (Приложение За, 4а), формирование которых связано с частичным плавлением метабазитов островодужной системы (при Р< 8 кбар) в равновесии с Р1+СРх+Орх или НЬ+Р1±Срх±Орх реститом.
Низкоглиноземистые плагиогранитоиды I-типа являются одними из самых распростаненных. Среди них выделяются породы диорит-тоналит-плагиогранитной и тоналит-плагиогранитной ассоциаций. По данным изотопного датирования их становление происходило в возрастном интервале 530-520 млн. лет, т.е. на поздних стадиях формирования островодужной системы. Они образуют крупные мезо- и ги-пабиссальные массивы и плутоны в Алтае-Северосаянской островной дуге Запад-
ного Саяна (Енисейский и Табатский плутоны - 524±2 млн. лет, eNd(T) = +6.1...+4.9, TNd(DM) = 0.77-0.65 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7042), в Озерной дуге Западной Монголии (Шаратологойский плутон - 519+8 млн. лет, eNd(T) = +6.6...+6.5, TNd(DM) = = 0.73-0.70 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7039-0.7038) и Таннуольской дуге в Восточной Туве (Восточно-Таннуольский батолит - 522+4, млнн. лет, £Ш(Т) = +6.6, (87Sr/86Sr)0 = = 0.7037; Хамсаринский батолит - 532+3 млн. лет) [Сотников и др., 2003; Руднев и др., 2003, 2005, 2006, 2008, 2009]. Они имеют более высокие содержания Sr, 1РЗЭ, более низкими Ва, Zr, Hf, чем плагиогранитоиды М-типа (Приложение ЗБ). Породы характеризуются преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми, минимумом по Eu (Nb), Та и Ti, что также позволяет предполагать участие субдукционных источников в магмогенерации. Судя по содержанию А1203 (< 15 мас.%), Yb (>1.2 г/т) формирование низкоглиноземистых плагиогранитов I-типа связано с плавлением метабазитов при Р<8 кбар в равновесии с Hb+Pl+Cpx+Opx реститом (см. рис. 2, Прил. 4а, 5).
Высокоглиноземистые плагиогранитоиды I-типа по масштабам развития уступают низкоглиноземистым. В Озерной островной дуге они отмечаются в Бум-батхаерханском (551+11, 535+6 и 525+10 млн. лет) и Харанурском (531+10 млн. лет, eJT) = +7.4, TNd(DM) = 0.65 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0= 0.7037-0.7039) плутонах, в Алтае-Северосаянском островодужном поясе Горной Шории - в составе Кштинского массива (545+4 млн. лет, sNd(T) = +7.5, TNd(DM) = 0.66 млрд. лет) (Прил. 56, г). В сравнеии с низкоглиноземистыми разностями высокоглиноземистые плагиогранитоиды 1-типа характеризуются более высокими содержаниями щелочей, KjO, А1203, Sr, легких РЗЭ и более низкими Ti02, MgO, Rb, Zr, Hf, Y и тяжелых РЗЭ, наличием отрицательных аномалий по Nb, (Та) и Ti (Приложение Зв). Содержание А1203 (>15 мас.%) и Yb (<1.2 г/т) указывает, что формирование высокоглиноземистых плагиогранитов 1-типа связано с плавлением метабазитов при Р> 15 кбар, в равновесии с Hb+CPx+Pl+Gar реститом (Прил. 4а). Исходя из условий магмаобразования можно предполагать, что исходные расплавы формировались при плавлении метабазитов погружающейся в зоне субдукции океанической плиты. Об этом свидетельствует и сходство плагиограни-тоидов по индикаторным параметрам с высоко кремнистыми адакитами современных островных дуг (Прил. 4а) [Martin et al., 2005]. На плавление источника типа NMORB указывают величины eNd(T) +7.9...+7.4 плагиогранитов (см. рис. 2, А).
Выделенные на островодужном этапе в АССО и Озерной зоне Западной Монголии высо- и низкокоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации I-типа и их тесная взаимосвязь с одновозрастными габброидами позволяет выделить две парные индикаторные ассоциации [Руднев и др., 2007,2009]: а) низкотитанистых высокоглиноземистых ультрабазит-базитов и высокоглиноземистых тоналит-плагиогранитов, характерные для осевых частей глубоко эродированных островодужных террейнов; б) высокотитанистых высокоглиноземистых ультрабазит-базитов и низкоглиноземистых тоналит-плагиогранитов, типичных для тыловых частей островодужных систем [Изох, Туркина, Поляков, 2003].
Результаты Sr-Nd изотопных исследований островодужных плагиогранитоид-ных ассоциаций АССО и Озерной зоны Западной Монголии позволяют разделить их на три группы (см. рис. 2). В первую группу попадают плагиогранитоиды высокоглиноземистого типа Харанурского плутона в Озерной зоне Западной Монголии и Кштинского массива в Горной Шории с максимальными величинами cNd(T) +7.9.. .+7.4, близкими к деплетированной мантии, модельными возрастами TNd(DM) 0.66-0.65 млрд. лет и (87Sr/86Sr)0 0.7037-0.7039. Ко второй группе относятся низкоглиноземистые плагиограниты М- и I-типов Таннуольской островной дуги Восточной Тувы (Каа-хемский и Восточно-Таннуольский батолиты) и Озерной зоны Западной Монголии (Шаратологойский плутон). От плагиогранитоидов первой группы они отличаются
более низкими значениями eNd(T) = +6.6.. .+6.3, более древним Nd-модельным возрастом (TNd(DM) = 0.73-0.70 млрд. лет), при близком изотопном составе Sr ((87Sr/86Sr)0 = = 0.7034-0.7046). Эти данные могут свидетельствовать о большем вкладе корового материала в области магмогенерации или ином составе метабазитового источника расплавов. Изотопные данные в совокупности с геохимическими особенностями (минимумы Nb, Та и Ti), позволяют предполагать, что источником их расплавов могли служить метабазиты островодужной системы. На участие пород субдукционного генезиса в формировании плагиогранитоидов этой группы указывают их сходство по Nd-изотопным параметрам с пространственно ассоциирующими островодужны-ми вулканитами (eNd(T) = +8.7...+5) [Ярмолюк и др., 2002; Ковач и др., 2004, 2005; Монгуш и др., 2006; Крук и др., 2010]. В третью группу входят низкоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации М- и 1-типа Алтае-Северосаянского (Енисейский и Табатский плутоны) и Алатауского (Тылинский массив в Кузнецком Алатау) поясов островодужного типа, которые характеризуются более низкими значениями eNd(T) +4.7...+4.9, более древним модельным возрастом (TNd(DM) = 0.85 млрд. лет) и повышенными (87Sr/86Sr)0 = 0.7042-0.7043. Изотопные данные в совокупности с геохимическими особенностями позволяют предполагать, что их формирование, также связано с плавлением островордужных метабазитов возможно при прогрессирующей добавке корового (осадочного) материала.
В целом изотопные характеристики (sNd(T) = +7.9...+4.7, TNd(DM) = 0.650.85 млрд. лет) и 87Sr/86Sr = 0.7034-0.7046) островодужных (570-520 млн. лет) пла-гиогранитоидных ассоциаций АССО и Западной Монголии указывают на относительную однородность и доминирование ювенильных и/или мафических источников расплавов. Вместе с тем, выделение трех групп гранитоидов и вариации их изотопных параметров наглядно свидетельствует об изменении состава магмогенерирую-щих субстратов (от NMORB к островодужным) и/или увеличении вклада корового материала.
Аккреиионно-коллизионнй этап интрузивного магамтигма ЦАСП прослеживается в возрастном интервале 510-440 млн. лет (рис. 2, А, Прил. 2). В этом возрастном диапазоне неопротерозойские и венд-раннекембийские структуры были во влечены в аккреционно-коллизионные процессы, которые привели к сочленению островных дуг, задуговых бассейнов, океанических островов и микроконтинентов, а также складчатости и тектоническому покровообразованиию, региональному высокоградиентному метаморфизму и синколлизионному (базитовому и гранитоидному) магматизму и завершились образованием складчатой области или каледонского су-пертеррейна с ювенильной континентальной корой [Zhao et al., 1993; Берзин и др., 1994; Коваленко и др., 1996; Владимиров и др., 1999; Ярмолюк и др., 2000, 2002; Ковач и др., 2008]. Процесс образования каледонских структур сопровождался масштабным гранитообразованием, тесно взаимосвязанным с субсинхронным базито-вым магматизмом (см. рис. 2Б). В результате неоднократного проявления базитового магматизма и последующего вслед за ним масштабного гранитобразования в ран-некаледонских структурах АССО и Западной Монголии произошло формирование крупных сложно построенных батолитов.
В раннекаледонских структурах АССО и Западной Монголии выходы позднекембрийских-ордовикских гранитоидных батолитов отчетливо разделяются на северный Алтае-Кузнецко-Батеневский (Кузнецкий Алатау, Батеневский кряж, Горный Алтай) и южный Тувино-Монгольский (Восточная Тува, Восточный Саян и Западная Монголия) мегаареалы, разделенные Западным Саяном (Прил. 2) [Руднев и др., 2004]. В целом отмечается пространственная корреляция гранитоидов с аккреционно-коллизионными орогеническими поясами, которые возникли, как
предполагается, в результате косой коллизии двух типов: "дута-палеоокеанические террейны", "дуга-микроконтинент" [Моссаковский и др., 1993; Берзин и др., 1994; Шенгер и др., 1994]. К первому типу относится Алтае-Кузнецко-Батеневский мегаа-реал, возникший в результате столкновения Алтае-Северосаянской и Алатаусской островных дуг с позднерифейско-раннекембрийским палеоокеаническими поднятиями (палеосимаунтами), фрагменты которых ныне сохранилась в виде отдельных ан-тиклинорных структур. Ко второму типу относится Тувино-Монгольский мегаареал, возникший в результате коллизии Таннуольской и Озерной островных дуг с Тувино-Монгольским микроконтинентом [Берзин и др., 1994; Козаков и др., 2002; Ярмолюк и др., 2003]. В том и другом случаях это привело к широкомасштабныму гранитообра-зованию, которое невозможно объяснить без привлечения мантийного источника. В пользу этого предположения свидетельствуют одновозрастность базитовых и кислых магм, наличие даек лампрофиров (спессартитов, камптонитов, мончикитов), а также присутствие карбонатитовых, щелочногабброидных и пикрит-базальтовых ассоциации с Pt минерализацией Урало-Аляскинского типа [Владимиров и др., 1999; Изох и др., 2001, 2002, 2007; Врублевский и др., 2003, 2009; Руднев и др., 2004]. Учитывая вышесказанное, необходимо признать, что в пределах АССО и Озерной зоны Западной Монголии масштабное гранитообразование (63-0) может быть реализовано при одновременном воздействии двух факторов: плейт-тектонического (косая коллизия) и плюм-тектонического (Северо-Азиатский суперплюм или серия плюмов, горячих точек) [Добрецов, 2003, Ярмолюк и др., 2003,2006].
Результаты обобщения геологических и геохронологических (U-Pb, Ar-Ar, Sm-Nd и Rb-Sr изотопные методы) исследований гранитоидных батолитов АССО и Западной Монголии (северный и южный мегаареалы) позволил установить, что в возрастном диапазоне от 510 до 440 млн. лет (Прил. 2) выделяется три основных рубежа интрузивного (базитового и кислого) магматизма: 510—490, 480-470, 460-440 млн. лет [Руднев и др., 2002,2004]. Обращает на себя внимание, что выделенные ритмы (максимумы гранитобразования) закономерно отстоят друг от друга на 25±5 млн. лет. Анализ рубежей интрузивного магматизма северного и южного мегаареалов, а также масштабы их проявления, позволил выявить некоторые закономерности.
В Алтае-Кузнецко-Батеневско-Саянском (северном) мегаареале формирование гранитоидных батолитов охватывает возрастной интервал от 510 до 440 млн. лет, при этом устанавливаются три статистически достоверных пика (497±3, 472±3, 447±5 млн. лет, 95 % дов. ур.), которые рассматриваются в качестве отдельных магматических импульсов (ритмов). В Тувино-Монгольском (южном) мегаареале формирование гранитоидных батолитов охватывает аналогичный возрастной интервал (510-440 млн. лет), при этом три статистически достоверных пика (95 % дов. ур.) полностью совпадают с импульсами (ритмами) выделенными в Алтае-Кузнецко-Батеневско-Саянском мегаареале (495±6, 475±10, 455±8 млн. лет). Несмотря на то, что периодичность формирования гранитоидных батолитов в том и другом мегаа-реалах совпадает, между ними установлена резкая ассиметрия в маштабах развития гранитоидных батолитов. Если в северном мегаареале главный объем гранитоидов приходится на первый ритм (~ 60-65 %, 497±5 млн. лет), то в южном мегаареале - на третий ритм (~ 60-70 %, 455±8 млн. лет).
Аккреционно-коллизионный эпап интрузивного магматизма характеризуется более широким набором породных ассоциаций (Прил. 3): диорит-тоналит-плагиогранитная, тоналит-плагиогранитная и плагиогранитная (М- и I-типы), диорит-гранодиорит-гранитная, гранодиорит-гранитная и гранит-лейкогранитная (1-тип),
монцодиорит-гранодиорит-гранитная, монцодиорит-граносиенитовая, граносиенит-гранитная и габбро-сиенитовая (А-тип).
Плагиогранитоидные ассоциации М-типа (Прил. Зг) на кембро-ордовикском этапе фиксируют наиболее ранние стадии аккреционно-коллизионных процессов в АССО. Они имеют крайне слабое развитие и наблюдаются только в Горном Алтае (Джегантерегский массив - 509±10 млн. лет, eNd(T) = +5.8) и Западном Саяне (Кур-тахский массив - 493±3 млн. лет, sNd(T) = +5.4) (рис. 2Б, Прил. 56). По петрогеохими-ческим характеристикам они практически не отличаются от плагиогранитов М-типа островодужного этапа. По содержанию А1203 (<15 мас.%), Yb (>1.2 г/т) они являются низкоглиноземистыми (Прил. 46), и их формирование связано с частичным плавлением метабазитов при Р~8 кбар в равновесии с НЬ+Р1±Срх±Орх реститом.
Плагиогранитоидные ассоциации I-типа являются самыми распространенными. Как правило, они входят в состав крупных массивов или полихронных батолитов и образуют в них основной каркас. Их формирование наблюдается на трех возрастных рубежах: 510-490,480-470,460-450 млн. лет. При этом с уменьшением возраста объемы их резко возрастают. По петрогеохимическому составу эти плагиогранитои-ды, также как и на островодужном этапе, разделяются на низко- и высокоглиноземистые типы.
Низкоглиноземистые плагиогранитоиды I-типа на кембро-ордовикском возрастном этапе, также как и на островодужном, преобладают. Плагиогранитоиды этого типа установлены в составе Саракокшинского плутона (512±6 млн. лет, eNd(T) = +6.7, TNd(DM) = 0.70 млрд. лет) в Горном Алтае, в Каахемском батолите (ранне-таннуольский комплекс - 480±2 млн. лет, eNd(T) = +4.1, TNd(DM) = 0.88 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7036-0.7043; позднетаннуольский комплекс - 451±6 млн. лет, eNd(T) = = +3.4, TNd(DM) = 0.92 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7037-0.7048), в Восточно-Таннуольском батолите (457±3 млн. лет, eNd(T) = +4.5,87Sr/86Sr = 0.7039; 450±5млн. лет, е^/Т) = +5.8, TNd(DM) = 0.72 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7042) и Хамсаринском батолите (490±2 и 462±2 млн. лет) в Восточной Туве и Кожуховском батолите (Кожуховский массив - 500±7 млн. лет, eNd(T) = +4.2, TNd(DM) = 0.89 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7038) в Кузнецком Алатау, а также в Шаратологойском (494±10 млн. лет, £Nd(T) = +6.6, (87Sr/86Sr)0 = 0.7040), Бумбатхаерханском (507+5 млн. лет) и Гундгузинском (511±4 млн. лет) плутонах и Гадрусском массиве (486+11 млн. лет) в Озерной зоне Западной Монголии (рис. 2, Б, Прил. 2, 5а-г). По петрогеохимическому составу они практически не отличаются от их вещественных аналогов островодужного этапа. В них также наблюдается преобладание легких лантаноидов над тяжелыми, наличие минимумов по Eu, Nb, Та и Ti. Судя по содержанию А1203, (<15 мас.%), Yb (>1.2 г/т) их формирование происходило путем плавления метабазитов при Р~8 кбар в равновесии с НЬ+Р1±Срх±Орх реститом (Прил. Зд, 46).
Высокоглиноземистые плагиогранитоиды 1-типа имеют существенно меньшее развитие, чем низкоглиноземистые. Тем не менее, их формирование также прослеживается на нескольких возрастных рубежах в диапазоне 510-450 млн. лет. Они представлены серией крупных массивов в составе Каахемского (Караосский массив - 490+3 млн. лет, Терехтыг-Чедерский и Байсютский массивы - 474±4 млн. лет, еЩТ) = +3.9, TNd(DM) = 0.90 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7040-0.7042) и Восточно-Таннуольского (~450 млн. лет) батолитов в Восточной Туве, а также Аскизского плутона (492+5 млн. лет, eNd(T) = +4.7, TNd(DM) = 0.84 млрд. лет) на Батеневском кряже и Мункусардыкского плутона (480+2 млн. лет) в Восточном Саяне (рис. 2, Б, Прил. 2,
5б-г). В Озерной зоне Западной Монголии они фиксируются только на ранних стадиях аккреционно-коллизионных процессов, формируя крупные по масштабам Плутоны - Хиргиснурский (495±2 млн. лет) и Гундгузинский (511 ±4 млн. лет) [Кравцев и др., 1989; Ковалев и др., 1993, 1997; Коваленко и др., 2004; Ковач и др., 2004; Бараш и др., 2005; Руднев и др., 2004, 2009]. Для них отмечаются крайне низкие концентрации тяжелых РЗЭ, наличие отрицательных аномалий по Eu, Nb (Та) и Ti (Прил. Зе). Исходя из содержания индикаторных элементов - А1203 (>15 мас.%), Yb (<1.2 г/т) их формирование было результатом плавления метабазитов при Р> 15 кбар в равновесии с Hb+Cpx+Pl+Gar реститом (Прил. 46). В отличие от островодужных высокоглиноземистых плагиогранитоидов, расплавы такого типа могли генерироваться при плавлении метабазитового субстрата в основании утолщенной при коллизии коры за счет теплового воздействия поднимающихся мантийных расплавов. По содержанию Ti02, MgO, Sr, Y, Cr, Ni и РЗЭ высокоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации аккреционно-коллизионного этапа также сопоставляются с высококремнистыми адакитами (Приложение 4Б) [Martin et al., 2005]. Подобное сходство позволяет предполагать, что они являются производных адакитовых магм, формировавшиеся в нижних частях коллизионных сооружений. Аналогичные образования, в настоящее время, установлены на примере коллизионных тоналит-трондьемитов раннепроте-розойского и вендского возраста в юго-западном обрамлении Сибирского кратона [Туркина, 2005] и адакитоподобных гранитоидов раннетриасового и раннемелового возраста в Центральном Китае [Wang et al., 2007; Jiangfeng et al. 2008].
Диорит-гранодиорит-гранитные и гранит-лейкогранитные ассоциации I-типа на кембро-ордовикском этапе интрузивного магматизма АССО и Западной Монголии по площади распространения существенно уступают низкокалиевым плагиогранитоидным ассоциациям. Они наблюдаются в виде крупных плутонов и массивов (Приложение 2) как в раннекаледонских структурах Кузнецкого Алатау (Центральнинский массив - 479±7 млн. лет, sNd(T) = +3.0, TNd(DM) = 0.98 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7039), Батеневского кряжа (Белоиюсский и Туимо-Карышский массивы - 470-441 млн. лет, eNd(T) = +4.4...+2.3, TNd(DM) = 0.83-1.0 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7047), Восточной Тувы в составе Каахемского батолита (Бреньский и Байбалык-ский массивы - 450±5 млн. лет, eNd(T) = +1.7...+0.5, TNd(DM) = 1.06-1.18 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7046-0.7051), Западной Монголии в составе Харанурского плутона (459±11 млн. лет, eNd(T) = +5.1, TNd(DM) = 0.74 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7096) и Ай-рыгнурского массива (465±11 млн. лет), так и в структурах Тувино-Монгольского микроконтинента в Восточном Саяне (Ихе-Хайгасский и др. массивы - 460±2 млн. лет) [Кузьмичев, 2000; Коваленко и др., 2004; Руднев и др., 2004, 2009], где они, как правило, являются наиболее поздними интрузивными образованиями (рис. 2, Б, Прил. 2, 5а-г). Эти гранитоиды характеризуются более высокими содержаниями щелочей, KjO, Rb, Sr, Ва, Zr, Hf, Nb, Ta ХРЗЭ, по сравнению с плагиогранитоидными ассоциациями. Характер распределения редкоземельных элементов (Прил. Зж) свидетельствует о резком преобладании легких лантаноидов над тяжелыми и минимуме по Eu, в сочетании с минимумами по Nb (Та), Ti на мультиэлементных спектрах.
Породы габбро-монцодиорит-сиенитовой, монцодиорит-гранодиорит-гранитовой, сиенит-граносиенит-гранитовой и граносиенит-гранитовой ассоциаций (А-тип) в раннекаледонских структурах Центрально-Азиатского складчатого
пояса проявились крайне неравномерно. Геохронологические исследования показали, что их формирование, как правило, связано с ранними стадиями аккреционно-коллизионных процессов (Приложение 2). Наиболее широкое развитие они получили в Кузнецком Алатау и Горной Шории, где они приурочены к полям развития венд-кембрийских вулканогенных образований с геохимическими характеристиками OIB-типа [Довгаль и др., 1980; Кривенко и др., 1977; Берзин, Кунгурцев, 1996; Шокальский и др., 2000; Владимиров и др., 1999; Руднев и др., 2008]. В Кузнецком Алатау (рис. 2Б) они наблюдаются в составе Дудетского плутона (Малодудет-ский массив - 485±3 млн. лет, sNd(T)) = +6.6, TNd(DM) = 0.69 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = = 0.7051, Ударнинский массив - 495+5 млн. лет, eNd(T) =+1.9, TNd(DM) =1.08 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7052, Кайдаловский массив - 498+1 млн. лет, £Nd(T) = +3.2, TNd(DM) = = 0.98 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7050 и Карнаюльский массив - 492+7 млн. лет, eNd(T) = =+3.6, TNd(DM) = 0.94 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7047) и Кожуховского плутона (Красно-каменский массив - 495+5 млн. лет, eNd(T) = +4.8, rNd(DM) = 0.85 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0= = 0.7047). На Батеновском кряже они предствлены в составе Белоиюсско-Туимского батолита (массив Самсон - 502±2 млн. лет, eNd(T) = +2.2, TNd(DM) = 1.06 млрд. лет), Уйбатского батолита (серия массивов в районе Сорского рудного узла - 476-450 млн. лет), Саксырского батолита (432+4 млн. лет), а в Горной шории - Верхнекондомского плутона (493+8 млн. лет, eNd(T) = +4.7, TNd(DM) = 0.85 млрд. лет). Кроме того, они представлены серией массивов в Восточном Саяне и Восточной Туве в составе Хам-саринского (Катунский и Арысканский - 455±2 млн. лет) и Каахемского (Зубовский массив - 512+4 млн. лет, е^Т) = +2.6, TNd(DM) = 1.04 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7041) батолитов, где располагаются среде венд-кембрийских вулканогенно-осадочных отложений островодужного типа [Костицин и др., 1989; Рублев и др., 1995; Руднев и др., 2004, 2006]. В структурах Западного Сангилена (Тувино-Монгольский микроконтинент) они установлены в составе Баянкольского (496+4 млн. лет), Тесхемского (480+5 млн. лет) и Башкымугурского массивов (465+5 млн. лет) [Козаков и др., 1999; Изох и др., 2001, 2005; Руднев и др., 2004; Шелепаев, Егорова, 2005; Владимиров и др., 2005]. Породы этих ассоциаций характеризуются высокими содержаниями щелочей и калия, Nb, Та и ХРЗЭ, в отдельный случаях Р205, резким преобладанием легких лантаноидов над тяжелыми. Из других особенностей отмечаются преобладание легких лантаноидов над тяжелыми ((La/Yb)N =4.0-14.9), наличие минимума по Ей (Eu/Eu*)n = 0.38-1.0) и отсутствие Nb- и Та-минимума (Прил. Зз). Породы малодудет-ского комплекса (Приложение 5А) обладают широкими вариациями sNd (+6.6...+1.9) и 87Sr/86Sr (0.7047-0.7052). Для них характерно отсутствие минимумов по Nb и Та. Учитывая особенности состава и одновременно широкие вариации изотопных параметров, можно предполагать, что генерация исходных магм связана одновременно с плавлением деплетированных (+6.6) и обогащенных (+3.2. ..+1.9) мантийных источников (Приложение Зз, 5). В отличие от них, монцодиорит-гранодиорит-гранитные и монцодиорит-граносиенитовые ассоциации имеют ярко выраженные минимумы по Nb и Та и в совокупности с более высокими значениями изотопных параметров eNd (+4.. .+5), предполагают их образование за счет плавления деплетированного мантийного источника с некоторой добавкой древнего корового материала.
Результаты Sr-Nd изотопных исследований гранитоидных ассоциаций аккреционно-коллизионного этапа (510-440 млн. лет) АССО и Западной Монголии
позволили установить, что они характеризуются широким спектром изотопных параметров (рис. 2 Б).
Плагиогранитоидные ассоциации по Бг-Ш изотопным характеристикам можно разделить две группы. В первую обособляются высоко- и низкоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации (М- и 1-типов) с параметрами ена(Т) = +5.4...+6.9, ТК(1фМ) = 0.71-0.67 млрд. лет: Куртсаский массив в Западном Саяне, Садринский и Базлинский массивы в Горной Шории, Саракокшинский и Джегантерегский массивы в Горном Алтая и Шаратологойский плутон в Озерной зоне Западной Монголии. Во вторую группу, также как и в первую, объединены высоко- и низкоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации (1-типа), но с более низкими значениями £М(Т) = +3.4...+4.7 и более древними модельными возрастами (ТШ(БМ) = 0.84-0.92 млрд. лет: Кожуховский массив в Кузнецком Алатау, Аскизский плутон на Батеневском кряже и Каахемский и Восточно-Таннуольский батолиты в Восточной Туве. В том и другом случаях плагиогранитоидные ассоциации формировались за счет плавления преимущественно метабазитовых субстратов, но при увеличении вклада корового материала от первой группы ко второй. Обращает на себя особое внимание, что плагиогранитоидные ассоциации, формировавшиеся на островодужном и аккреционно-коллизионном этапах, при общем сходстве изотопных характеристик - высокие положительные значения £М(Т), обнаруживают различия. Плагиогранитоидные ассоциации аккреционно-коллизионного этапа, в целом, характеризуются меньшими значениями е№(Т), чем островодужного этапа, хотя от части и перекрываются. Это подтвеждает заключение об увеличении роли корового вещества в гранитообразо-вании.
Диорит-гранодиорит-гранитные, гранодиорит-гранитные и гранит-лейкогранитные (1-тип) и габбро-монцодиорит-граносиенитовые и монцодиорит-гранодиорит-гранитные (А-тип) ассоциации аккреционно-коллизионного этапа характеризуются широким диапазоном значений еш(Т) и модельного возраста (для монцонитоидых ассоциаций - £м = +6.6...+1.6, ТмфМ)= 0.69-1.08; для диорит-гранодиорит-гранитных ассоциаций - ем=+5.8.. .+0.5, Гад(ОМ)= 0.72-1.16). В целом эти породные ассоциации характеризуются отчетливо более низкими значениями еКс|(Т) по сравнению с плагиогранитоидами аккреционно-коллизионных обстановок, что отражает либо больший вклад корового материала при магмогенерации, либо, в случае монцонитоидных ассоциаций А-типа, участие не только деплетированных, но и обогащенных мантийных источников.
Таким образом, по Ш-изотопным характеристикам, раннепалеозойские гра-нитоидные ассоциации, формировавшиеся на аккреционно-коллизионном этапе (510—440 млн. лет) в АССО и Западной Монголии, имеют наиболее широкий диапазон изотопных параметров (сЫ1](Т) = +6.9...+0.5; Тш(ОМ) = 0.67-1.16 млрд. лет, 875г/868г = 0.7034-0.7096), что не позволяет выделить определенные кластеры пород (за исключением плагиогранитоидных ассоциаций). В целом они образуют эволюционный тренд (рис. 2, Б) с обратной корреляционной зависимостью между ем(Т) и ТК(ДЖ), свидетельствующий о прогрессирующем вкладе корового, вероятно, осадочного материала в область магмогенерации в ряду от плагиогранитоидов к гранитам 1-типа. На изотопный состав гранитоидов А-типа по-видимому влияет также состав мантийных источников, что находит отражение в характере № аномалий.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В работе на основе детального изучения раннепалеозойских батолитов АССО и Западной Монголии установлено, что эти грандиозные по своим масштабам геологические образования имеют сложную историю формирования. В контурах крупных батолитов совмещены гранитоидные и габброидные ассоциации, отличающиеся друг от друга по набору петрографических групп пород, петрогеохимическими особенностями, возрасту, источниками и геодинамическим условиями формирования. Поэтому наблюдаемые в составе этих батолитов гранитоидные и габброидные ассоциации часто служили причиной неоднозначности корреляционных схем при тектоническом районировании и геокартографировании. Результаты изотопного датирования (U-Pb, Ar-Ar, Sm-Nd, Rb-Sr методы) интрузивных ассоциаций и анализ всей имеющейся геохронологической информации по базитовым и гранитоидным комплексам показывают, что их формирование происходило в широком возрастном диапазоне от 570 до 440 млн. лет. В этом возрастном интервале выделяется нескольких рубежей гранитоидного и базитового магматизма, которые отражают закономерную смену геодинамических обстановок от островодужной к аккреционно-коллизионной. На островодужном этапе, в возрастном диапазоне 570-520 млн. лет, формирование гра-нитоидных ассоциаций прослеживается на двух рубежах - 570-560 и 550-520 млн. лет. На аккреционно-коллизионном этапе (510-440 млн. лет), выделяется три рубежа гранитоидного магматизма - 510-490, 480^70, 460-450 млн. лет. Установлено, что масштабное гранитообразование, выразившееся в формировании крупных гранито-идных батолитов, произошло в позднем кембрии-ордовике и связано с процессами сочленения островных дуг, задуговых бассейнов, океанических поднятий, микроконтинентов на фоне субсинхронного базитового (мантийного) магматизма на всей территории АССО и Западной Монголии. Гранитоидный магматизм на островодужном этапе проявился в значительно меньших масштабах и представлен, как правило, серией мелких массивов среди вмещающих одновозрастных вулканитов.
Минералого-петрографические и петрогеохимические исследования состава раннепалеозойских гранитоидных ассоциаций островодужного и аккреционно-коллизионного этапов, позволили выделить среди них породы трех петрохимических серий: толеитовой (М-тип), известково-щелочной (I-тип) и монцонитоидной (А-тип).
На островодужном этапе выделяются только плагиогранитоидные ассоциации М- и 1-типов, которые делятся на низко- и высокоглиноземистый типы, отражая различные, в первую очередь по давлению, условия генерации магм. Образование высокоглиноземистых плагиогранитоидных магм может быть реализовано при Р>15 кбар путем плавления метабазитов, по составу близких к базальтам N-MORB-типа, при погружении в зоне субдукции океанической плиты. В пользу такого механизма свидетельствуют сходство высокоглиноземистых плагиогранитов с высококремнистыми адакитами, являющихся вулканическими аналогами тоналит-трондьемитовых комплексов, а также высокие положительные величины eNd(T) плагиогранитоидов, близкие к NMORB, производных деплетированной мантии. Формирование низкоглиноземистых плагиогранитов связано с плавлением метабазитов островодужной системы при Р<8 кбар. Тесная взаимосвязь плагиогранитоидов с одновозрастными габброидными ассоциациями позволяет выделить две парные индикаторные ассоциации островодужного типа: а) низкотитанистых высокоглиноземистых расслоенных ультрабазит-базитов и высокоглиноземистых тоналит-плагиогранитов, характерных для осевых частей глубокоэродированных островодужных террейнов; б) высокотитанистых высокоглиноземистых ультрабазит-базитов и низкоглиноземистых тоналит-плагиогранитов, типичных для тыловых частей островодужных систем.
На аккреционно-коллизионном этапе интрузивного магматизма отмечается более широкое разнообразие породных ассоциаций, которые по особенностям вещественного состава относятся гранитоидам М-, I- и А-типов. Установлено, что среди них также наиболее широко развиты плагиогранитоидные ассоциации, которые и формируют основной каркас гранитоидных батолитов. Среди плагиогранитоидных ассоциаций также выделяются низко- и высокоглиноземистый типы. Но в отличие от островодужного этапа, высокоглиноземистые плагиогранитоиды аккреционно-коллизионного этапа формировались за счет плавления метабазитов (Р> 15 кбар) в низах утолщенной при коллизии коры, инициированного теплом поднимающихся мантийных расплавов. Результаты Sr-Nd-изотопных исследований гранитоидных ассоциаций островодужного и аккреционно-коллизионного этапа АССО и Озерной зоны Западной Монголии позволили установить, что они имеют различные магмогенери-рующие субстраты. Для плагиогранитоидов островодужного этапа, судя по их изотопным параметрам (^„(Т) = +7.9.. .+4.7, TNd(DM-2st) = 0.65-0.85 млрд. лет, (87Sr/s6Sr)0 = 0.7034-0.7046), доминирующими были мафические источники, производные де-плетированной мантии. Гранитоидные ассоциации аккреционно-коллизионного этапа характеризуются более широким диапазоном изотопных параметров (eNd(T) = +6.6...+0.5, TNd(DM-2st) = 0.78-1.18 млрд. лет, (87Sr/86Sr)0 = 0.7038-0.7096), которые свидетельствуют о прогрессирующем вкладе корового (осадочного) материала в область магмогенерации и/или изменении характера базитового источника.
ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ
Владимиров А.Г., Пономарева А.П., Руднев С.Н. Интрузивный магматизм зоны перехода Западного и Центрального Сангилена // Структурно-вещественные комплексы Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1989. С. 57-87.
Лебедев В.И., Владимиров А.Г., Халилов В.А., Гибшер A.C., Каргополов С.А., Пономарева А.П., Изох А.Э., Ступаков, С.И., Руднев С.Н. U-Pb датирование и проблема расчленения докембрийских-раннепалеозойских метаморфических образований Западного Сангилена // Геология и геофизика. 1993. № 7. С. 45-52.
Владимиров А.Г., Каргополов С.А., Руднев С.Н. Два типа синметаморфи-ческих гранитов в коллизионных обстановках // Доклады АН. 1996. Т. 348. № 1. С. 85-88.
Владимиров А.Г., Гибшер A.C., Изох А.Э., Руднев С.Н. Раннепалеозойские гранитоидные батолиты Центральной Азии: масштабы, источники, и геодинамические условия формирования // Доклады РАН. 1999. Т. 369. № 6. С. 795-798.
Крук H.H., Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Журавлев Д.З. Sm-Nd изотопная систематика гранитоидов западной части Алтае-Саянской складчатой области // Доклады АН. 1999. Т. 366. № 3. С. 395-397.
Владимиров А.Г., Крук H.H., Владимиров В.Г., Гибшер A.C., Руднев С.Н. Син-кинематические граниты и коллизионно-сдвиговые деформации Западного Сангилена (Юго-Восточная Тува) // Геология и геофизика. 2000. № 3. С. 396-411.
Шокальский С.П., Бабин Г.А., Владимиров А.Г., Борисов С.М., Гусев Н.И., Токарев В.Н., Зыбин В.А., Дубский B.C., Мурзин О.В., Кривчиков В.А., Крук H.H., Руднев С.Н., Федосеев Г.С., Титов A.B., Сергеев В.П., Лихачев H.H., Мамлин А.Н., Котельников Е.И., Кузнецов С.А., Зейферт Л.Л., Яшин В.Д.,. Носков Ю.С., Уваров
A.Н., Федак С.И., Гусев А.И., Выставной С.А. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал "ГЕО", 2000. 188 с.
Бабин Г.А., Владимиров А.Г., Руднев С.Н. Геологическое строение, магматизм и метаморфизм Горной Шории как одного из типовых регионов Алтае-Саянской складчатой области // Матер, совещания "Актуальные вопросы геологии и минераге-нии юга Сибири". Новосибирск: Изд-во ИГиЛ СО РАН, 2001. С. 18-30.
Владимиров А.Г., Козлов М.С., Шокальский С.П., Халилов В.А., Руцнев С.Н., Крук Н.Н., Выставной С.А., Борисов С.М., Мецнер А.Н., Бабин Г.А., Мамлин А.Н., Мурзин О.М., Назаров Г.В., Макаров В.А. Основные возрастные рубежи интрузивного магматизма Кузнецкого Алатау, Алтая и Калбы (по данным U-Pb изотопного датирования) // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 8. С. 1149-1170.
Rudnev S.N., Bounaeva T.V., Babin G.A., Shokalsky S.P., Bibikova E.V., Pono-marchuk V.A., Travin A.V., Shemelina I.V. Anatomy of the early Paleozoic granitoid batholiths of Central Asia (extent, sources, genesis) // IGCP 420 Fourth Workshop Continental Growth in the Phanerozoic: Evidence from Central Asia. China, Changchun, 2002. P. 81-85.
Kruk N.N., Vladimirov A.G., Rudnev S.N. Nd Isotopic composition of granitoids of different geochemical types as the reflection of main continental crust growth mechanisms: evidence from the western part of Altai-Sayan fold region. China, Changchun, 2002. P. 69-73.
Владимиров А.Г., Крук H.H., Руднев C.H., Хромых С.В. Геодинамика и гра-нитоидный магматизм коллизионных орогенов // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 12. С. 1321-1338.
Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А., Крук Н.Н., Бабин Г.А., Борисов С.М. Раннепалеозойские гранитоидные батолиты Алтае-Саянской складчатой области (латерально-временная зональность и источники) // Доклады РАН. 2004. Т. 396. № 3. С. 369-373.
Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А., Бибикова Е.В., Владимиров
B.Г., Шинтяпин Б.Н. и др. Возрастные рубежи и геодинамическая природа Каахем-ского полихронного батолита (Восточная Тува) // Доклады РАН. 2004. Т. 399. № 4.
C. 506-512.
Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Бибикова Е.В., Телешев А.Е., Ковалев П.Ф. U-Pb изотопный возраст гранитоидов Бреньского массива (Восточная Тува) // Изв. ТПУ. Томск. 2004. Т. 307. № 6. С. 35-40.
Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Владимиров А.Г., Руднев С.Н., Борисов С.М., Левченков О.А. Геохронологические рубежи и геодинамическая интерпретация щелочно-базитового магматизма Кузнецкого Алатау // Доклады РАН. 2004. Т. 398. № 3. С. 374-378.
Руднев С.Н., Бабин Г. А., Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Шокальский С.П., Борисов С.М., Травин А.В., Левченков О.А., Терлеев А.А., Куйбида М.Л. Геологическая позиция, возраст и геохимическая модель формирования островодужных плагиогра-нитов Западного Саяна // Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 2. С. 170-187.
Владимиров В.Г., Владимиров А.Г., Гибшер А.С., Травин А.В., Руднев С.Н., Шемелина И.В., Барабаш Н.В., Савиных Я.В. Модель тектоно-метаморфической эволюции Сангилена (ЮВ Тува, Центральная Азия) как отражение раннекаледонского аккреционно-коллизионного тектогенеза // Доклады РАН. 2005. Т. 405. № 1. С.82-88.
Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А., Бибикова Е.В., Сергеев С.А., Матуков Д.И., Плоткина Ю.В., Баянова Т.Б. Каахемский полихронный гранитоидный
батолит (В. Тува): состав, возраст, источники и геодинамическая позиция // Литосфера. 2006. № 1. С. 30-42.
Крук H.H., Руднев С.Н., Шокальский С.П., Бабин Г.А., Куйбида М.Л., Лепехина Е.Р., Ковач В.П. Возраст и тектоническая позиция плагиогранитоидов Саракок-шинского массива (Горный Алтай) // Литосфера. 2007. № 6. С. 137-146.
Руднев С.Н., Пономарчук В.А., Киселева В.Ю., Семенова Д.В. Изотопы Sr в гранитоидах Каахемского полихронного батолита (Восточная Тува) // Материалы XVIII международного симпозиума по геохимии изотопов им. акад. А.П. Виноградова. М.: ГЕОХИ, 2007. С. 229-230.
Руднев С.Н., Пономарчук В.А., Серов П.А., Киселева В.Ю., Докукина Г.А. Изотопно-геохимические свидетельства (Sr, Nd) процессов мантийного и корово-мантийного взаимодействия при формировании раннепалеозойских гранитоидов Кузнецкого Алатау // Материалы XVIII международного симпозиума по геохимии изотопов им. акад. А.П. Виноградова. М.: ГЕОХИ, 2007. С. 231-232.
Руднев С.Н., Борисов С.М, Бабин Г.А., Левченков O.A., Макеев А.Ф., Серов П.А., Матуков Д.И., Плоткина Ю.В. Раннепалеозойские батолиты северной части Кузнецкого Алатау: вещественный состав, возраст, источники // Петрология. 2008. Т. 16. № 4. С. 421^148.
Руднев С.Н., Бабин Г.А., Пономарчук В.А., Травин A.B., Левченков О.А, Макеев А.Ф., Телешев А.Е., Шелепаев P.A., Плоткина Ю.В. Гранитоидный магматизм Западного Саяна (этапы, состав и источники) // Литосфера. 2009. № 1. С. 23-46.
Руднев С.Н., Изох А.Э., Ковач В.П., Шелепаев P.A., Терентьева Л.Б. Возраст, состав, источники и геодинамические условия формирования гранитоидов северной части Озерной зоны Западной Монголии: механизмы роста палеозойской континентальной коры // Петрология. 2009. Т. 17. № 5. С. 470-508.
Руднев С.Н., Ковач В.П., Изох А.Э., Борисенко A.C., Сальникова Е.Б., Ани-симова И.В., Шелепаев P.A., Родионов Н.В., Orihashi Y. Раннепалеозойский интрузивный магматизм Озерной зоны Западной Монголии: U-Pb и Sr-Nd изотопные исследования гранитоидов и габброидов // Матер. IV Российской конф. по изотопной геохронологии "Изотопные системы и время геологических процессов". СПб.: Центр информационной культуры, 2009. С. 450-452.
Крук H.H., Бабин Г.А., Владимиров А.Г., Шокальский С.П., Сенников Н.В., Руднев С.Н., Волкова Н.И., Ковач В.П., Серов П. А. Континентальная кора и источники гранитоидов Горного Алтая // Геология и геофизика. 2010. Т. 51, № 5.
51С Л £? $
Схема расположении илагиогранитоидных и габброидных массивов в венд-раииекембрийских вулканоилутонических поясах АССО и Западной Монголии
Приложение 1
Чулымо-Енисейская >»> впадина
(ОЯРСК
НОВОСИБИРСК^
^ЗЧ 532+3(9) 523+4(9)
562+4; +6.5(7) 536+4; +6.6(8)
тБАКА!
.НОВОКУЗН!
МИНУСИНС1
БАРНАУЛ
"545+3(3)1
Бийско-Барнбу впадина
чьская
БИЙСК
525+10;
, 539+6; +6.6(10
Ч
¿^522+5;+6.6-6.9( 11 П
ГТГГ.„ Л^то+5п
570+1(19
536+6( 18) 529+6(17)
[519+8;+6.5(13
529±6; +7.4(14) 531+10; +7.9(14)
[546+3
102-00
551 + 13(16) 535+6(16) 524+10 (16)
7 — —
1-3 - вулканические (магматические) пояса с окраинноморскими и (или) океанскими ассоциациями [Бабин и др., 2001]: Алтае-Салаирский (1), Алтае-Кузнецкий (2), Тувино-Западно-Саянский (3); 4-7 - вулканические (магматические) пояса с островодужными ассоциациями: Салаирский (4), Алатауский (5), Алтае-Северо-Саянский (6), Тувинский (7); 8-9 - венд-кембрийские палеобассейны: турбидитный (8), терригенно-карбонатный (9); 10 - венд-раннекембрийские гранитоидные ассоциации (а - толеитовой серии, М-тип; б - известково-щелочной серии, 1-тип); 11-14 - границы (а
- установленные, б - скрытые под более молодыми образованиями): вулканических (магматических) поясов (11), палеобассейнов, ранне-, средне-, средне-позднепалеозойских прогибов (12), выходов структурно-вещественных комплексов (13), мезозойско-кайнозойских отложений (14), точки геохронологического опробования (15): габброидов (а), гранитоидов (б), вулканитов (в), вынесен их возраст (в млн. лет) и значение Еж(Т). В круглых скобках даны названия батолитов, плутонов и массивов: 1 - Тылинский, 2 - Кштинский, 3 - Тараскырский, 4 - Енисейский, 5 - Табатский, 6
- Межтуярыкский, 7 - Коп-тинский, 8 - Буренский, 9 - Хамсаринский, 10 - Ирбитейский, 11, 12 - Восточно-Таннуольский, 13 - Шаратологойский, 14 - Хара-нурский, 15 - Баянцаганский, 16 - Бумбатхаерханский, 17 - Правотаралашкинский, 18 - Ортоадырский, 19 - Агардагская шовная зона.
Приложение 2
Схема расположения нозднекембрийско-ордовикскнх гранитоидных батолитов АССО и Западной Монголии
Сибирский __крагой —
[472*10; +2.3(Н)| \ [466*2; +4.302)1
450x4 <58)
465+34 (9)
¡485+3; +6.6(3)
1465*7 (65)|
470*4; +4.3(12) 441*4; +4.3(12)
485*10(57)
500*5(65) 445-434 (65)
457*10 (55)
| 509*10 (7)~|-
[498г~1-.+ 3.2(4)1
471*4(54)
481*5<63)
(485*10 (53) I
479*6.+3.0(8)
| 450*3 (64)"
480-440(14)
489*2 (52) 497*1(52) 462*2(52)
451*6; +3.4(35)
(498*11 (№)_]— •
Г 491*» (18) ) N. /-
09Ч+Ь£Д9Д---
□5ЩШЕ}—г——
Бийск __
--___ *| 485*5(20)"
[49.1*8; +4.7(24 /
[502*3; +6.9(25)А ] А
455*7(15)
450*5;+1.7...^0.5(36)Г
^ГГ 1493*3: +5.4(22^-—7
У^Г 30'' г^-[479*4;+4.1 (31) 1 492*5; +Гз[ТТ)] С^м^+ШЗоТм
486*10 (59)
4(>н\ * 11,11) |
|447*4(34)
494*2(61) |
[496*28(62)7
454*4
495*2 (44) 465*11(44)
|497*4(41)
|48(Ь4 (40)
Улан-Батор
514*5(46)' 549*1 (46) >
[494±10;+6.6(45)
459*6; +5.1(47)
Томск
492*7; +3.6(6)
6СР
Красноярск
носибирск
о 100 200 км
Бийск
Иркутск в
Кызыл
Тувино-Монгольский мегаареал
Объем магматизма, %
IП1
495±6 475±10 455±8 < > <-> <->
500 480 460 440 Млн лет
510 500 490 480 470 460 450 440 430 Млн лет
О и-РЬ □ Аг-Аг О КЬ-8г
Относительные масштабы и периодичность формирования гранитоидов и габброидов
Алтае-Кузнецко-Батеневскии мегаареал
497+3 472±3 447±5 Объем магматизма, %
I - Сибирский кратон; 2 - микроконтиненты с рифейским терригенно-карбонатным чехлом; 3 - рифтогенные комплексы (Я,); 4-6 - островодужные комплексы (4 - позднерифейские, 5 - вендские, 6 -кембрийские); 7 - террейны с раннекаледонской ремобилизацией коры; 8 - орогенные молассы (€,-0) и осадочные бассейны (0-8); 9 - геологические комплексы среднего палеозоя - раннего мезозоя; 10 -гранитоидные батолиты, плутоны и массивы; 11 - основные разломы [Владимиров и др., 1999, Руднев и др., 2004]; 12-14 - места геохронологического датирования, вынесен возраст (млн. лет) и параметры еШ(Т) (12- гранитоидых ассоциайий (М-, 1-, и А-типа); 13 - габброидных и габбро-монцодиорит-граносиснитовых ссоциаций (А-типа) и 14 - щелочно-габброидных (карбонатитсодержащих) ассоциаций. В скобках арабскими цифрами указаны следующие массивы и плутоны: I - Кожуховский, 2 - Краснокаменский (Кожуховский плутон); 3 - Малодудетский, 4 - Кайдаловский, 5 - Ударнинский, 6 - Карнаюльский, 7 - Верхнепетропавловский (Дудетский плутон); 8 - Центральнинский; 9 - Кайгадатский; 10 - Солгонский ( Гигертышский плутон); 11 - Белоиюсский, 12 - Туимо-Карышский, 13 - Самсон (Белоиюсско-Туимский плутон); 14 - Сорское рудное поле, 15 - Сайгачинский массив, Уйбатский плутон; 16 - Саксырский плутон; 17 - Аскизский плутон; 18- Лужбинский; 19-Тебинский; 20 - Колосовский; 21 - Верхне-Яминский; 22 - Куртахский; 23 - Сабинский, 24 - Верхнекондомский; 25 - Садринский; 26 Базлинский; 27 - Саракокшинский; 28 - Джегантерегский; 29 - Эдельвейс; 30-36 Каахемский батолит (30 -Зубовский, 31 - Коптинский рудный узел, 32 - Байсютский, 33 - Мажалыкский, 34 - Шуйский, 35 - позднетаннуольский к-с, 36 - Бреньский и Байбалыкский); 37 - Восточно-Таннуольский батолит; 38 -Кокмолгаргинский; 39 - Башкыму1урский, 40 - Тесхемский, 41 - Баянкольский, 42 Чжаргаландский, 43 Нижнеулорский, 44 Хиргиснурский и Айрыгнурский 45 Шаратологойский, 46 - Елын-Худукский, 47 - Харанурский, 48 - Гундгузинский; 49 - Бумбатхаерханский; 50 - Хаерханский; 51 - Бэстэнгольский; 52 - Хамсаринский батолит; 53 - Запевалихинский; 54 - Катунский и Арысканский; 55 - Сайбарский ; 56 -Буеджульский; 57 - Нижнедербинский; 58 - Шумихинский; 59 - Гадрусский; 60 - Ихе-Хайгасский; 61 - Мункусардыкский; 62 - Шильдырхейский; 63 - Хамардабанский; 64 - Хайт-Тиссинский; 65 - массивы Ольхонского региона.
Спектры распределения редких и редкоземельных элемен островодужного и аккреционно-коллизионного этапов АСС
в раннепалеозойских гранитоидах Озерной зоны Западной Монголии
100
(В) ;
10
1 'Ч. " :
- - - "■""""
1 - . . |
La Се Pr Nd Sir b
1 ООО : Л ; \ (В) I
100 Г (AWa 1
10 Г ■ \ 1 ■
1 1/ 1 Г v V 1-1 * г-ч 1 : \ / : V
Ba U \b Се Nd ¡ir, liu Gd Y Yh Kb Th К La Sr III Sm Ti Dy Lr Lu
Вц U Nb Се Nd Zr CuGd Y Yb Rb lTi К La Sr 1 If Sm Ti Dv Er Lu
La Cc Pr Nd SmEu (id Tb Dy Ho Er TmYb Lu
г I9IB& - ' ■■ "Г"
■
г W ^ ■ ДтЦик, I^Bii
г ]
I
1000 100 10
ю^кЧЛ^Л^Л RbVAWsAiVA
Приложени
Изотопные диаграммы для раннепалеозойских интрузивных ас^аций АССО и Озерной зоны Западной Монголии
Кузнецкий Алатау и Горная Шорня, Западный Саян,
Горный Алтай
[)М
Приложение 3
Dy Но Er TmYbLu
La Cc Pr Nd SmEu Gd Tb Dy Ho Er TmYb Lu ' La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er TmYb Lu
I ООО r—■ ■ ■ ..............-a 1000
„Ва U Nb ( Rb rh К La 'rSm'lVi("by,r ErV Lu
k ' ' ■ ■ 1 "s " 1 \ -: 1 : К- \ ^ 4 4 N \ (3) ,
La CePr NdSml Dy Ho Er TmYbLu
г ....... г Г* : l'v < \ I * ' Г »/' г (3) i -5 \ V V/ 4 -1
(Д)
I V
Sm Er Lu
Ba U Nb Ce Nd Zr Eu (id Y , Yb Ba U Nb Ce Nd Zr Jiu Gd Y Yb
Rb Tli К La Sr Hf Sm Ti Dy Er Lu Rb Th К La Sr НГ Sm Ti Dv Er lu
А-В - ассоциации островодужного этапа. Л, Б - низкоглиноземистые плагио-гранитоидные (А - толеитовые, М-тип: пунктирная линия -Тылинский массив, сплошная линия - Каахемский и Восточно-Таннуольский батолиты, Межтуярыкский массив; Б - известково-щелочные, 1-тип: пунктирная линия - Шаратологойский плутон, сплошная линия - Енисейский плутон и Восточно-Таннуольский баголит); В -высокоглиноземистые плагиогранитоидные известково-щелочной серии, 1-тип (пунктирная линия - Харанурский плутон, сплошная линия -Кип инский массив).
Г-3 - ассоциации аккреционно-коллизионного этапа: Г-Е -
плагиогранитоидные ассоциации: низкоглиноземистые (Г - толеитовые, М-тип: пунктирная линия - Джегантерегекий массив, сплошная линия -Кургахский массив, Д - известково-щелочные, 1-тип: пунктирная линия -Шаратологойский плутон, сплошная линия - Каахемский батолит, Кожуховский массив и Саракокшинский плутон); Е - высокоглиноземистые известково-щелочные, 1-тип: пунктирная линия - Садринский плутон и Базлинский массив, сплошная линия - Аскизский плутон, Каахемский и Восточно-Таннуольский батолиты, Хиргиснурский плутон); Ж - диорит-гранодиорит-гранитные ассоциации известково-щелочной серии, 1-тип; 3 - монцогаббро-монцодиорит-сиениговые и граносиенит-фанитные ассоциации монцонитоидной серии, А-тип (пунктирная линия -Дудетский плутон, Самсон и Зубовский массивы) и монцодиорит-
cN <T) Батеневский кряж
10 DM A
к (A) -1 __r-w—7 ~7\ 7"
6 \
2
0 CHUR
i .— -r — Г — T..... —r
400
500
Восточная Тува DM
60 т
Озерная юна Западной Монголии
DM Л
. (П
~~У 7 у/ /
CHUR
На диаграммах (А-Г): 1-2 - гранитоидпые ассоциации островодужного этапа, 570-520 млн. лет (] - низкоглиноземигстые плагиогранитоидные ассоциации толситовой (М-тип) и известково-щелочной (1-тип) серии, 2 -высокоглиноземиа ые плагиогранитоиды известково-щелочной серии, 1-тип); 3-6 - грапитоидпые ассоциации аккреционно-коллизионного этапа, 510-440 млн. лет (3 - низкоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации толеитовой (М-тип) и известково-щелочной (1-тип) серий, 4 -высокоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации известково-щелочной серии (1-тип), 5 - интрузивные ассоциации монцонитоидной серии (А-тип), 6 - диорит-гранодиориг-граннтные и гранодиорит-гранитные ассоциации известково-щелочной серии (1- тип); 6 - габброиды. Поле выделенное пунктирной линией отвечает составам венд-раннекембрийских островодужных вулканических комплексов Западного Саяна и Горной Шории (Алтае-Северосаянский вулканический пояс [Крук и др., 2010], Восточной Тувы [Монгуш и др., 2006] и Озерной зоны Западной Монголии [Ковач и др., 2004,2005], закрашенное серым цветом - офиолитам [Ковач и др., 2004,2005], косой штриховкой - гранитоидов каледонид Центральной Азии [Коваленко и
600 400
£2 A3 *4 И5 D6 07
500
601
Приложение 4
Диаграммы АЬОз-УЬ, Еи-УЬ, БЮг-М^О, вг/У-У демонстрирующие принадлежность островодужных (А) и аккреционно-коллизионных (Б) плагиогранитоидов АССО и Озерной зоны Западной Монголии к высоко- и низкоглиноземистым тоналит-трондъемитовым комплексам и их модельные расплавы
10.0
Ниэкоппиноземистые "оксаническме'Х * О О о <Ъ ° о о о© о <01 (А) о о \
01 О 2 • 3 • • « • • • • т • Высокоглп ночемис!Ъ1с "континентальные"
£ 1.0
0.1
12
14 16 Ц
А1203, мас.%
Низко глиноземистые "океанические" О ° <* О о < (Б) it-
о^ о • Высокоглиноземистые "континентальные"
20
10
14 16
Л1203, мас.%
20
1-2 - низкоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации: 1- толеитовые (М-тип) и 2 -известково-щелочные (1-тип); 3 - высокоглиноземистые плагиогранитоидные ассоциации известково-щелочной серии (1-тип). Па диаграммах треугольниками показаны области содержания элементов в расплавах, образующихся при дегидратационном (сплошные линии) и водном (штриховые линии) плавлении источников TH I, ТН2 и MORB в равновесии с пятью типами реститов: I - Pl+Cpx+Opx, II - Hb+Pl±Cpx±Opx, III-IV - Hb+CPx+Pl+Gar, V -CPx+Gar±Hb, PI - плагиоклаз, Срх - клинопироксен, Орх - ортопироксен, НЬ - амфибол, Gar -гранат [Арт, 1983; Rappetal., 1991, 1995; Beard et al„ 1991; Турки на, 2000]. Поле закрашенное серым цветом отвечает составу низкокремнистым адакитам, пунктирной линией -высококремнистым адакитам по [Martin,2005].
0.1
MgC), мас.%
-i-1-г-
55 60 65 Si02. мас.%
Высококремннстые адакиты
1.0 Ей, г/т
Si02, мас.%
0.1 -f-»-»"
0.1
MgO, мас.%
10.
Eu, г/т
Технический редактор О.М. Вараксина
Подписано в печать 05.04.2010. Формат 60x84 Vie. Офсетная печать. Гарнитура Times New Roman Печ. л. 2,1. Тираж 150 экз. Заказ № 32
ИГМ СО РАН, просп. Акад. Коптюга, 3, Новосибирск, 630090
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Руднев, Сергей Николаевич
Введение
Глава 1. История изученности. Краткий тектонический очерк.
Выбор объектов исследования и основные принципы и подходы их изучения
Глава 2. Раннепалеозойские интрузивные ассоциации северной части Кузнецкого
Алатау
Краткий геологический очерк и история изученности
Геологическая позиция и внутреннее строение плутонов
Кожуховский полихронный гранитоидный плутон 46 Геологическое строение массивов и минералогопетрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Дудетский плутон 72 Геологическое строение массивов и минералогопстрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Центральнинский плутон 90 Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Обсуждение результатов
Глава 3. Раннепалеозойские интрузивные ассоциации Северо-Саянской зоны
Западного Саяна
Краткий геологический очерк и история изученности
Геологическая позиция и внутреннее строение плутонов
Енисейский и Табатский плутоны 112 Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристикапород
Изотопные исследования
Геохимическая модель формирования плагиогранитоидов
Куртахский диорит-тоналит-плагиогранитный массив 135 Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Обсуждение результатов
Глава 4. Раннепалеозойские интрузивные ассоциации Горной Шории
Краткий геологический очерк и история изученности
Геологическая позиция и внутреннее строение плутонов
Кштинский массив
Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Садринский плутон и Базлинский массив 164 Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Верхнекондомский плутон 178 Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Обсуждение результатов
Глава 5. Раннепалеозойские интрузивные ассоциации северо-восточной части
Горного Алтая
Краткий геологический очерк и история изученности
Саракокшинский плутон 195 Геологическое позиция, внутреннее строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Обсуждение результатов
Глава 6. Раннепалеозойские интрузивные ассоциации Восточной Тувы
Краткий геологический очерк и история изученности 213 Геологическая позиция, внутреннее строение, вещественный состав, возраст, изотопные характеристики, источники и геодинамические условия формирования гранитоидов Каахемского и Восточно
Таннуольского батолитов
Каахемский нолихронный гранитоидный батолит
Восточно-Таннуольский полихронный гранитоидный батолит
Обсуждение результатов
Глава 7. Раннепалеозойские интрузивные ассоциации Озерной зоны Западной
Монголии
Краткий геологический очерк и история изученности
Геологическая позиция и внутреннее строение плутонов
Харанурский полихронный гранитоидный плутон 313 Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика
Изотопные исследования.
Шаратологойский полихронный гранитоидный плутон 338 Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород
Изотопные исследования
Хиргиснурский гранитоидный плутон
Геологическое строение и минералого-петрографический состав
Петрогеохимическая характеристика пород Изотопные исследования Обсуждение результатов
Глава 8. Корреляция раннепалеозойского гранитоидного магматизма Алтае -Саянской складчатой области и Озерной Зоны Западной Монголии: этапы, масштабы, вещественный состав, источники и геодинамические условия формирования
8.1. Масштабы, возрастные рубежи формирования и геодина-мические обстановки формирования раннепалеозойских гранитоидных батолитов
8.2. Геохимическая типизация раннепалеозойских гранитоидов
8.3. Бг-М изотопная систематика раннепалеозойских гранитоидов
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Раннепалеозойский гранитоидный магматизм Алтае-Саянской складчатой области и озерной зоны Западной Монголии"
Актуальность работы. Одна из важнейших проблем геологии Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) - это возрастное положение и тектоническая позиция гранитоидных батолитов. Впервые эта проблема была поставлена Ю.А. Кузнецовым и А.Л. Яншиным в 60-х годах для раннепалеозойских батолитов Алтае-Саянской складчатой области (АССО) [Кузнецов, Яншин, 1969]. Было показано, что формирование батолитов не связано с «главной фазой складчатости», а запаздывает во времени, причем гранитоидный магматизм распространяется далеко за пределы геосинклинальных прогибов, обнаруживая пространственно-временную сопряженность с интенсивными поднятиями, сопровождавшимися заложением и развитием глубинных разломов. Эту закономерность, обоснованную геологическими данными, так и не удалось вписать в орогенно-геосинклинальную концепцию, хотя и были предприняты попытки её объяснения через модели внутриконтинентальной тектоно-магматической активизации. В современных плейт-тектонических реконструкциях Центральной Азии проблема широкомасштабного гранитообразования в раннем палеозое остается дискуссионной. Одни исследователи относят эти батолиты к единой окраинно-континентальной магматической дуге, объясняя их формирование субдукционно-аккреционными процессами [Зонсншайн, Кузьмин, Моралев 1976], другие рассматривают с позиции последовательной коллизии к Сибирскому континенту разновозрастных островодужных поясов и микроконтинентов [Моссаковский и др., 1993; Берзин и др., 1994].
Актуальность исследования раннепалеозойских гранитоидов, их возрастного положения, генезиса и геодинамической природы определяется тем, что они являются ключевыми магматическими комплексами, позволяющими определить главные рубежи и геодинамические режимы эволюции ЦАСП на раннепалеозойском этапе. Получение новой изотопно-геохимической и петрологической информации принципиально важно для понимания причин и механизмов широкомасштабного гранитообразования в структурах длительно развивавшегося складчатого пояса, оценки роли коровых и мантийных источников тепла и вещества в генерации гранитоидных магм.
Целью работы была реконструкция последовательности, условий и механизмов формирования гранитоидов на раннепалеозойском этапе эволюции ЦАСП.
Основные задачи исследований включали:
1) установление геологической позиции и внутреннего строения раннепалсозойских гранитоидных батолитов в различных сегментах АССО и Озерной зоны Западной Монголии;
2) изучение минералого-петрографического и петрогеохимического состава раннепалеозойских гранитоидных ассоциаций, участвующих в строении батолитов; анализ условий формирования и вероятных источников гранитоидных магм, выявление магматических ассоциаций, являющихся индикаторными для пал ео reo динамических реконструкций;
3) проведение изотопно-геохронологических исследований (U-Pb и Ar-Ar методы) ключевых объектов с акцептом на установление: а) возрастной последовательности формирования магматических ассоциаций в том или ином батолите, б) длительности и периодичности магматических событий, в) этапов и масштабов гранитообразования в различных структурно-формационных зонах ранних каледонид АССО и Озерной зоны Западной Монголии на различных этапах геодинамической эволюции;
4) проведение изотопно-геохимических (Sm-Nd и Rb-Sr) исследований гранитоидов различного состава и возраста для: а) оценки характера магмообразующих субстратов, б) выявления латеральных вариаций изотопного состава источников гранитоидных расплавов, в) анализа изменения Sr-Nd изотопных характеристик гранитоидов во времени.
Фактический материал и методы исследования. Основу работы составляют материалы, собранные автором в период с 1983 по 2008 г.г. при полевых работах в Алтае-Саяпской складчатой области (Кузнецкий Алатау, Горная Шория, Горный Алтай, Западный Саян, Восточная Тува) и в Западной Монголии (Озерная зона) и полученные по ним аналитические данные. Работа базируется на изучении более 2500 прозрачных шлифов, 1500 петрохимических и 190 редкоэлементных анализов пород, из которых 25 выполнены инструментальным нейтронно-активационным методом, 165 — методом ICP-MS, а также на результатах U-Pb и ArAr датирования (более 55 проб) и изотопно-геохимического Sm-Nd (37 проб) и Rb-Sr (46 проб) исследования. Петрогенные элементы определены методом РФА на установке СРМ-25 (аналитики - А.Д.Киреев, Н.М.Глухова, Ю.П.Колмогоров ИГМ СО РАН, г.Новосибирск; Н.Ю.Царева, Т.В.Попова, Н.Н.Ухова ИЗК СО РАН, г.Иркутск). Редкие элементы определены: 1) ICP-MS на приборе Finigan Element (аналитики - И.В.Николаева, С.В.Палесский, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск), на установке VG Plasmquad PQ-2 (аналитики C.B. Пантеева, В.В. Маркова, ИЗК СО РАН, г. Иркутск) и приборе Finigan-clemen (аналитик - И.П. Шульпяков, МГП «Анакон», г.Санкт-Петербург), 2) нейтронно-активационным методом (аналитики — С.Т.Шестель, В.С.Пархоменко, ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). U-Pb изотопный возраст по циркону определялся: на ионном микрозонде SHRIMP-ÍI (аналитики -Е.Н.Лепехина, А.Н.Ларионов, Д.И.Матуков И.П.Падерин, С.Л.Пресняков, Н.В.Родионов, С.А. Сергеев, ЦИИ ВСЕГЕИ, г.Санкт-Петербург); «классическая» цирконометрия из микронавески - на масс-спектрометре TSN 206А (аналитик -Е.В.Бибикова, Т.И. Кирнозова ГЕОХИ РАН, г.Москва) и многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 (аналитики — А.Б.Котов, Е.Б.Сальникова, О.А.Левченков, И.В.Анисимова, А.Ф.Макеев, Н.И.Ро, С.З.Яковлева, ИГГД РАН, г.Санкт-Петербург); катодолюминесцентные изображения получены на сканирующем электронном микроскопе АВТ55 (аналитик - Ю.В.Плоткина, ИГГД РАН, г.Санкт-Петербург). Выделение акцессорных цирконов проводилось в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей и на концентраторе NELSON. Ar-Ar изотопные исследования выполнены на приборе Noble gas 5400 (аналитики - В.А.Пономарчук, А.В.Травин, ИГМ СО РАН, г.Новосибирск). Sm-Nd изотопные исследования проведены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI (аналитики — В.П.Ковач, Л.Б.Тереньева, ИГГД РАН, г.Санкт-Петербург) и семиканальном масс-спектрометре Finnigan-MAT-262, RPQ (аналитики - Т.Б.Баянова, С.А.Серов, ГИ КНЦ РАН, г.Апатиты). Rb-Sr изотопные исследования выполнены по валовым пробам и апатиту на масс-спектрометре МИ-1201 «Т» (аналитики - В.А.Пономарчук, В.Ю.Киселева, С.В.Палесский, Г.А.Докукина, Д.В.Семенова, ИГМ СО РАН, г.Новосибирск) и многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI (аналитики - В.П.Ковач, Л.Б.Тереньева, ИГГД РАН, г.Санкт-Петербург).
Защищаемые положения.
1. Формирование раннепалеозойских полихронных гранитоидных батолитов АССО и Озерной зоны Западной Монголии происходило в возрастном диапазоне 570-440 млн. лет (U-Pb, Ar-Ar изотопные методы). Выделяется ряд возрастных рубежей гранитоидаого магматизма, отвечающих двум основным геодинамическим этапам развития: островодужному ~ 570-560 и 550-520 млн. лет, аккрециионно-коллизионному: 510^90, 480-470, 460^40 млн. лет. Основной объем гранитообразования приходится на рубеж позднего кембрия-ордовика и обусловлен процессами сочленения островных дуг, задуговых бассейнов, океанических поднятий, микроконтинентов и в сочетании мощным прогревом коры за счет мантийных источников.
2. Раннепалеозойские гранитоиды Алтае-Саянской складчатой области и Озерной зоны Западной Монголии представлены породами трех пстрохимических серий: толеитовой (М-тип), известково-щелочной (1-тип) и монцонитоидной (А-тип). На островодужпом этапе выделяются плагиогранитоиды М- и 1-типа, на аккреционно-коллизионном этапе — гранитоиды М-, I- и А-типов. На всех возрастных рубежах наиболее широкое распространение имеют плагиогранитоиды 1-типа, максимум развития которых приходится на рубеж позднего кембрия-ордовика.
3. По пегрогеохимическим характеристикам плагиогранитоидные ассоциации АССО и Озерной зоны Западной Монголии подразделяются на высоко- и низкоглиноземистый типы. В островодужной обстановке высокоглиноземистые плагиограниты отражают формирование кремнекислых (адакитоподобных) магм за счет частичного плавления источников близких к И-МОКВ в субдуцирующей океанической плите (Р>15 кбар); низкоглиноземистые плагиогранитоиды формировались в результате плавления метабазитов в низах или основании островной дуги (Р<8 кбар). В аккреционно-коллизионной обстановке формирование плагиогранитоидных ассоциаций происходило в результате плавления метабазитовых субстратов на различных уровнях утолщенной коры: высокоглиноземистых при /*>15 кбар в сс основании, а низкоглиноземистых в менее глубинных условиях {Р<8 кбар).
4. По изотопно-геохимическими данным (8т-Ж и Шэ-Бг методы), раннепалеозойские гранитоидные ассоциации АССО и Озерной зоны Западной Монголии имеют различные магмогенерирующие субстраты. Для плагиогранитоидов островодужного этапа доминирующими были мафические источники, производные деплетированной мантии (выа(Т) = +7.9.+4.7, Тм(ОМ-2я1) = 0.65-0.85 млрд. лет, (875г/865г)о = 0.7034—0.7046) при малом вкладе корового материала. Гранитоидные ассоциации аккреционно-коллизионного этапа, характеризуются широким диапазоном изотопных параметров (еш(Т) = +6.6.+0.5,
ТшСБМ-^О = 0.78-1.18 млрд. лет, (875г/865г)0 = 0.7038-0.7096), что отражает прогрессирующий вклад докембрийских коровых источников в магмообразование.
Научная новизна. Впервые проведена петрологогеохимическая типизация раннепалеозойских гранитоидных ассоциаций для крупного региона ЦАСП, включающего Алтае-Саянскую складчатую область и Западную Моголию. На основе систематического изотопного датирования установлены главные рубежи гранитообразования в возрастном диапазоне от 570 до 440 млн. лет и обоснована их связь с двумя этапами геодинамической эволюции ЦАСП: осгроводужным и аккреционно-коллизионным. Доказано, что основной объем гранитоидов был сформирован на аккреционно-коллизионном этапе. Причиной широкомасштабного гранитообразования служил вклад мантийных источников тепла, что доказывается субсихронным проявлением базитового магматизма. Выделены три статистически достоверных импульса аккреционно-коллизионного магматизма: 510-490, 480-470, 460—450 млн. лег, и установлена резкая ассиметрия в масштабах гранитообразования на различных рубежах в северном Алтае-Кузнецко-Батеневско-Саянском и южном Тувино-Монгольском мегаареалах. На основании петрогеохимических и изотопных характеристик установлено резкое преобладание плагиогранитодных ассоциаций, что обусловлено преимущественно мафическим составом коры, представленной островодужными и океаническими комплексами. Впервые показано, что близкие по составу плагиогранитоидные ассоциации островодужного и аккреционно-коллизионного этапов имеют различные изотопно-геохимические параметры, что связано с изменением характера их базитовых источников и/или роли корового материала в магмообразовании.
Практическая значимость. Результаты исследований могут быть использованы при средне,- крупномасштабном картировании, разработке и корректировке региональных схем магматизма, для решения петрологических задач, геодинамических реконструкций и прогнозно-поисковых работ.
Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 66 работ, включая 24 статьи в рецензируемых журналах и 2 монографии. Исследования по теме диссертации проводились в рамках планов научно-исследовательской работы ИГМ СО РАН, при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 97-05-65961, 98-05-65266, 98-05-65294, 00-05-65309, 03-05-65081, 04-05-64443, 06-05-64767), президиума СО РАН (проект № 6.5, 13), Совета при Президенте РФ (НШ-4933.2006.5, 2715.2008.5), программы ОНЗ РАН «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского пояса (от океана к континенту)», международных проектов IGCP-420 "Continental Growth in the Phanerozoic: evidence from Central Asia" (2000-2002) и проекта по созданию геодинамической, тектонической и металлогенической карты Северной Азии (Eds. J.Nokleberg et al., 2004-2006), а также в рамках договоров о научном сотрудничестве и хоздоговоров ИГМ СО РАН с ФГУГП "Запсибгеолсъемка" (Новокузнецк), Алтайской поисково-съемочной экспедицией МИР РФ (Бийск) и Красноярской геолого-съемочной экспедицией МПР РФ (Красноярск). Материалы автора использованы при создании Госгеолкарты 200/2 и 1000/3, а также представлены в виде устных докладов на Российских и международных конференциях и совещаниях: Новосибирск (1996-2004), Томск (2002-2007), Москва (1998-2007), Санкт-Петербург (2003, 2009), Екатеринбург (2009), Иркутск (2002-2008), Улан-Удэ (2008), Апатиты (2005).
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, восьми глав, заключения и списка литературы (598 наименований), содержит 134 рисунка, 40 таблиц, всего 521 страница.
Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Руднев, Сергей Николаевич
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В работе на основе детального изучения раннепалеозойских батолитов АССО и Западной Монголии установлено, что эти грандиозные по своим масштабам геологические образования имеют сложную историю формирования. В контурах крупных батолитов совмещены гранитоидные и габброидные ассоциации, отличающиеся друг от друга по набору петрографических групп пород, петрогеохимическими особенностями, возрасту, источниками и геодинамическим условиями формирования. Поэтому наблюдаемые в составе этих батолитов гранитоидные и габброидные ассоциации часто служили причиной неоднозначности корреляционных схем при тектоническом районировании и геокартографировании. Результаты изотопного датирования (U-Pb, Ar-Ar, Sm-Nd, Rb-Sr методы) интрузивных ассоциаций и анализ всей имеющейся геохронологической информации по базитовым и гратштоидным комплексам показывают, что их формирование происходило в широком возрастном диапазоне от 570 до 440 млн. лет. В этом возрастном интервале выделяется нескольких рубежей гранитоидного и базитового магматизма, которые отражают закономерную смену геодинамических обстановок от островодужной к аккреционно-коллизионной. На островодужном этапе, в возрастном диапазоне 570—520 млн. лет, формирование гранитоидных ассоциаций прослеживается на двух рубежах - 570-560 и 550-520 млн. лет. IIa аккреционно-коллизионном этапе (510^40 млн. лет), выделяется три рубежа гранитоидного магматизма — 510-490, 480—470, 460^50 млн. лет. Установлено, что масштабное гранитообразование, выразившееся в формировании крупных гранитоидных батолитов, произошло в позднем кембрии-ордовике и связано с процессами сочленения островных дуг, задуговых бассейнов, океанических поднятий, микроконтинентов на фоне субсинхронного базитового (мантийного) магматизма на всей территории АССО и Западной Монголии. Гранитоидный магматизм на островодужном этапе проявился в значительно меньших масштабах и представлен, как правило, серией мелких массивов среди вмещающих одновозрастных вулканитов.
Минералого-петрографические и петрогеохимические исследования состава раннепалеозойских гранитоидных ассоциаций островодужного и аккреционно-коллизионного этапов, позволили выделить среди них породы трех петрохимических серий: толеитовой (М-тип), известково-щелочной (1-тип) и монцонитоидной (А-тип).
На островодужном этапе выделяются только плагиогранитоидные ассоциации М- и 1-типа, которые делятся на низко- и высокоглиноземистый типы, отражая различные, в первую очередь по давлению, условия генерации магм. Образование высокоглиноземистых плагиогранитоидных магм может быть реализовано при Р>15 кбар путем плавления метабазитов, по составу близких к базальтам М-МОЯВ-типа, при погружении в зоне субдукции океанической плиты. В пользу такого механизма свидетельствуют сходство высокоглиноземистых плагиогранитов с высококремнистыми адакитами, являющихся вулканическими аналогами тоналит-трондьемитовых комплексов, а также высокие положительные величины еки(Т) плагиогранитоидов, близкие к NN101*13, производных деплетированной мантии. Формирование низкоглиноземистых плагиогранитов связано с плавлением метабазитов островодужной системы при Р<8 кбар. Тесная взаимосвязь плагиогранитоидов с одновозрастными габброидными ассоциациями позволяет выделить две парные индикаторные ассоциации островодужного типа: а) низкотитанистых высокоглиноземистых расслоенных ультрабазит-базитов и высокоглиноземистых тоналит-плагиогранитов, характерных для осевых частей глубокоэродированных островодужных террейнов; б) высокотитанистых высокоглиноземистых ультрабазит-базитов и низкоглиноземистых тоналит-плагиогранитов, типичных для тыловых частей островодужных систем.
На аккреционно-коллизионном этапе интрузивного магматизма отмечается более широкое разнообразие породных ассоциаций, которые по особенностям вещественного состава относятся гранитоидам М-, I- и А-типов. Установлено, что среди них также наиболее широкое развитие имеют плагиогранитоидные ассоциации, которые и формируют основной каркас гранигоидных батолитов. Среди плагиогранитоидных ассоциаций также выделяются низко- и высокоглиноземистый типы. Но в отличие от островодужного этапа, высокоглиноземистые плагиогранитоиды аккреционно-коллизионного этапа формировались за счет плавления метабазитов (Р>15 кбар) в низах утолщенной при коллизии коры, инициированного теплом поднимающихся мантийных расплавов.
Результаты 8г-Ыс]-изотопных исследований гранитоидных ассоциаций островодужного и аккреционно-коллизионного этапа АССО и Озерной зоны
Западной Монголии позволили установить, что они имеют различные магмогенерирующие субстраты. Для плагиогранитоидов островодужного этапа, судя по их изотопным параметрам (еыа(Т) = +7.9.+4.7, ТнсКРМ-^О = 0.65-0.85 млрд. лет, (878г/865г)о = 0.7034—0.7046), доминирующими были мафические источники, производные деплетированной мантии. Гранитоидные ассоциации аккреционно-коллизионного этапа характеризуются более широким диапазоном изотопных параметров (ем(Т) = +6.6.+0.5, ТмфМ-^) = 0.78-1.18 млрд. лет, (878г/868г)„ = 0.7038-0.7096), которые свидетельствуют о прогрессирующем вкладе корового (осадочного) материала в область магмогенерации и/или изменении характера базитового источника.
Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Руднев, Сергей Николаевич, Новосибирск
1. Айриянц A.A., Руднев С.Н., Крук H.H. и др. Центробежный метод получения цирконовых микронавесок для изотопного датирования горных пород // Физико-технические проблемы разработки полезных ископаемых. 2001. № 6. С. 89-92.
2. Алабин Л.В. Нижнекембрийский габбро-плагиогранитный комплекс на севере Кузнецкого Алатау // Геология и геофизика. 1966. №4. С. 81-89.
3. Алабин Л.В. Центральнинский массив мартайгинского гранитоидного комплекса (Кузнецкий Алатау) // Магматические формации Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука. 1971. С. 169-213.
4. Алабин J1.B., Калинин Ю.А. Металлогения золота Кузнецкого Алатау. Новосибирск: Изд-во СО РАН, ОИГГМ, 1999. 237 с.
5. Алабин Л.В., Бакшеев H.A., Тенякшев В.В. Петрология Центральнинского гранитоидного интрузива и оценка связанной с ним золоторудной минерализации // Матер, науч. конф. "Петрология магматических и метаморфических комплексов". Томск: ТГУ, 2001. С. 194-196.
6. Амшинский H.H., Мариич И.В., Молчанов В.И. и др. Акцессории гранитоидов Алтая и методика их изучения. М.: Недра, 1964, 174 с.
7. Ананьев А.Р. Кожуховский гранито-диоритовый массив в северо-западных отрогах Кузнецкого Алатау // Уч. зап. Томского ун-та. 1950. №14. С. 20-30.
8. Андреев Г.В., Гордиенко И.В., Кузнецов А.Н., Кравченко А.И. Апатитоносные диориты Юго-Западного Забайкалья. Улан-Удэ, 1972. 159 с.
9. Андреева Н.В., Пономарева А.П., Крук H.H. и др. Магаданский батолит: строение, состав и условия формирования // Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1999. -264 с.
10. Антипин B.C., Макрыгина В.А. Геохимия эндогенных процессов. Иркутск: Иркутский университет, 2006. 353 с.
11. Антонов П.С. Схема плутонических формаций и основные вопросы интрузивного магматизма Западного Саяна // Матер, конф. "Новые данные кобоснованию региональных магматических схем Алтае-Саянской складчатой области". Новосибирск: СНИИГГиМС, 1972. С. 39-41.
12. Антонов П.С. Геологическое строение типовых плутонов позднекаледонской гранитовой формации Западного Саяна // Гранитоидные комплексы Сибири (отв. ред. Ю.А. Кузнецов). Новосибирск: Наука, 1979. С. 75-86.
13. Арт Дж. Г. Некоторые элементы примеси в трондьемитах их значение для выяснения генезиса магмы и палеотектонических условий // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир, 1983. С. 99-105.
14. Бабин Г.А. Магматизм Горной Шории (состав, районирование, геодинамическая интерпретация) // Автореф. дисс. .канд. геол.-мин. наук. Новосибирск: Изд-во СО РАН. Филиал "Гео". 2003. 20 с.
15. Бабин Г.А., Владимиров А.Г., Плотников A.B. и др. Корреляция геологических комплексов и палеогеодинамика Горной Шории // Геодинамика и эволюция Земли. Материалы к научной конференции РФФИ. Новосибирск, 1996, С. 45-47.
16. Бабин Г.А., Борисов С.М., Токарев В.Н. и др. Легенда Кузбасской серии государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200000 (Издание второе). Объяснительная записка. Новокузнецк, 1999. 202 с.
17. Бабин Г.А., Юрьев A.A., Рында Г.С. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Серия Кузбасская. Лист N-45-XXXV (Чаныш). Спб: ВСЕГЕИ, 2000. 220 с.
18. Бабин Г.А., Щигрев А.Ф., Зейферт Л.Л. и др. Легенда Алтае-Саянекой серии листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:1 ООО ООО (третье поколение). Новокузнецк: КузТФГИ, 2006.
19. Балыкин П.А. Балахчинский массив двупироксеновых монцонит-диоритов и диоритов (Кузнецкий Алатау) // Магматические формации Сибири. Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1977. С. 58-80.
20. Барабаш Н.В., Владимиров В.Г., Травин A.B., Юдин Д.С. 40Аг/39Аг-датированис деформаций трансформно-сдвигового этапа эволюции ранних каледонид Западного Сансилена (Юго-Восточная Тува) // Доклады АН. 2007. Т. 414. № 2. С. 1-7.
21. Белоусов А.Ф. Необходимость распределения составов в ассоциациях изверженных пород и представление о породных группах // Геология и геофизика. 1967. № 5. С. 26-34.
22. Белоусов А.Ф., Кочкин Ю.Н., Полякова З.Г. Вулканические комплексы рифея и нижнего палеозоя Горного Алтая, Горной Шории и Салаирского кряжа. М.: Наука, 1969. 281 с.
23. Белоусов А.Ф., Лапин Б.Н., Полякова З.Г. и др. Вулканогенно-осадочные отложения докембрия и палеозоя Алтае-Саянской провинции. Перозаводск, 1972. С. 51-53.
24. Белоусов А.Ф., Налетов Б.Ф., Полякова З.Г. Вулканические комплексы рифея и нижнего палеозоя Кузнецкого Алатау. Новосибирск: Наука, 1974. 210 с.
25. Белоусов А.Ф. Проблемы анализа эффузивных формаций. Новосибирск; Наука, Сибирское отделение, 1982. 281 с.
26. Белоусов А.Ф., Кривенко А.П., Полякова З.Г. Вулканические формации. Новосибирск; Наука, Сибирское отделение, 1976. 332 с.
27. Белоусов А.Ф., Кривенко А.П. Магмогенез вулканических формаций. Новосибирск; Наука, Сибирское отделение, 1983. 167 с.
28. Беляев С.Ю., Терлеев A.A. Тектонические покровы нагорья Сангилен // Структурно-вещественные комплексы Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО РАН СССР, 1988. С. 113-129.
29. Беляев С.Ю., Терлеев A.A. Современная структура Сангилена // Геология и геофизика. 1990. № 12. С.20-29.
30. Берзин H.A., Колман Р.Г., Добрецов H.JL и др. Геодинамическая карта западной части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 7-8. С. 8-28.
31. Берзин H.A., Кунгурцев JT.B. Геодинамическая интерпретация геологических комплексов Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1996. Т. 37. № 1. С. 63-81.
32. Берзина А.П., Сотников В.И., Берзина А.Н., Гимон В.О. Геохимическая специфика Cu-Мо-порфировых магматических центров различных циклов развития Центрально-Азиатского подвижного пояса (на примере Сибири и Монголии) // Геохимия. 1999. № 11. С. 1151-1164.
33. Бибикова Е.В., Карпенко С.Ф., Сумин JI.B. и др. U-Pb, Sm-Nd и K-Ar возраст метаморфических и магматических пород Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л.: Наука, 1990. С. 170-183.
34. Билибин Ю.А. Металлогенические провинции и металлогенические эпохи. М.: Госгеолтехиздат, 1955. 87 с.
35. Благонравов В.А., Шенкман Я.Д. О соотношении между гранитоидами нижнего течения р. Каа-Хем (Восточная Тува) // Материалы по региональной геологии. М.: Госгеолтехиздат, 1956. Труды ВАГТ, Вып. 2. С. 88-93.
36. Богатиков O.A., Цветков A.A., Коваленко В.И. Магматические серии и островодужный процесс: Закономерности эволюции // Строение и динамика зон прехода от континента к океана. М.: Наука, 1986. С. 86-94.
37. Богнибов В.И. Болыпереченский габбро-норитовый комплекс в Тельбесском районе Горной Шории // Магматические формации Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука. 1971. С. 61-102.
38. Борисенко A.C., Гаськов И.В., Бабич В.В. и др Этапность рудообразования Бумбатского рудного узла Озерной зоны Монголии и связь ее с магматизмом // Матер. IV Российской конф. По изотопной геохронологии. СПб.: ИП Каталкина, 2009. T. II. С. 82-84.
39. Борисов С.М. О проявлении габбро-монцодиоритовой формации в Мартайге // Новые данные о геологии и полезных ископаемых западной части Алтае-Саянской области. Сборник материалов к научно-практической конференции. Новокузнецк. 1995. С. 193-195.
40. Борисов С.М., Халилов В.А. О возрасте гранитоидов Мартайги // Новые данные о геологии и полезных ископаемых западной части Алтае-Саянской складчатой области. Сборник материалов к научно-практической конференции. Новокузнецк. 1995. С. 45-47.
41. Борисов С.М. Палеогеография, фациальность, формационная принадлежность, геодинамическая позиция среднекембрийского вулканизма Кузнецкого Алатау в стратотипической местности // Матер, совещ. "Магматизм и геодинамика Сибири". Томск. 1996. С. 12-13.
42. Борисов С.М. Палеогеография, фациальность, формационная принадлежность, геодинамическая позиция среднекембрийского вулканизма Кузнецкого Алатау в стратотипической местности // Материалы совещания "Магматизм и геодинамика Сибири". Томск, 1996. С. 12-13.
43. Бородина Е.В., Егорова В.В., Изох А.Э. Петрология ордовикских коллизионных перидотит-габбровых массивов (на примере Мажалыкского интрузива, Юго-Восточная Тува) // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 9. С. 10751091.
44. Бородина Е.В., Монгуш A.A., Изох А.Э. Булкинский перидотит-габбровый расслоенный массив (Западный Саян) — синколлизионный тип расслоенных интрузий // Геология и геофизика. 2008 (в печати).
45. Булынников А.Я. Золоторудные формации Кузнецкого Алатау // В сб. по геологии Сибири. Томск. 1933. С. 24-36.
46. Булынников А.Я. Золоторудные формации и золотоносные провинции Алтае-Саянской горной системы. Томск. 1948. С. 12-30.
47. Бухаров Н.С. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейнов рек Tanca, Копто, Кара-Хем, в пределах листов M-46-II-A, Б. Окончательный отчет по геологосъемочным работам Тапсинской партии за 1967-68 гг., 1969. 324 с.
48. Бухаров Н.С. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейна Tanca, Ондум, Терехтыг, Баян-Кол в пределах листов М-46-10-А (б, г), Б, В (б, г). Окончательный отчет Ондумской ГСП по работам 1969-1972 гг. 1973. 373 с.
49. Бухаров Н.С. О стратиграфии венд-раннекембрийских отложений бассейна рек Tanca, Черби, Ондум (Центральная Тува) // Материалы по геологии Тувы. Кызыл: Тувинское книжное изд-во, 1981а, вып. V. С. 58-63.
50. Бухаров Н.С. Осоьенности состава и химизма вулканитов венда-раннего кембрия в структурах салаирид Тувы и их перспективы на колчеданно-полиметаллическое оруденение// Материалы по геологии Тувы. Кызыл: Тувинское книжное изд-во, 19816, вып. V. С. 64—77.
51. Велинский В.В. Кембрийский вулканизм Западного Саяна. Новосибирск: Наука, 1968. 153 с.
52. Берниковская А.Е., Берниковский В.А., Даценко В.М. и др. О проявлении раннепалеозойского магматизма в Южно-Енисейском кряже // Доклады РАН. 2004. Т. 307. № 3. С. 374-379.
53. Ветрин, В.Р., Туркина О.М., Родионов H.B. U-Pb возраст и условия формирования гранитоидов южного обрамления Печенгской структуры (Балтийский щит) // Доклады АН. 2008. Т. 418. № 6. С. 1-5.
54. Владимиров А.Г., Каргополов С.А., Руднев и др. Два типа синметаморфических гранитов в коллизионных обстановках // Доклады АН. 1996. Т.348. № l.C. 85-88.
55. Владимиров А.Г., Пономарева А.П., Руднев С.Н. Интрузивный магматизм зоны перехода Западного и Центрального Сангилена // Структурно-вещественные комплексы Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1989. С. 57-87.
56. Владимиров А. Г., Гибшер A.C., Есин C.B. и др. Петролого-геохронологическое исследование магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области. Отчет в 3-х томах. Новокузнецк. 1994. 695 с.
57. Владимиров А.Г., Тычков С.А., Гибшер A.C. и др. Роль мантии в коллизионном тектогенезе // Земная кора и мантия, Иркутск, 1995, Т. 1, с. 88-90.
58. Владимиров А.Г., Шокальский С.П., Халилов В.А. и др. Этапы и масштабы гранитообразования Большого Алтая, Салаира и Кузнецкого Алатау // Матер, совещ. «Геодинамика и эволюция Земли». Новосибирск: Изд-во СО РАН НИЦ ОИГГМ. 1996. С. 87-89.
59. Владимиров А.Г., Гибшер A.C., Изох А.Э., Руднев С.Н. Раннепалеозойские гранитоидные батолиты Центральной Азии: масштабы, источники, и геодинамические условия формирования // Доклады РАН. 1999а. Т. 369. № 6. С. 795798.
60. Владимиров А.Г., Крук H.H., Владимиров В.Г. и др. Синкинематические граниты и коллизионно-сдвиговые деформации Западного Сангилена (Юго-Восточная Тува) // Геология и геофизика. 2000. № 3. С. 396—411.
61. Владимиров А.Г., Шокальский С.П., Бабин Г.А. и др. Глубинные разломы и магматизм Алтае-Саянской складчатой области // Материалы XXXIII тектонического совещания "Общие вопросы тектоники. Тектоника России". Москва. ГЕОС, 2000. С.89-92
62. Владимиров А.Г., Козлов М.С., Шокальский С.П. и др. Основные возрастные рубежи интрузивного магматизма Кузнецкого Алатау, Алтая и Калбы (по данным U-РЬ изотопного датирования) // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 8. С. 1149-1170.
63. Владимиров А.Г., Руднев С.Н., Крук H.H. и др. Изотопное датирование рудоносных магматических и метаморфических комплексов Алтае-Саянской складчатой области для Госгеолкарты 1000. Новосибирск. 2002. 660 с.
64. Владимиров А.Г., Крук H.H., Руднев С.Н. и др. Геодинамика и гранитоидный магматизм коллизионных орогенов // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 12. С. 1321-1338.
65. Владимиров А.Г., Федоровский B.C., Хромых C.B. и др. Синсдвиговые стресс-граниты глубинных уровней коллизионной системы Западного Прибайкалья //Доклады РАН. 2004а. Т. 397. № 6. С.771-777.
66. Владимиров В.Г., Владимиров А.Г., Гибшер A.C. и др. Ранние каледониды Тувино-Монгольского микроконтинента: модель эволюции коллизионного орогена (на примере нагорья Сангилен, Юго-Восточная Тува) // Материалы совещания:
67. Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Иркутск: Изд-во Института географии СО РАН, 2004. Т. 1. Вып. 2. С. 72-76.
68. Владимиров В.Г., Владимиров А.Г., Гибшер A.C. и др. Модель тектоно-метаморфической эволюции Сангилена (ЮВ Тува, Центральная Азия) как отражение раннекаледонского аккркционно-коллизионного тектогенеза // Доклады РАН. 2005. Т. 405. № 1. С.82-88.
69. Волков В.В. Нижнепалеозойский вулканизм Центральной Азии. Новосибирск: Наука, 1986. 194 с.
70. Волкова Н.И., Ступаков С.И., Бабин Г.А., Руднев С.Н., Монгуш A.A. Подвижность редких элементов при субдукционном метаморфизме (на примере глаукофановых сланцев Куртушибинского хребта, Западный Саян) // Геохимия, 2009, № 4. С. 401^114.
71. Волохов И.М, Иванов В.М., Арнаутов Н.В. и др. Мажалыгский габбро-пироксенит-перидотитовый плутон (Восточный Танну-Ола, Тува) // Проблемы петрологии ультраосновных и основных пород. Новосибирск: Наука, 1972. С. 130— 145.
72. Волохов И.М., Иванов В.М., Оболенская Р.В. Карашатский базит-гипербазитовый плутон — еще одно проявление габбро-пироксенит-дунитового формационного типа в Туве // Проблемы магматической геологии. Новосибирск: Наука, 1973. С. 61-86.
73. Волохов И.М., Иванов В.М. Лысогорский габбро-пироксенит-дунитовый интрузивный комплекс Западного Саяна. Новосибирск: Изд-во СО АН СССР, 1963. 100 с.
74. Волохов И. М., Иванов В. М., Пругов В. П. Габбро-пироксенит-дунитовая интрузивная ассоциация Кузнецкого Алатау // Доклады АН СССР. 1968. Т. 179. № 4. С.
75. Волохов И.М., Иванов В.М., Пругов В.П. Усинский габбро-пироксенит-дунитовый интрузивный комплекс Кузнецкого Алатау // Проблемы петрологии и генетической минералогии. М.: Наука. 1969. Т.1. С.
76. Волохов И. М., Никонов О. И., Борисов С. М. О комагматах лысогорского габбро-пироксенит-дунитового комплекса среди вулканитов Абаканского прогиба
77. Западного Саяна // Петрология и рудоносность магматических формаций Сибири. Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1983. С. 83-92.
78. Воронцов A.A., Ярмолюк В.В. Северо-Монгольская-Забайкальская полихронная рифтовая система (этапы формирования, магматизм, источники расплавов, геодинамика) // Литосфера. 2004.№ 3. С. 17-32.
79. Воронцов A.A., Ярмолюк В.В., Лыхин Д.А. и др. Источники магматизма и геодинамика формирования раннемезозойской Северо-Монгольской-Западно-Забайкальской рифтовой зоны // Петрология. 2007. Т. 15. № 1. С. 37-60.
80. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Журавлев Д.З., Макаренко H.A. Sm-Nd-изотопный возраст и природа источника ассоциаций щелочных основных пород и карбонатитов Кузнецкого Алатау // Доклады РАН. 2003. Т. 391. № 3. С. 378-382.
81. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Владимиров А.Г. и др. Геохронологические рубежи и геодинамическая интерпретация щелочно-базитового магматизма Кузнецкого Алатау // Доклады РАН. 2004а. Т. 398. № 3. С. 374-378.
82. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Поляков Г.В. и др. Ar-Ar-изотопный возраст лампроитовых даек Чуйского комплекса, Горный Алтай // Доклады РАН. 20046. Т. 399. №4. С. 516-519.
83. Врублевский В.В., Журавлев Д.З., Гертнер И.Ф. и др. Sr-Nd-изотопная систематика щелочных пород и карбонатитов комплекса эдельвейс (Северо-Чуйский хребет, Горный Алтай) // Доклады РАН. 2004в. Т. 397. № 6. С. 802-806.
84. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф. Природа карбонатитсодержащих комплексов Сибири и Монголии // Труды V Международного семинара. Иркутск-Петропавловск-Камчатский: Изд-во Института географии СО РАН, 2005. С. 30-49.
85. Врублевский В.В., Изох А.Э., Поляков Г.В. и др. Раннепалеозойский щелочной магматизм Горного Алтая: 40Аг/39Аг- геохронологическое свидетельство комплекса Эдельвейс // Доклады РАН. 2009. Т. 427. № 2. С. 96-100.
86. Габеев В.А. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейна рек Дерзиг и Кара-Адыр в пределах листов М-46-12-Б и М-47-1-А. Отчет Дерзигской ГСП за 1964-1966 гг. Кызыл. 1967. Т. 1. 180 с.
87. Габброидные формации Западной Монголии // Изох А.Э., Поляков Г.В., Кривенко А.П. и др. Новосибирск: Наука, 1990. 385 с.
88. Гаськов И.В., Борисенко A.C., Бабич В.В. Длительность формирования золоторудной минерализации на медно-скарновых месторождениях и соотношение ее с развитием гранитоидного магматизма (Алтае-Саянская складчатая область) //
89. Матер. I междуиар конфер. "Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов" .Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2008в. С. 328-330.
90. Геологическая карта Тувинской АССР. Масштаб 1:500 ООО // Ред. A.A. Подкаменный, M.J1. Шерман. Л.: ВСЕГЕИ, 1983.
91. Геологический словарь. М.: Недра. 1978.
92. Геолого-петрологические исследования Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО РАН, 1988. 150 с.
93. Гибшер A.C., Есин C.B., Изох А.Э. и др., Диопсидсодержагцие базальты кембрия Чепошской зоны Горного Алтая: модель фракционирования гибридных магм в промежуточных камерах // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № U.C. 1760— 1772.
94. Гибшер A.C., Казанский А.Ю., Изох А.Э. и др. Роль трансформных сдвигов в тектонике Центральной Азии // Общие вопросы тектоники: Тектоника России. М.: Изд-во ГЕОС, 2000. С. 115.
95. Гибшер A.C., Владимиров А.Г., Владимиров В.Г. Геодинамическая природа раннепалеозойской покровно-складчатой структуры Сангилена (Юго-Восточная Тува): внутренняя структура и механизм формирования // Доклады РАН. 2000. Т. 370. №4. С. 489-492.
96. Гибшер A.C., Хаин Е.В., Котов А.Б. и др. Поздневендский возраст хантайширского офиолитового пояса Западной Монголии: новые U-Pb данные // Геология и геофизика. 2001. Т. 2. № 8. С. 1179-1185.
97. Гинцингер А.Б., Винкман М.К., Асташкин В.А. и др. Разрезы докембрия и нижнего палеозоя западной части Алтае-Саянской складчатой области. Красноярск, 1969. С. 6-24.
98. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Мазукабзов A.M. и др. Урикско-Ийский грабен Присаянского выступа Сибирского кратона: новые геохронологические данные и геодинамические следствия //Доклады РАН. 2002. Т. 386. № 1. С. 72-77.
99. Гладкочуб Д.П. Эволюция южной частиСибирского кратона в докембрии-раннем палеозое и ее связь с суперконтинентальными циклами // Автореф. дис.докт. геол.-мин. наук. М.: ГИН РАН, 2004. 36 с.
100. Гоникберг В.Е. Роль сдвиговой тектоники в создании орогенной структуры ранних каледонид Юго-Восточной Тувы // Геотектоника. 1999. №3. С. 89-102.
101. Гончаренко А.И., Кузнецов П.П., Чернышов А.И. Петроструктурная характеристика деформаций горных пород офиолитов Агардакской зоны // Геолого-петрологические исследования Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1988. С. 75-89.
102. Гордиенко И.В. Индикаторные магматические формации Центрально-Азиатского складчатого пояса и их роль в геодинамических реконструкциях Палеоазиатского океана// Геология и геофизика. 2003. Т.44. №12. С. 1290-1300.
103. Гордиенко И.В. Геодинамическая эволюция поздних байкалид и палеозоид складчатого обрамления Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 1. С. 53-70.
104. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1: 200 000. Издание второе. Серия Алтайская. Лист M-45-III. СПб: Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ, 2001. 194 с.
105. Гранитоидные и щелочные формации в структурах Западной и Северной Монголии. О гв. ред И.В. Лучицкий. М.: Наука, 1975. 285 с.
106. Гусев А.И. Интрузивный магматизм Синюхинского рудного узла // Геология и геофизика. 1994. № 11. С. 28-40.
107. Дембо Т.М. Геологическое строение и золотое оруденение северной части Кузнецкого Алатау // Тр. ЦНИГРИЗолото. 1952. Вып. 19.
108. Дембо Т.М., Моссаковский A.A. Стратиграфия нижнего палеозоя северной части Кузнецкого Алатау // Материалы по региональной геологии. М.: Тр. ВАГТ. 1959. Вып.5.
109. Дербан А.Г. К проблеме расчленения интрузий лысогорского комплекса (Западный Саян) // Материалы Всероссийской научной конференции "Петрология магматических и метаморфических комплексов". Томск: ТГУ, 2002. Вып. 3. Т. 1. С. 182-184.
110. Дистанова А.Н. Мартайгинский гранитоидный комплекс // Магматические формации Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука. 1965. С. 122-243.
111. Дистанова А.Н. Мартайгинский гранитоидный комплекс // Раннепалеозойская гранитоидная формация Кузнецкого Алатау. М.: Наука. 1971. С. 162-159.
112. Дистанова А.Н. Строение плутонов и особенности состава ран непалеозойских гранитоидов Каахемского района Восточной Тувы // Магматические комплексы складчатых областей юга Сибири. Новосибирск: Наука, 1981. С. 24-62.
113. Дистанова А.Н. Гранитоидные ассоциации раннего палеозоя Восточной Тувы // Плутонические формации Тувы и их рудоносность. Новосибирск: Наука, 1984. С. 107-135.
114. Дистанова А.Н., Руднев С.Н., Майорова О.Н. Амфиболы и биотиты раннепалеозойских гранитоидов Тувы и Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1990. 62 с.
115. Дистанова А.Н. Раннепалеозойские гранитоидные ассоциации Алгае-Саянской складчатой области: их типы и индикаторная роль в палеомагнитных реконструкциях // Геология и геофизика. 2000. Т. 41. № 9. С. 1244—1257.
116. Добрецов Г.Л. К вопросу о происхождении габбро-гранитных серий // Геология и геофизика. 1971. № 5. С. 38-34.
117. Добрецов Н.Л., Попов Н.В. О длительности формирования гранитоидных плутонов // Геология и геофизика. 1974. № 1. С. 50-60.
118. Добрецов Н.Л. Эволюция структур Урала, Казахстана, Тянь-Шаня и Алтае-Саянской области в Урало-Монгольском складчатом поясе (Палеоазиатский океан) // Геология и геофизика. 2003а. Т. 44. № 1-2. С. 5-27.
119. Добрецов Н.Л. Мантийные плюмы и их роль в формировании анорогенных гранитоидов // Геология и геофизика. 20036. Т. 44. № 12. С. 1243-1261.
120. Довгаль В.Н. Раннепалеозойская габбро-сиенитовая формация центральной части Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука. 1968. 205с.
121. Довгаль В.Н., Богнибов В.И. Древний габбро-сиенитовый комплекс Кузнецкого Алатау // Магматические формации Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука. 1965. С. 45-64.
122. Довгаль В.Н. Магматизм повышенной щелочности Кузнецкого Алатау // Проблемы магматической геологии. Новосибирск, 1973, с. 112—128.
123. Довгаль В.Н., Широких В.А. История развития магматизма повышенной щелочности Кузнецкого Алатау. Новосибирск: Наука, 1980. 216 с.
124. Додин A.JI. Интрузивные комплексы Кузнецкого Алатау и Горной Шории // Информ. сб. ВСЕГЕИ. 1956.
125. Донская Т.В., Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П. и др. Прибайкальский коллизионный метаморфический пояс // Доклады РАН. 2000. Т. 374. № 1. С. 79-83.
126. Дорофеева Э.Ф. О гетерогенности пород таннуольского магматического комплекса (Тува) // Записки Ленингр. горного института. 1965. Т. 49. Вып. 2. С. 6984.
127. Дорофеева Э.Ф. Строение и условия формирования Таннуольской интрузии) // Записки Ленингр. горного института. 1969. T. VIII. Вып. 2. С. 42-56.
128. Дроздов Б.В. Эволюция щелочного магматизма Кузнецкого Алагау и глиноземистые нефелиновые руды // Матер, совещ. "Магматизм и эндогенная металлогения западной части Алтае-Саянской складчатой области". Новокузнецк. 1987. С. 47-48.
129. Дроздов Б.В. Нефелиновые интрузивные и эффузивные породы Кузнецкого Алатау // Советская геология. 1990. № 11. С. 85—96.
130. Дубский B.C., Уткин C.B., Дубский A.B. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000, Серия Кузбасская, лист N-45-V (Берикульский). Спб: ВСЕГЕИ, 2002. 220 с.
131. Егорова B.B. Геодинамическая позиция раннепалеозойских ультрабазит-базитовых интрузий Тувы // Материалы XIX Всероссийской молодежной конференции "Строение литосферы и геодинамика". Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001. С. 25-27.
132. Еремеев В.П. Интрузии центральной части Тувы и связанные с ними контактовые процессы // Труды ИГН. 1950. Вып. 107. Петрограф, серия. № 31. С. 7183.
133. Еремеев В.П. О калиевом метасоматозе в гранитах Юго-Восточной Тувы // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1959. № 10. С. 100-114.
134. Есин C.B., Гибшер A.C., Петрова Т.В., Изох А.Э. Богатые диопсидом базальты раннепалеозойского задугового бассейна Чепошской зоны Горного Алтая // Доклады РАН. 1997. Т. 353. № 6. С. 798-800.
135. Журавлев А.З., Журавлев Д.З., Костицын Ю.А., Чернышов И.В. Определение самарий-неодимового отношения для целей геохронологии // Геохимия. 1987. № 8. С. 1115-1129.
136. Журавлева И.Т., Лучинина В.А. Палеонтологическая характеристика чингинской и нижнемонокской свит северного склона Западного Саяна // Кембрий Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука, 1980. С. 161-171.
137. Зальцман В.Д., Кокодзеев И.К., Кинзерский В.Б. и др. Опорная рабочая легенда для геологических карт масштаба 1:50 000 Западно-Саянской серии. Минусинскк: Геолфонд, 1994. 20 с.
138. Зальцман В.Д., Кокодзеев И.К., Единцев Е.С. и др. Рабочая корреляционная схема магматических и метаморфических комплексов Западного Саяна. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1996. 17 с.
139. Зоненшайн Л.П. Тектоника Западного Саяна. М.: Госгеолтехиздат, 1963. 111с.
140. Зоненшайн А.П., Кузьмин М.И., Моралев В.П. Глобальная тектоника, магматизм и металлогения. М.: Недра. 1976. 232 с.
141. Зыбин В.А., Куртигешев B.C. К стратиграфии докембрия и нижнего кембрия севера Горного Алтая // Матер, конф. "Геологическое строение и полезные ископаемые западной части Алтае-Саянской складчатой области". Новокузнецк: Запсибгеолсьемка, 1995. С. 50-52.
142. Иванова Т.Н. Роль ассимиляции в формировании интрузий таннуольского комплекса (Тувинская автономная область) // Петрограф, сборник, № 2. Матер.
143. ВСЕГЕИ. 1957. Вып. 21. Новая серия. С.89-93.
144. Иванова Т.Н. Закономерности развития раннепалеозойского магматизма в различных структурах Тувы. М.: Госгеолтехиздат, 1963. 167 с.
145. Иванов В.М. Закономерности изменения состава пород и породообразующих минералов ряда ритмически расслоенных габбро-пироксенит-дунитовых плутонов Алтае-Саянской области // Магматические формации Сибири и Дальнего Востока. М., Наука, 1971. С.21-43.
146. Изох А.Э., Владимиров А.Г., Ступаков С.И. Магматизм Агардагской шовной зоны (Юго-Восточная Тува) // Геолого-петрографические исследования Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО РАН СССР, 1988. 123 с.
147. Изох А.Э., Поляков Г.В., Гибшер A.C. и др. Геодинамические условия формирования перидотит-троктолит-габбровых ассоциаций Центрально-Азиатского складчатого пояса // Матер, совсщ. "РФФИ в Сибирском регионе". Иркутск, 1995. Т.2. С. 51-53.
148. Изох А.Э. Расслоенные ультрабазит-базитовые ассоциации как индикаторы геодинамических обстановок (на примере Центрально-Азиатского складчатого пояса). Автореф. дисс.доктора, геол.-мин. наук., Новосибирск, 1999. 40 с.
149. Изох А.Э., Поляков Г.В., Мальковец В.Г. Позднеордовикский возраст камптонитов агардагского комплекса Юго-Восточной Тувы — свидетельство проявления плюмового магматизма при коллизионных процессах // Доклады РАН. 2001а. Т. 379. № 5. С. 511-514.
150. Изох Э.П. Гипербазит-габбро-гранитный формационный ряд и формация высокоглиноземистых гранитов. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1965. 138 с.
151. Изох Э.П. Габбро-гранитные плутонические серии как индикатор глубинных процессов // Кора и верхняя мантия Земли. М.: Наука, 1975. С. 35-37.
152. Изох Э.П., Юдалевич З.А., Пономарева А.П. и др. Формационный анализ гранитоидов Западного Узбекистана. Новосибирск: Наука, 1975. 518 с.
153. Изох Э.П. Оценка рудоносности гранитоидных формаций в целях прогнозирования. М.: Недра, 1978. 136 с.
154. Индосинийский магматизм и геодинамика Южного Памира // А.Г.Владимиров, С.Н.Руднев, М.М.Малых и др. Новосибирск: Изд-во ОИГГМ РАН, 1992. 228 с.
155. Казаков И.Н. Краткий очерк стратиграфии и магматизма кембрия Западного Саяна. Л.: ВСЕГЕИ, 1960. №. 27. С. 61-68.
156. Казаков И.Н. Очерк геологического строения Западного Саяна. С-Пб: ВСЕГЕИ, 1961. Т. 58. С. 61-104.
157. Казанский А.Ю., Ковязин C.B., Лоскутов И. Ю. и др. Палеоспрединговые комплексы Алтае-Саянской области // Геодинамика палеоспрединга. М.: ГЕОС, 2002. С. 155-202.
158. Каргополов С.А. Структурный анализ метаморфической толщи мугурского зонального комплекса // Геолого-петрологические исследования Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1988. С. 106-119.
159. Каргополов С.А. Условия метаморфизма пород мугурского зонального комплекса (нагорье Сангилен) // Структурно-вещественные комплексы Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1989. С. 97-113.
160. Каргополов С.А. Малоглубинные гранулиты Западного Сангилена (Юго-Восточная Тува) // Автореф. дисс.канд. геол.-мин. наук. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1997. 16 с.
161. Каргополов С.А., Плотников A.B., Владимиров А.Г. и др. Геохимия метабазигов северной части Томского выступа (Кузнецкий Алатау) // Доклады РАН. 1998. Т. 361. № 6. С. 803-806.
162. Катанов С.Г., Зальцман В.Д. Групповая съемка масштаба 1:50000 с общими поисками месторождений полезных ископаемых на площади листов N-46-103, N-46-104, N-46-114, N-46-115 (Шадатская иолощадь). Отчет Орловской ГСП за 19861991 гг. Минусинск, 1991. 350 с.
163. Кепежинскас П.К., Кепежинскас К.Б., Пухтель И.С. Sm-Nd возраст океанических офиолитов Баян-Хонгорской зоны (МНР) // Доклады РАН. 1991. Т. 316. №3. С. 718-721.
164. Кляровский В.М. Геохронология горных областей юго-западной части обрамления Сибирской платформы. Новосибирск: Наука, 1972. 258 с.
165. Ковалев П.Ф., Бухаров Н.С. Сравнительная характеристика гранитоидных массивов таннуольского комплекса Центральной и Восточной Тувы // Материалы по геологии Тувинской АССР. Кызыл, 1979. Вып. IV. С. 71-85.
166. Ковалев П.Ф., Рогов Н.В. Зубовский апатитоносный габбро-монцодиоритовый (граносиенитовый) интрузивный комплекс Восточной Тувы // Материалы по геологии Тувинской АССР. 1981. Вып. 5. С. 120-129.
167. Ковалев П.Ф. Петрохимия зубовского интрузивного комплекса и его апатигоносность // Петрохимия рудоносных габброидных формаций. Новосибирск: Наука, 1990. С. 136-148.
168. Ковалев П.Ф. Отчет по теме "Составление серийных рабочих легенд для геологической съемки масштаба 1:50000 на территории Тувинской АССР". Кызыл, Республика Тува, ТГРЭ, 1991. 326 с.
169. Ковалев П.Ф., Добрянский Г.И., Шнай Г.К. и др. Чарашский комплекс -петротип высокоглиноземистых низкощелочных плагиогранитов // Отечественная геология. 1997. № 11. С. 38^42.
170. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Козаков и др. Бт-Ш-изотонные провинции земной коры Центральной Азии // Доклады РАН. 1996а. Т. 348. № 2. С. 220-222.
171. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П. и др. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Бт-Ыс! изотопные данные // Геохимия. 19966. № 8. С. 699-712.
172. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Пухтель И.С.и др. Магматические породы и источники магм офиолитов Озерной зоны (Монголия) // Петрология. 1996в. Т. 4. № 5. С. 453^95.
173. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П. и др. Корообразующие процессы при формировании Центрально-Азиатского складчатого пояса: Бт-Ж изотопные данные // Геотектоника. 1999. № 3. С. 21-41.
174. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Владыкин Н.В. и др. Эпохи формирования, геодинамическое положене и источники редкометального магматизма Центральной Азии // Петрология. 2002. Т.10. № 3. С. 227-253.
175. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П. и др. Магматизм и геодинамика раннекаледонских структур Центрально-Азиатского складчатого пояса (изотопные и геологические данные) // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 12. С. 1280-1293.
176. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Томуртого О. и др. Геодинамика и корообразующие процессы ранних каледонид Баянхонгорской зоны (Центральная Монголия) // Геотектоника. 2005. № 4. С. 55-76.
177. Ковач В.П., Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. и др. Механизмы формирования и эволюция континентальной коры Центральной Азии: геохронологические, геохимические и N(1 изотопные данные // Матер. XXXVIII тектонического совещ.
178. Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ископаемых". М.: ГЕОС, 20056. Т. 1. С. 293-296.
179. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Коваленко В.И. и др. Возраст постколлизионного магматизма каледонид Центральной Азии (на примере Тувы) // Доклады РАН. 1998. Т. 360. № 4. С. 514-517.
180. Козаков И.К., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Возраст метаморфизма кристаллических комплексов Тувино-Монгольского массива: результаты U-Pb геохронологических исследований гранитоидов // Петрология. 1999а. Т. 7. № 2. С. 173-189.
181. Козаков И.К., Сальникова Е.Б, Бибикова Е.В. и др. О полихронности развития палеозойского гранитоидного магматизма в Тувино-Монгольском массиве: результаты U-Pb геохронологических исследований // Петрология. 19996. Т. 7. № 6. С. 631-643.
182. Козаков И.К., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Возрастные рубежи структурного развития метаморфических комплексов Тувино-Монгольского массива // Геотектоника. 2001. № 3. С. 22-43.
183. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Хаин Е.В. и др. Этапы и тектоническая обстановка формирования комплексов ранних каледонид Озерной зоны Монголии: результаты U-Pb и Sm-Nd изотопных исследований // Геотектоника. 2002. № 2. С. 80-92.
184. Козаков И.К., Ковач В.П., Ярмолюк В.В. и др. Корообразующие процессы в геологическом развитии Тувино-Монгольского массива: Sm-Nd изотопные и геохимические данные по гранитоидам // Петрология. 2003. Т. 11. № 5. С. 491-511.
185. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Натман А. и др. Метатерригенные толщи Тувино-Монгольского массива: возраст, источники, тектоническая позиция // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005. Т. 13. № 1. С. 3-25.
186. Козьмин Д.Г. Структурно-вещественные комплексы позднего рифея, вендакембрия восточного склона Кузнецкого Алатау и обстановки из формирования // Автореф. дисс.канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2000. 16 с.
187. Конюшков К.Н. Стратиграфия нижнего кембрия Западного Саяна и ее палеонтологическое обоснование (по археоциатам) // Автореф. дисс. .канд. геол.-мин. наук. Л., 1966. 16 с.
188. Конников Э.Г., Гибшер A.C., Изох А.Э. и др. Раннепротерозойско-раннепалеозойская эволюция северного сегмента Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 7-8. С. 103-135.
189. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение // Изв. АН СССР, Сер. геол. 1952. № 2. С. 56-64.
190. Коробейников В.П., Исаков В.М. К тектонике и стратиграфии метаморфических комплексов докембрия и кембрия Западного Саяна // Материалы по геологии, геофизике и полезным ископаемым Сибири. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1965. Вып 34. С. 3-14.
191. Костицын Ю.А., Алтухов Е.П., Филина Н.П. Rb-Sr изохронное датирование щелочных гранитов Северо-Восточной Тувы // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 7. С. 917-923.
192. Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. и др. Этапы формирования континентальной коры Центральной части Алданского гранулито-гнейсовой области: U-Pb и Sm-Nd изотопные данные по гранитоидам // Петрология. 1995. Т. 3. № 1. С. 99-110.
193. Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Резницкий Л.З. и др. О возрасте метаморфизма слюдянского кристаллического комплекса (Южное Прибайкалье): результаты U-Pb геохронологических исследований гранитоидов // Петрология. 1997. Т. 5. № 4. С. 380-393.
194. Кравцев A.B., Изох А.Э., Цукерник А.Б. Интрузивный магматизм Озерной зоны (МНР) // Структурно-вещественные комплексы Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО РАН. 1989. С. 26^14.
195. Кривенко А.П. Особенновсти строения и некоторые вопросы генезиса габбро-сиенитового плутона Большой Таскыл в Кузнецком Алатау // Магматические формации Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1971. С. 3-20.
196. Кривенко А.П. Сиенит-габбровый плутон Большой Таскыл в Кузнецком Алатау. Новосибирск: Наука. 1973. 108с.
197. Кривенко А.П., Поляков Г.В., Богнибов В.И., Балыкин П.А. О когтахском комплексе габбро и дунит-монцонитов на восточном склоне Кузнецкого Алатау // Магматические формации Сибири. Новосибирск: Наука. 1977. С. 34—39.
198. Кривенко А.П., Поляков Г.В., Богнибов В.И., Балыкин П.А. Габбро-монцодиоритовая формация Кузнецкого Алатау // Базитовые и ультрабазитовые комплексы Сибири. Новосибирск: Наука, 1979. С. 3-96.
199. Кривенко А.П. Габброидные формации Центрально-Азиатского пояса. Автореф. дисс. . доктора .геол.- мин. наук. Новосибирск, 1984. 40 с.
200. Кривчиков A.B. Геохронология и генетические особенности гранитоидов Саракокшинского массива // Геологическое строение и полезные ископаемые Алтайского края. Бийск, 1985. С.53-55.
201. Кривчиков A.B. Саракокшинский гранитоидный массив в Горном Алтае // Геология и геофизика. 1993. № 8. Депонирована в ВИНИТИ 19.02.93, № 412-В 93. 13 с.
202. Крук H.H., Титов A.B., Пономарева А.Г1. и др. Внутреннее строение и петрология айской сиенит-граносиенит-гранитной серии (Горный Алтай) // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 8. С. 1072-1084.
203. Крук H.H., Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Журавлев Д.З. Sm-Nd изотопная систематика гранитоидов западной части Алтае-Саянской складчатой области // Доклады АН. 1999. Т. 366. № 3. С. 395-397.
204. Крук H.H., Владимиров А.Г., Владимиров В.Г. и др. Кубадринский гранитоидный батолит (Горный Алтай): геодинамическая позиция, внутреннее строение, U-Pb изотопный возраст // Геология и геофизика. 2004. Т. 45. № 6. С. 688— 702.
205. Крук H.H., Руднев С.Н., Шокальский С.П. и др. Возраст и тектоническая позиция плагиогранитоидов Саракокшинского массива (Горный Алтай) // Литосфера. 2007а. № 6. С. 137-146.
206. Крук H.H., Бабин Г.А., Владимиров А.Г. и др. Континентальная кора и источники гранитоидов Горного Алтая // Геология и геофизика. 2010 (в печати).
207. Кузнецов A.M. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Кузбасская. Лист1Ч-45-Х. Объяснительная записка. Москва. 1963. 116 с.
208. Кузнецов В.А. Геологическое строение и полезные ископаемые Тайдоно-Терсинского района западного склона Кузнецкого Алатау. Томск: Изд-во ТГУ. 1940. 102 с.
209. Кузнецов В.А. Новые данные о геологическом строении Тувы // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1946. № 5. С. 91-104.
210. Кузнецов В.А., Пинус Г.В. Интрузивные комплексы Тувы и основные закономерности их проявления // Доклады АН СССР. 1949. Т. 65. № 1. С. 69-71.
211. Кузнецов Ю.А. Об интрузиях Кузнецкого Алатау и их рудоносности // Вестник Зап.-Сиб. Геолразвед. треста. 1932. Вып. 3-4. С. 69-75.
212. Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. М.: Недра, 1964. 387с.
213. Кузнецов Ю.А., Яншин А.Л. Общие структурные закономерности проявления гранитоидного магматизма // Проблемы связи тектоники и магматизма. М.: Наука, 1969. С. 65-78.
214. Кузнецов Ю.А., Богнибов В.И., Дистанова А.Н., Сергеева Е.С. Раннепалеозойская гранитоидная формация Кузнецкого Алатау. М.: Наука. 1971. 352 с.
215. Кузнецов Ю.А. О состоянии и задачах учения о магматических формациях // Геология и геофизика. 1973. № 8. С. 3-11.
216. Кузьмичев А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. М.: Пробел-2000, 2004. 192с.
217. Куренков С.А., Диденко А.Н., Симонов В.А. Геодинамика палеоспрединга. М.: ГЕОС, 2002. 294 с.
218. Куртигешев B.C., Бычков А.И., Шатилова Г.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000, Серия Кузбасская, лист N-45-III (Кемерово). Спб: ВСЕГЕИ, 2002. 215 с.
219. Куртигешев B.C., Бычков А.И., Шатилова Г.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000, Серия Кузбасская, лист N-45-X (Центральный). Спб: ВСЕГЕИ, 2006. 223 с.
220. Лапин Б.Н. Девонские палеовулканы и возраст бреньского комплекса (Тува) // Геология и геофизика. 1969. № 10. С. 29-38.
221. Лебедев В.И., Халилов В.А., Каргополов С.А. и др. U-Pb возраст высокотемпературного метаморфизма Сангилена (Юго-Восточная Тува) // Доклады АН СССР. 1991. Т. 320. № 3. С. 682-686.
222. Лебедев В.И., Владимиров А.Г., Халилов В.А. и др. U-Pb датирование и проблема расчленения докембрийских-раннепалеозойских метаморфических образований Западного Сангилена // Геология и геофизика. 1993. № 7. С. 45-52.
223. Лебедев А.П., Гинзбург И.В. Материалы к петрографии магматических пород северо-восточной части Центральной Тувы // Труды ИГН. Петрограф, серия. 1953. Вып. 147. № 43. С. 223-247.
224. Лебедева З.А. Основные черты геологии Тувы. Л.: Изд-во АН СССР, Труды Монг. комиссии АН СССР, № 26, 1938. 280 с.
225. Леонтьев Л.Н. О таннуольском интрузивном комплексе Тувы // Доклады АН СССР. 1953. Т. 91. № 5. С. 1199-1202.
226. Лепезин Г.Г. Метаморфические комплексы Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск: Наука, 1978. 229 с.
227. B.И. Лебедев. Кызыл: ТувИКОПР СО РАН, 2004. С. 50-53.
228. Летникова Е.Ф., Донская Т.В., Школьник С.И. Реконструкция северной границы Тувино-Монгольского микроконтинента // Доклады РАН. 2002. Т. 382. № 2.1. C. 238-241.
229. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Алакшин A.M., Подладчиков Ю.Ю. Ангаро-Витимский батолит крупнейший гранитоидный плутон. Новосибирск: Изд-во ОИГГМ СО РАН, 1992. 141 с.
230. Лукашев Г.Н., Антонова О.И. Геологическая карта СССР масштаба1:200 ООО. Серия Западно-Саянская. Лист М-46-Х. Объяснительная записка. М., 1961. 113 с.
231. Лучицкая М.В. Тоналит-трондьемитовые комплексы Корякско-Камчатского региона (геология, геодинамика). М.: ГЕОС, 2001. Тр. ГИН РАН. Вып. 522. 124 с.
232. Ляшенко О.В. Сравнительная тектоника Куртушибинского и Восточно-Саянского офиолитовых поясов (Алтае-Саянская область) // Автореф. дисс. .канд. геол.-мин. наук. Москва, 1984. 193 с.
233. Магматизм и рудоносность Калба-Нарымской зоны Восточного Казахстана //
234. B.В.Лопатников, Э.П.Изох, П.В.Ермолов и др. М.: Наука, 1982.
235. Маликова И.Н., Маликов Ю.И., Дмитриева А.Н. Геохимическая типизация фанерозойских гранитоидов Восточной Тувы // Потенциальная рудоносность, геохимические типы и формации магматических пород. Новосибирск: Наука, 1991.1. C. 32-43.
236. Маркова Н.Г., Коробков М.Н., Журавлева З.А. К вопросу о венд-кембрийских отложениях Юго-Западной Монголии // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1972. Т. 47. Вып. 1. С. 25^44.
237. Метелкин Д.В. Структурное положение островных дуг центральной части Алтае-Саянской складчатой области в кембрии по палеомагнитным данным: Автореферат дисс. .канд. геол.-минерал. наук. Новосибирск: ИГМ СО РАН, 1998. 22 с.
238. Мехоношин A.C., Владимиров А.Г., Федоровский B.C. и др. Базит-ультрабазитовый магматизм Ольхонской коллизионной системы Западного
239. Митрофанов Ф.П. Сопоставление нижнепалеозойских гранитоидов Восточной Тувы и восточной части Восточного Саяна // Вестн. ЛГУ. 1962. № 6. С. 46-56.
240. Митрофанов Ф.П., Кольцова Т.В. Возраст некоторых последокембрийских интрузивных пород Восточного Саяна // Абсолютный возраст докембрийских пород СССР. М.: Наука, 1965. - С. 142-148.
241. Монгуш A.A., Лоскутов И.Ю., Агафонов Л.В. Минералогия нижнекембрийских дифференцированных габброидов Восточной Тувы. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1999. С. 125-139.
242. Монгуш A.A. Петрография и минералогия раннепалеозойских ультрамафит-мафитовых массивов Восточной Тувы // Автореф. дис.канд. геол.-мин. наук. 2002. 16 с.
243. Иркутск: Изд-во Института земной коры СО РАН, 2006а. Т. 2. Вып. 4. С. 41-44.
244. Монгуш A.A., Лебедев В.И., Бородина Е.В. и др. Геологическая позиция и вещественный состав габброидных массивов каледонид Тувы // Состояние и освоение природных ресурсов Тувы и сопредельных регионов Центральной Азии. Кызыл: ТувИКОПР, 2007. С. 37-67.
245. Монгуш A.A., Лебедев В.И., Ковач В.П. и др. Источники магм и тектономагматическая эволюция островодужных комплексов Таннуольской зоны (Южная Тува) в венде-раннем кембрии // Геология и геофизика. 2010 (в печати).
246. Монич В.К. К петрологии района Берикульского рудника в Кузнецком Алатау // Труды ТГУ. Сер. Геол., 1938. Т. 93. С. 3-62.
247. Моссаковский A.A. Геологическая карта СССР масштаба 1: 200 000. Серия Кузбасская. Лист N-45-V. Объяснительная записка. Москва. 1957. 102 с.
248. Моссаковский A.A., Руженцев C.B., Самыгин С.Г., и др. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. № 6. С. 3-31.
249. Налетов Б.Ф. Региональная петрохимия гранитоидов. Новосибирск: Наука, 1976. 127 с.
250. Налетов Б.Ф., Никонов О.И. Магматические ассоциации с золотым, железным и колчеданным оруденением. Новосибирск: Наука, СО РАН, 1982. 169 с.
251. Немцович В.М. Булкинская габброидная интрузия верховьев р. Амыл (Западный Саян). Л.: ВСЕГЕИ, 1959. Т. 21. С. 117-124.
252. Немцович В.М. Базитовые интрузии Тувы и их титаноносность // Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. Л.: ВСЕГЕИ, 1973. 218 с.
253. Никитин Д.И. Геологическое строение и полезные ископаемые северозападной части Кузнецкого Алатау // Труды ЦНИГРИ. 1940. Вып. 124. 92с .
254. Никифоров A.B., Ярмолюк В.В. Раннепалеозойский возраст формирования и геодинамическое положение Ботогольского и Хушагольского массивов щелочных пород Центрально-Азиатского складчатого пояса // Доклады РАН, 2007, Т. 412, № 1, С. 81-86.
255. Нифантов Б.Ф. Верхнекондомский гранодиоритовый массив, его геология, петрология и геохимические особенности (Горная Шория). Автореф.дисс. на соискание уч. ст. к.г.-м.н., Томск, 1966. 20 с.
256. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бибикова Е.В., Пономарчук В.А. Состав, строение и условия формирования метаосадочно-вулканогенных комплексов Канского зеленокаменного пояса // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 7. С. 10581078.
257. Ножкин А.Д., Баянова Т.Б., Туркина О.М. и др. Раннепалеозойский гранитоидный магматизм и метаморфизм в Дербинском микроконтиненте Восточного Саяна: новые изотопно-геохронологические данные // Доклады РАН. 2005. Т. 404. № 2. С. 241-246.
258. Носков Ю.С. Некоторые особенности состава базальных конгломератов палеозойских отложений центральной и юго-восточной части Горного Алтая //
259. Материалы науч.-практ. коиф. "Геологическое строение и полезные ископаемые западной части Алтае-Саянской горной области" Новокузнецк, 1995. С. 54-56.
260. Орлов Д.М. Краткий очерк магматизма Западного Саяиа // Мат. по региональной геологии Алтае-Саянской складчатой области. Л.: ВСЕГЕИ, 1961. Т. 58. С. 105-112.
261. Орлов Д.М. Петрология расслоенных тиганоносных интрузий Алтае-Саянской складчатой области. Л.: Недра. 1975, 199 с.
262. Осадчая Д.В., Кашина Л.Н., Журавлева И.Т. и др. Стратиграфия и археоциаты нижнего кембрия Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука, 1979. 216 с.
263. Павленко A.C., Филиппов Л.В., Орлова Л.П. Гранитоидные формации Центрально-Азиатского складчатого пояса их петрология, геохимия, металлоносность. М.: Наука, 1974. 223 с.
264. Палеозойский гранитоидный магматизм Центрально-Азиатского складчатого пояса. Отв. ред. Б.Г. Лу гц. Новосибирск: Наука, 1981. 316 с.
265. Перфилова О.Ю. К проблеме формационного единства крупнейших гранитоидных интрузий Западного Саяна // Материалы совещания "Проблемы стратиграфии и магматизма Красноярского края и Тувинской АССР". Красноярск: Красноярскгеология, 1991. С. 93-97.
266. Петрографический словарь // В.Рыка, А. Малишевская. М.: Недра, 1989. 590 с.
267. Петрова А.Ю. Rb-Sr изотопная система метаморфических и магматических пород Западного Сангилена (Юго-Восточная Тува) // Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. М.: ИМГРЭ, 2001. 26 с.
268. Петрова А.Ю., Костицын Ю.А. Возраст высокоградиентного метаморфизма и гранитообразования на западном Сангилене // Геохимия. 1997. № 3. С. 343-347.
269. Пинус Г.В. Петрохимические особенности пород таннуольского интрузивного комплекса//Доклады АН СССР. 1955. Т. 104. № 2. С. 306-309.
270. Пинус Г.В., Кузнецов В.А., Волохов И.М. Гипербазиты Алтае-Саянской складчатой области. М.: Изд-во АН СССР, 1958. 295 с.
271. Пинус Г.В. Таннуольский интрузивный комплекс (Тува). Новосибирск: Изд-во СО АН СССР, 1961. 110 с.
272. Плотников A.B. Метаморфические комплексы Томского выступа (Горная Шория) и их геодинамическая интерпретация // Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. Новосибирск: ИГМ СО РАН, 1998. 16 с.
273. Плотников A.B., Ступаков С.И., Бабин Г.А. и др. Возраст и геодинамическая природа офиолитов Кузнецкого Алатау // Доклады РАН. 2000. Т. 372. № 1. С. 80-85.
274. Плотников А.В, Крук H.H., Владимиров А.Г. и др. Sm-Nd изотопная систематика метаморфических пород западной части Алтае-Саянской складчатой области // Доклады РАН. 2002. Т. 338. № 2. С. 228-232.
275. Плутонические формации Тувы и их рудоносность. Отв ред. Г.В. Поляков. Новосибирск: Наука, 1984. Труды ИГГ СО РАН. Вып. 592. 173 с.
276. Поляков Г.В., Телешев А.Е., Федосеев Г.С., Николаев С.М. Абсолютный возраст гранитоидов Ольховского комплекса // Геология и геофизика. 1965а. № 9. С. 22-31.
277. Поляков Г.В., Федосеев Г.С., Телешев А.Е., Николаев С.М. Шиндинский плутон Ольховского гранитоидного комплекса (Восточный Саян) // Магматические формации Алтае-Саянской складчатой области. Москва: Наука, 19656. С. 84—121.
278. Поляков Г.В. Палеозойский магматизм и железооруденение юга Средней Сибири // Труды ИГиГ СО АН СССР. М.: Наука, 1971. № 117. 312 с.
279. Поляков Г.В., Фирсов JI.B., Телешев А.Е., Федосеев Г.С. Калий-аргоновый возраст раннепалеозойских гранитоидов Восточного Саяна по породам и биотиту // Доклады АН СССР. 1972. Т. 202. № 4. С. 935-937.
280. Поляков Г.В., Богнибов В.И. Раннепалеозойские дифференцированные базитовые интрузии салаирид Юго-Восточной Тувы // Доклады АН СССР. 1978. Т. 240. №5. С. 1194-1197.
281. Поляков Г.В., Богнибов В.И. Раннепалеозойский иеридотит-пироксенит-габброноритовый комплекс салаирид Юго-Восточной Тувы // Базитовые и ультрабазитовые комплексы Сибири. Новосибирск: 1979. С. 118-126.
282. Поляков Г.В., Кривенко А.П., Богнибов В.И. и др. Габброидные формации складчатых областей // Магматические формации и петрология магматических горных пород. Новосибирск; Наука, 1981. С. 68-77.
283. Поляков Г.В., Богнибов В.И., Изох А.Э. и др. Перидотит-пироксенит-габброноритовая формация Восточной Тувы и Северо-Западной Монголии // Плутонические формации Тувы и их рудоносность. Новосибирск; Наука, 1984. С. 357.
284. Пономарева А.П., Изох Э.П., Андреева Н.В. Взаимодействие мантийных и коровых расплавов при формировании Магаданского батолита // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 2. С. 25-34.
285. Пономарева А.П., Владимиров А.Г., Халилов В.А. и др. О гетерогенности гранитоидов Томского выступа и его обрамления (Горная Шория) // в кн. "Новые данные о геологии и полезных ископаемых Алтае-Саянской складчатой области", Новокузнецк, 1995. С.189-191.
286. Пономарчук В.А., Лебедев Ю.Н., Травин A.B. и др. Применение тонкой магнито-сепарационной технологии в K-Ar, 40Ar/39Ar, Rb-Sr методах датирования пород и минералов // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 1. С. 55-64.
287. Пономарчук В.А. Геохронологические (40Аг/39Аг и Rb-Sr) и изотопно07 0<Г л а 1лгеохимические ( Sr/ Sr, S^S, 5 С) параметры Cu-Мо-порфировых рудных узлов
288. Сибирь, Монголия) // Автореф. дисс. докт. геол.-мин. наук. Новосибирск: ИГМ СО РАН, 2005. 41 с.
289. Попов В.А., Митус А.И., Чучко В.II., Нечаева С.П. Геологическое доизучение масштаба 1:200 ООО в Западном Саяне на Систигхемской площади в пределах листа .М-46-ХХ1Х. Отчет Систигхемской партии по работам 1991-1999 гг. Кызыл: Геолфонды, 1999.
290. Пругов В.П. Среднетерсинский габбро-пироксенит-дунитовый плутон (Кузнецкий Алатау) // Магматические формации Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск: Наука. 1971. С. 44-60.
291. Пругов В.П. Рыбинский габбро-норитовый интрузив (Центральная часть Кузнецкого Алатау) // Магматические формации Сибири. Новосибирск: Наука. 1972. С. 39-57.
292. Радугин" К.В. Элементы стратиграфии и тектоники Горной Шории // Материалы по геологии Западно-Сибирского края. Томск, 1936, Вып. 37. 74 с.
293. Региональные схемы магматизма Алтае-Саянекой складчатой области. Л.: ВСЕГЕИ, 1978. Нов. сер. Т. 270. 157 с.
294. Раннепалеозойская гранитоидная формация Кузнецкого Алатау. Отв. ред. Ю.А. Кузнецов. М.: Наука, 1971. 348 с.
295. Региональные схемы корреляции магматических и метаморфических комплексов Алтае-Саянской складчатой области (Материалы VI ЗападноСибирского петрографического совещания, ноябрь 1998 г.) // Под редакцией В. Л. Хомичева. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1999. 261 с.
296. Резницкий Л.З., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Возраст и продолжительность формирования флогопитовых и лазуритовых месторождений Южного Прибайкалья: результаты 11-РЬ геохронологоческих исследований // Петрология. 2000. Т. 8. № 1. С. 74-86.
297. Репина Л.Н., Хоментовский В.В., Журавлева И.Т., Розанов А.Ю. Биостратиграфия нижнего кембрия Саяно-Алтайской складчатой области. М.: Наука, 1964. 365 с.
298. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981. 584 с. Рогов Н.В., Зайков В.В., Кривенко А.П. Плутонические комплексы Тувы // Региональные схемы магматизма Алтае-Саянской складчатой области. Л.: Недра. 1978. С. 73-80.
299. Рогов H.B. Генетические типы гранитоидов Тувы // Новые данные по гранитоидному магматизму и геологии железорудных месторождений Сибири. Новосибирск, 1987. С. 78-82.
300. Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем). М.: Научный мир, 2001. 185 с.
301. Рублев А.Г., Шергина Ю.П. Ордовикский магматизм Восточного Саяна, Минусы и Кузнецкого Алатау // Геология и полезные ископаемые Красноярского края и Республики Хакасия. Красноярск, 1996 Вып. 3. С. 58-63.
302. Рублев А.Г., Шергина Ю.П., Берзон Е.И. и др. Изотопный возраст палеозойских вулканитов Красноярского поднятия и проблемы стратиграфии быскарской серии // Отечественная геология. 1999. № 3. С. 47-54.
303. Рублев А.Г. Sr-Nd систематика раннепалеозойских магматических пород центральной части АССО и проблема источников их вещества // Материалы XVI симпозиума по геохимии изотопов имени ак. А.П.Виноградова. М.: ГЕОХИ РАН, 2001. С. 214-215.
304. Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А. и др. Раннепалеозойские гранитоидные батолиты Алтае-Саянской складчатой области (латерально-временная зональность и источники) // Доклады РАН. 2004а. Т. 396. № 3. С. 369-373.
305. Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А. и др. Возрастные рубежи и геодинамическая природа Каахемского полихронного батолита (Восточная Тува) // Доклады РАН. 20046. Т. 399. № 4. С. 506-512.
306. Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Бибикова Е.В. и др. U-Pb изотопный возраст гранитоидов Бреньского массива (Восточная Тува) // Изв. ТПУ. Томск. 2004г. Т. 307. № 6. С. 35-40.
307. Руднев С.Н., Бабин Г.А., Владимиров А.Г. и др. Геологическая позиция, возраст и геохимическая модель формирования островодужных плагиогранитов Западного Саяна // Геология и геофизика. 2005в. Т. 46. № 2. С. 170-187.
308. Руднев С.Н., Бабин Г.А., Владимиров А.Г. и др. Гранитоидный магматизм Западного Саяна (этапы, состав, возраст и источники) Матер. Всеросс. конф.: "Петрология магматических и метаморфических комплексов", Томск, Изд-во ТГУ, 2005г, Вып. 5. С. 211-218.
309. Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А. и др. Каахемский полихронный гранитоидный батолит (В. Тува): состав, возраст, источники и геодинамическая позиция // Литосфера. 2006а. № 1. С. 30^42.
310. Руднев С.Н., Матуков Д.И., Сергеев С.А., Серов П.А. Позднерифейские плагиограниты Кузнецкого Алатау: состав, возраст и источники // Доклады РАН. 20066. Т. 410. № 6. С. 809-815.
311. Руднев С.Н., Борисов С.М, Бабин Г.А. и др. Раннепалеозойские батолиты северной части Кузнецкого Алатау: вещественный состав, возраст, источники" // Петрология. 2008а. Т. 16. № 4. С. 421-448.
312. Руднев С.Н., Бабин Г.А., Пономарчук В.А. и др. Гранитоидный магматизм Западного Саяна (этапы, состав и источники) // Литосфера. 2009а. № 1. С. 23-46.
313. Рыцк Е.Ю., Сальникова Е.Б., Ковач В.П. и др. Верхняя возрастная граница окинской серии (Восточный Саян) // Доклады РАН. 2000. Т. 374. № 1. С. 84-87.
314. Семенов Г.Г. Новые данные по стратиграфии западной части северного фаса Западного Саяна // Материалы по геологии и полезным ископаемым Красноярского края. Красноярск: КГУ, 1961. Вып. 1. С .3-14.
315. Сибилев А.К. Петрология и асбестоносность офиолитов (на примере Иджимского массива в Западном Саяне). Новосибирск: Наука, 1980. 215 с.
316. Сивов А.Г. Геология и возраст интрузивов юго-восточного склона Западного Саяна // Труды науч. конф. по изучению и освоению производственных сил Сибири. 1940.
317. Сивов А.Г. Кембрий и докембрий Западного Саяна // Вопросы докембрия Западной Сибири. Труды Горн.-геол. Ин-та, ЗСФАН СССР, 1948. Вып. 2. С. 32^14.
318. Сивов А.Г. Нижний кембрий Западного Саяна. Томск: ТПИ, 1953, вып. 2, с.22.31.
319. Симонов В.А., Кузнецов П.П. Бониниты в венд-кембрийских офиолитах Горного Алтая // Доклады АН СССР. 1991. Т. 316. № 2. С. 448-451.
320. Симонов В.А., Куренков С.А, Перфильев A.C. Офиолитовая ассоциация горы Кара-Шат (Южная Тува) // Геолого-петрологические исследования Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1988. С. 90-96.
321. Смышляев В.Н. К петрохимии пород Майнской плагиогранитной интрузии (Западный Саян). Томск: Изд-во ТГУ, 1957. Вып. 4. С. 40-55.
322. Смышляев В.Н. Основные черты геологического строения Майнской плагиогранитной интрузии (Западный Саян). Томск: Изв. ТПИ, 1958. Т. 90. С. 69-84.
323. Смышляев В.Н. Плагиогранитный интрузивный комплекс северного склона Западного Саяна // Магматические комплексы Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск: ИГГ СО АН СССР, 1963. Вып. 33. С. 92-106.
324. Смышляев В.Н. Спилит-кератофировая формация северного склона Западного Саяна // Магматические формации Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука, 1965. С. 179-196.
325. Сорокин A.A., Кудряшов Н.М., Сорокин А.П. и др. Геохронология, геохимия и геодинамическая позиция палеозойских гранитоидов восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса // Докдады РАН. 2003. Т. 392. № 6. С. 807812.
326. Сорокин A.A., Кудряшов Н.М., Ли Цзиньи. U-Pb геохронология гранитоидов октябрьского комплекса Мамынского террейна (Приамурье) // Тихоокеанская геология. 2004. Т. 23. № 5. С. 54-67.
327. Сотников В.И., Пономарчук В.А., Шевченко Д.О. и др. 40Аг/39Аг геохронология магматических и метасоматических событий в Сорском Cu-Mo-порфировом рудном узле (Кузнецкий Алатау) // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 5. С. 786-801.
328. Сотников В.И., Пономарчук В.А., Шевченко Д.О. и др. Аксугское порфировое месторождение в Северо-Восточной Туве: 40Ar/39Ar геохронология, источники вещества//Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 11. С. 1119-1132.
329. Структурно-вещественные комплексы Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО РАН, 1989. 159 С.
330. Ступаков С.И., Симонов В.А. Особенности минералогии ультрабазитов -критерии палеогеодинамических условий формирования офиолигов Алтае-Саянской складчатой области // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 4. С. 746-755.
331. Судаков В.М., Беспалов Ю.В. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые верховьев рек Ус, Кевек, Тайгиш. Листы N-46-115-B, Г; N-46-116-A, В. Отчет Буйбинской ГСП за 1974-1976 гг. Минусинск, 1977. 420 с.
332. Судовиков Н.Г. Тектоника, метаморфизм, мигматизадия и гранитизация пород Ладожской формации. М.; Л., 1954. 198 с.
333. Схемы межрегиональной корреляции магматических и метаморфических комплексов Алтае-Саянской складчатой области и Енисейского кряжа // Отв. ред. В. Л. Хомичев. Новосибирск: СНИИГГиМС, 2002. 178 с.
334. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. 279 с.
335. Таусон Л.В., Антонин B.C., Захаров М.Н., Зубков B.C. Геохимия мезозойских латитов Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1984. 215 с.
336. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 379 с.
337. Тектоника Монгольской Народной Республики. Отв. ред. В.А. Кутолин. М.: Наука, 1974. 284 с.
338. Телешев А.Е., Поляков Г.В. Вещественный состав и петрохимия ассоциаций девонских вулканических и плутонических пород Восмточной Тувы // Вопросы иагиатической геологии Сибири. Новосибирск: Наука, 1978. С.38-56.
339. Телешев А.Е., Поляков Г.В. Соотношения палеозойских гранитоидных комплексов правобережья р. Лызыл-Хем и Нижний Кадраус (Восточная Тува // Гранитоидные комплексы Сибири. Новосибирск: Наука, 1979. С. 23-40.
340. Телешев А.Е. Взаимоотношения разновозрастных гранитоидов Бреньского плутона с девонскими вулканическими комплексами Восточной Тувы // Магматические комплексы складчатых областей юга Сибири. Новосибирск: Наука, 1981. С. 63-103.
341. Телешев А.Е., Дистанова А.Н. Типы палеозойских гранитоидных ассоциаций Восточной Тувы и их возраст // Петрология и рудоносность магматических формаций Сибири. Новосибирск: Наука, 1983. С. 183-187.
342. Телешев А.Е. Возраст палеозойских гранитоидных ассоцгаций Восточной Тувы и Восточного Саяна // Плутонические формации Тувы и их рудоносность. Новосибирск: Наука, Труды ИГГ СО РАН, 1984. Вып. 592. С. 150-162.
343. Терлеев A.A., Гибшер A.C., Беляев С.Ю. Взаимоотношения метатерригенного (тесхем-мугурского) комплекса с перекрывающими отложениями на Западном
344. Сангилене // Геолого-петрологические исследования Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: ИГиГ СО РАН СССР, 1988. С. 5-19.
345. Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир, 1983. 481 с.
346. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Сандимирова Г.П. и др. Новые данные по рубидий-стронциевому возрасту золоторудных месторождений Кузнецкого Алатау // Доклады РАН. 1999. Т. 365. № 1. С. 108-111.
347. Туркин Ю.А., Федак С.И., Коржнев В.Н. О возрасте кебезенского метаморфического комплекса // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири: Материалы науч. конф. Томск: Изд-во ТГУ, 1998. Т. 1. С. 160-161.
348. Туркина О.М. Модельные геохимические типы тоналит-трондьемитовых расплавов и их природные эквиваленты // Геохимия. 2000. № 7. С. 704-717.
349. Туркина О.М. Тоналит-трондьемитовые комплексы надсубдукционных обстановок (на примере позднерифейских плагиогранитоидов ЮЗ окраины Сибирской платформы) // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 5. С. 420-433.
350. Туркина О.М. Протерозойские тоналиты и трондьемиты юго-западной окраины Сибирского кратона: изотопно-геохимические данные о нижнекоровых источниках и условиях образования расплавов в коллизионных обстановках // Петрология. -2005. Т. 13. -№1. - С. 41-55.
351. Тычков С.А., Владимиров А.Г. Модель отрыва субдуцированной океанической литосферы в зоне индо-евразийской коллизии //Доклады РАН. 1997. Т. 354. № 2. С. 238-241.
352. Уваров А.Н., Черных А.И., Уварова Н.М. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 ООО, Серия Кузбасская, лист N-45-XI (Белогорск). Спб: ВСЕГЕИ, 2002. 231 с.
353. Усов М.А. Фазы и циклы тектогенеза Западно-Сибирского края. Томск. 1936.
354. Федосеев Г.С. Петрология Шиндинского гранитоидного плутона (Восточный Саян). М.: Наука, 1969. 92 с.
355. Федоровский B.C., Владимиров А.Г., Хаин В.Е. и др. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 1995. № 3. С. 3-22.
356. Федотова A.A., Хаин Е.В. Тектоника юга Восточного Саяна и его положение в Урало-Монгольском поясе. М.: Научный мир, 2002. 176 с.
357. Ферштатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. М.: Наука, 1987. 232 с.
358. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Бородина Н.С. и др. Надсубдукционные анатектические Гранигоиды Урала // Геология и геофизика. 2002.Т. 43. № 1. С. 42— 56.
359. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Монтеро П. и др. Эволюция палеозойского магматизма Северного и Южного Урала // Литосфера. 2005. № 3. С. 57-72.
360. Ферштатер Г.Б., Краснобаев A.A. Обдукционный магматизм и сопряженная мигматизация (на примере Урала) // Литосфера. 2007. № 3. С. 66-85.
361. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1990. 590 с.
362. Хаин В.Е., Тычков С.А., Владимиров А.Г. Коллизионный орогенез: модель отрыва субдуцированной пластины океанской литосферы при континентальной коллизии // Геология и геофизика. 1996. Т. 37. № 1. С. 5-16.
363. Хаин Е.В., Амелина Ю.В., Изох А.Э. Sm-Nd данные о возрасте ультрабазит-базитовых комплексов в зоне субдукции Западной Монголии // Доклады РАН. 1995. Т. 341. №6. С.791-796.
364. Халфин C.J1. Тараскырский магматический комплекс плагиогранитов и кварцевых кератофиров в Западном Саяне // Магматические комплексы Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск: ИГГ СО АН СССР, 1963. Вып. 33. С. 107-112.
365. Халфин C.JI. Петрология когтахского габбро-монцонит-сиенитового комплекса (Кузнецкий Алатау). Новосибирск: Наука, 1965. 92 с.
366. Ханчук А.И., Иванов В.В. Мезокайнозойские геодинамические обстановки и золотое оруденение Дальнего Востога России // Геология и геофизика. 1999. Т. 40. № 11. С. 1635-1645.
367. Ханчук А.И., Парфенов JI.M., Бадарч Г. и др. Геодинамическая карта СевероВосточной Азии // Материалы межд. конф. "Тектоника и металлогения Центральной и Северо-Восточной Азии". Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал "ГЕО", 2002. С. 15-17.
368. Херасков H.H. Формации и стадии геосинклинального развития Западного Саяна // Геотектоника. 1975. № 1. С. 35-58.
369. Херасков H.H. Формации и начальные стадии развития Западного Саяна. М.: Наука, 1979. 200 с.
370. Хоментовский В.В. Событийная основа стратиграфической шкалы неопротерозоя Сибири и Китая // Геология и геофизика. 1996. Т. 37. № 8. С. 43-56.
371. Хомичев B.JL, Кужельная Е.В., Хомичева Е.С. Каахемский массив эталон таннуольского комплекса (Центральная Тува). Новосибирск: СНИИГГиМС, 1992а. 130 с.
372. Хомичев B.JL, Воробьев В.Н., Даценко В.М. Ольховский массив эталон Ольховского комплекса (Восточный Саян). Новосибирск: СНИИГГиМС, 19926. 92 с.
373. Хомичев B.JI., Алабин Л.В., Курмей А.Е. Центральный массив эталон мартайгинского гранитоидного комплекса (Кузнецкий Алатау). Новосибирск: СНИИГГиМС. 1994. 159 с.
374. Хомичев В.Л., Алабин Л.В., Бабин и др. Рабочая корреляционная схема магматических и метаморфических комплексов Кузнецкого Алатау. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1996. 18 с.
375. Хомичев В.Л., Качевский Л.К., Смагин А.Н. Каталог конгломератов с галькой магматических пород Саяно-Енисейской провинции. Новосибирск: СНИИГГМС, 2002. 152 с.
376. Хомичев В.Л., Н.С. Бухаров Н.С., Чунихина Л.Е. Эталон бийхемского габбро-диорит-сиеногранитного комплекса (Восточная Тува). Новосибирск: СНИИГГиМС, 2007. 250 с.
377. Хромых C.B. Петрология магматических комплексов глубинных уровней коллизионных систем (на примере ранних каледонид Ольхонского региона Западного Прибайкалья) // Автореф. дис.канд. кеол.-мин. наук. Новосибирск: ИГМ СО РАН, 2006. 16 с.
378. Цыганков A.A., Врублевская Т.Т., Конников Э.Г., Посохов В.Ф. Геохимия и петрогенезис гранитоидов муйского интрузивного комплекса (Восточная Сибирь) // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 3. С. 361-374.
379. Цыганков A.A. Магматическая эволюция Байкало-Муйского вулканоплутонического пояса в позднем докембрии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. 306 с.
380. Цыганков A.A., Матуков Д.И., Бережная Н.Г. и др. Источники магм и этапы становления позднепалеозойских гранитоидов Западного Забайкалья // Геология и геофизика. 2007. Т. 48. № 1. С. 156-180.
381. Цукерник А.Б., Иванов Ю.Г., Кравцев A.B. и др. Геологическая карта Монгольской народной республики масштаба 1:200 000. Лист M-46-XXVIII (озеро Хиргис-Нур). М.: Всесоюзное экспортно-импортное объединение "Техноэкспорт", 1982а. 560 с.
382. Цукерник А.Б., Иванов Ю.Г., Кравцев A.B. и др. Геологическая карта Монгольской народной республики масштаба 1:200 000. Лист M-46-XXXIV (Дурбэлчжин-Самон). М.: Всесоюзное экспортно-импортное объединение "Техноэкспорт", 19826. 500 с.
383. Чучко В.Н. К вопросу о возрасте таннуольского комплекса Северо-Восточной Тувы // Материалы по геологии Тувинской АССР. Кызыл: Тувинское кн. изд-во, 1971. Вып. II. С. 22-36.
384. Шаповалов Д.Н. Легенда Верхнеенисейской серии государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000 (издание второе). Лист М-46-Х. Объяснительная записка. Кызыл, 2001.
385. Шелепаев P.A., Егорова В.В. Формирование габбро-монцодиоритовых интрузивов коллизионных обстановок // Материалы XXI Всероссийской молодежной конференции "Строение литосферы и геодинамика". Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2005. С. 205-207.
386. Шелепаев P.A. Эволюция базитового магматизма Западного Сангилена (Юго-Восточная Тува) // Автореф. дис. .канд. геол.-мин. наук. Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал "Гео", 2006. 21 с.
387. Шелепаев P.A., Егорова В.В., Изох А.Э. Генезис габбро-монцодиоритовых ассоциаций, на примере Башкымугурского массива Западного Сангилена //
388. Материалы междунар. конф "Ультрабазит-базиговые комплексы складчатых областей". Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2007. С. 281-286.
389. Шенгер А.М.Дж., Натальин Б.А., Буртман B.C. Тектоническая эволюция алтаид // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 7-8. С. 41-58.
390. Шенкман Я.Д. К вопросу об интрузивных комплексах Восточной Тувы // Материалы по региональной геологии. М.: Госгеолтехиздат, Труды ВАГТ, 1959, Вып. 5. С.38-43.
391. Шенкман Я.Д. Фазы становления палеозойских интрузий Восточной Тувы // Геология и геофизка. 1964. № 11. С. 134-136.
392. Шенкман Я.Д. О зависимости между составом и структурным положением гранитоидных интрузий таннуольского комплекса Тувы. // Труды ВСЕГЕИ. 1978. Новая серия. Т. 270. С. 80-85.
393. Шенкман Я.Д. Гранитоидные интрузивные комплексы Восточной Тувы. М.: Недра, 1980. 133 с.
394. Шокальский С.П., Зыбин В.А., Сергеев В.П. и др. Легенда Алтайской серии государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1: 200 000 (Издание второе). Объяснительная записка. Новокузнецк: Запсибгеолсъемка, 1999. 140 с.
395. Шокальский С.П., Бабин Г.А., Владимиров А.Г. и др. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал "ГЕО", 2000. 188 с.
396. Щеглов А.П. Кембрий северного склона Западного Саяна. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1960. Вып 8. С. 18-32.
397. Эволюция биосферы и биоразнообразия. К 70-летию А.Ю. Розанова // Отв. редактор C.B. Рожнов. М.: Т-во научных изданий КМК. 2006. 600 с.
398. Юдин Д.С., Травин A.B., Хромых C.B. и др. Модель термохронологической эволюции ранних каледонид Западного Прибайкалья, Россия (на примере
399. Ольхонского региона) // Мате. III Российской конференции по изотопной геохронологии. М., 2006. Т.2. С. 433-438.
400. Ярмолюк В.В., Будников C.B., Коваленко и др. Геохронология и геодинамическая позиция Ангаро-Витимского батолита // Петрология. 1997. Т. 5. № 5. С. 451-466.
401. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. 2000. № 5. С. 3— 29.
402. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Геохимические и изотопные параметры аномальной мантии Северной Азии в позднем палеозое раннем мезозое: данные изучения внутриплитного базитового магматизма // Доклады РАН. 2000. Т. 375. № 4. С. 525-530.
403. Ярмолюк В.В., Литвиновский Б.А., Коваленко В.И. и др. Этапы формирования и источники щелочно-гранитоидного магматизма СевероМонгольского-Западно-Забайкальского рифтового пояса в перми и триасе // Петрология. 2001. Т. 9. № 4. С. 351-380.
404. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П. и др. Изотопный состав, источники корового магматизма и строение коры каледонид Озерной зоны Центрально-Азиатского складчатого пояса // Доклады АН. 2002. Т. 387. № 3. С. 387392.
405. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П. и др. Геодинамика формирования каледонид Центрально-Азиатского складчатого пояса // Доклады АН. 2003. Т. 389. №3. С. 354-359.
406. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П., Рыцк ЕЛО. Кора Центрально
407. Ярошевич В.М. О находках спикул губок в вулканогенном комплексе позднего докембрия раннего кембрия Западного Саяна // Кембрий Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука, 1980. С. 95-115.
408. Ярыгин В.И. Петрология лебедского магматического комплекса (Горный Алтай). Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. Томск, 1967, 24 с.
409. Ярыгин В.И. Основные черты геологии и петрографии Лебедского плутона (Горный Алтай) // Известия Томского политехнического института. 1971. Т. 177. С. 118-126.
410. Arth J.G., Barker F., Peterman Z.E., Frideman I. Geochemistry of the gabbro-diorite-tonalite-trondhjemite suite of the southwest Finland and its implications for the origin of tonalitic and trondhjemitic magmas // J. Petrol. 1978. V. 19. P. 289-316.
411. Badarch G., Cunningham W.D., Windley B.F. A new terrane subdivision for Mongolia: implications for the Phanerozoic crustal growth of Central Asia // J. Asia Earth Sci. 2002. V. 21. P. 87-104.
412. Barnes C.G., Petersen S.W., Kistler R.W. et al. Source and tectonic implication of tonalite-trondhjemite magmatism in the Klamath Mountains // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 123. P. 40-60.
413. Berd J.S., Lofgren G.E. Dehydratation melting and water-saturated melting of basaltic and andesitic greenstones and amphibolites at 1, 3 and 6.9 kbar // J. Petrol. 1991. V. 32. P. 365-401.
414. Black L.P., Kamo S.L., Allen C.M. et al. TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology // Chemical Geology. 2003. V. 200. P. 155-170.
415. Boynton W.V. Cosmochemistry of the rare earth element: meteorite studies // Rare earth element geochemistry. Amsterdam: Elsevier, 1984. P. 63-114.
416. Boynton W.V. Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies // Rare earth element geochemistry. Amsterdam et al.: Elsevier, 1984. P. 63-114.
417. Castillo P.R. An overview oa adakite petrogenesis // Chinese Sei. Bull. 2006. V. 51. N. 3. P. 257-268.
418. Chappell B.W., White A.J.R. Two contrasting granite types // Pacific Geol. 1974. V. 8. P. 173-174.
419. Dalrymple G.B., Lanphere M.A. 40Ar/39Ar technique of K-Ar dating: a comparison with the conventional technique // Earth Planet. Sei. Lett. 1971. V. 12. P. 300-308.
420. Defant M.J., Jackson T.E., Drummond M.S. et al. The geochemistry of young volcanism throughout West Panama and southeastern Costa Rica: an overview // J. Geol. Soc. 1992. V. 149. P. 569-579.
421. Dergunov A.B., Kovalenko V.l., Ruzhentsev S.V., Yarmolyuk V.V. Tectonic, magmatism, and metallogeny of Mongolia. London, New York: Routledge, 2001. 288 p.
422. DePaolo D.J., Wasserburg G.J. Inferences about magmas sources and mantle structure from variations of 143Nd/144Nd // Geophys. Res. Lett. 1976. V. 3. P. 743-746.
423. Devies J.Y., von Blanckenburg F. // Earth Planet. Sei. Lett. 1995. V. 129. P. 85102.
424. Drummond M.S., Defant M.J. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal grow via slab malting: Archean to modern comparisons // J. Geophys. Res. 1990. V. 5. P.21503-21521.
425. Drummond M.S., Defant M.J., Kepezhinskas P.K. et al. Petrogenesis of slab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas // Transactions of the Royal Society of Edinburgh. Earth Sciences. 1996. V. 87. P. 205-215.
426. Eby G.N. The A-type granitoids: a review of their occurrence and chemical characteristics and speculation on their petrogenesis // Lithos. 1990. V. 26. P. 115-134.
427. Egorova V.V., Volkova N.I., Shelepaev R.a., Izokh A.E. The lithosphere beneath the Sangilen Plateau, Siberia: evidence from peridotite, pyroxenite and gabbro xenoliths from alkaline basalts // Mineralogy and Petrology. 2006. Vol. 88. № 3-4. P. 419-441.
428. Fleach R.J., Sutter J.F., Elliot D.H. Interpretation of discordant 40Ar/39Ar age-spectra of Mesozoic tholeiites from Antarctica // Geochem. Cosmochim. Acta. 1977. V. 41. P. 15-32.
429. Foster D.A., Schafer C., Fanning C.M., Hyndman D.W. Relationships between crustal melting, plutonism, orogeny, and exhumation: Idaho-Bitterroot batholith //
430. Tectonophysics. 2001. V. 342. P. 313-350.
431. Frost B.R., Barnes C.G., Collins W. J. et al. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 2033-2048.
432. Geographic information systems (GIS) spatial data complilation of geodynamics, tectonic, metallogenic, mineral deposit, and geophysical map and associated descriptions data for Northeast Asia // Ed.: Warren J. Nokleberg et al. 2006.
433. Gill J.B. Orogenic andesites and plate tectonic. Springier-Verlag, 1981. 275 p.
434. Gladrochub D.P., Wingate V.T.D., Hisarevsky S.A. et al. Mafit intrusions in Southwestern Siberif and implications for a Neoproterozoic connection with Lavrentia // 1 Precambrian Res. 2006. V. 147. N 3-4. P. 260-278.
435. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of rivers water suspended material: implications for crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. P. 249-265.
436. Green D.H., Ringwood A.E. The genesis of basaltic magmas // Contr. Mineral. Petrol. 1967. V. 15. P. 103-190.
437. Jacobsen S.B., Wesserburg G.J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 13-150.
438. Jahn B.M., Glikson A.Y., Peucat J.J., Hickman A.H. REE geochemistry and isotopic date of Archaean silicic and granitoids from the Palbara Block, western Australia:implications for the early evolution // Geochim. Cosmochim. Acta. 1981. V. 45. P 16331652.
439. Jahn B.M., Wu F., Chen B. Granitoids of the Central Asian Orogenic Belt and continental growth in the Phanerozoic // Transactions of the Royal Society of Edinburg. 2000a. V. 91. P. 181-193.
440. Jahn B.M., Wu F., Chen B. Massive granitoid generation in Central Asia: Nd isotope evidence and implication for continental growth in the Phanerozoic // Episodes. 2000b. V. 23. P. 82-92.
441. Jahn B.M. The Central Asian Orogcnic Belt and growth of the continental crust in the Phanerozoic // Aspects of the Tectonic Evolution of China. Eds. J. Malpas, C.J.N. Fletcher, J.C. Aitchison. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2004. №. 226. P. 73-100.
442. Jiangfeng Q., Shaocong L., Yongfei L. Post-collisional plutonism with adakitic signatures: the Triassic Yangba granodiorite (Bikou terrane, northern Yangtze blok) // Chin. J. Gcochem. 2008. V. 27. P. 72-81.
443. Keto L.S., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic variations of Early Paleozoic oceans // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 84. P. 27-41.
444. Kheraskova T.H., Didenko A.N., Bush V.A., Volozh Yu.A. The Vendian-Early Palcjzoic history of the continental margin of Eastern Paleogondwana, Paleoasia ocean, and Central Asia Foldbelt // Russian J. Earth Sci. 2003. V. 5. N 3. P. 165-184.
445. Kovalenko V.I., Yarmolyuk V.V., Kovach V.P. ct al. Isotope provinces, mechanism of generation and sources of the continental crust in the Central Asia mobile belt // J. Asia Earth Sci. 2004. V. 23. P. 605-627.
446. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V. 37. P. 485^194.
447. Krogh T.E. Improved accuracy of U-Pb zircon by the creation of more concordant systems using an air abrasion technique // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1982. V. 46. P. 637-649.
448. Martin H. Petrogenesis of Archean trondhjemites, tonalities, and granodiorites from eastern Finland: Major and trace tltmtnt geochemistry // J. Petrol. 1987. V/ 28. P. 921-953.
449. Martin H. Archean grey gneisses and the genesis of continental crust // Archean crustal evolution. Amsterdam el al. Alsevier, 1994. P. 205-259.
450. Martin H., Smithes R.H., Rapp R. et al. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: Relationships and somt implication for crustal evolution // Lithos. 2005. V. 79. P. 1-24.
451. Mattinson J.M. A study of complex discordance in zircons using step-wise dissolution techniques // Contrib. Mineral. Petrol. 1994. V. 116. P. 117-129.
452. O'Connor J.T. A classification for quartz-rich igneous rocks based on feldspar ratios // U.S. Geol. Surv., Prof. Paper. 1965. V. 525B. P. 79-84.
453. Petford N., Gallagher K. Partial melting of mafic (amphibolitic) lower crust by periodic influx of basaltic magma // Earth and Planetary Science Letters. 2001. № 193. P. 483^499.
454. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses // Earth and Planetary Science Letters. 1973. V.19. P. 290-300.
455. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Journal of Petrology. 1984. V.25. P. 956-983.
456. Rapp R.P., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archcan trondhjemites and tonalites // Precambrian Res. 1991. V. 51. P. 1-25.
457. Rapp R.P., Watson E.B. Dehydratation melting of metabasalt at 8-32 kbar: implications for continental growth and crust-mantle recycling // J. Petrol. 1995. V. 36. P. 891-931.
458. Richard P., Shimizu N., Allegre C.J. 143Nd/I44Nd a natural tracer: An application to oceanic basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. V. 31. P. 269-278.
459. Ringwood A.E., Green D.H. An experimental investigation of the gabbro-eclogite transformation and some geophysical implication // Tectonophysics. 1966. V. 3. P. 383427.
460. Ringwood A.E. Composition and evolution of the upper mantle. The Earth's crust and upper mantle // Am. Geophys. Monograph 13. 1969. P. 1-17.
461. Rollinson H.R. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. -Essex: London Group UIC Ltd., 1994. 352 p.
462. Rudnev S.N., Bounaeva T.V., Babin G.A. et al. Anatomy of the early Paleozoic granitoid batholiths of Central Asia (extent, sources, genesis) // IGCP 420 Fourth
463. Workshop Continental Growth in the Phanerozoic: Evidence from Central Asia. China, Changchun, 2002. P. 81-85.
464. Salnikova E.B., Sergeev S.A., Kotov A.B. et al. U-Pb zircon dating of granulite metamorphism in theSludyanskiy complex, Eastern Sibiria // Gondvana Res. 1998. V. 1. №2. P. 195-295.
465. Salnikova E.B., Kozakov I.K., Kotov A.B. et al. Age of Paleozoic granites and metamorphism in the Tuvino-Mjngolian Massiv of Central Asia Mobile Belt: loss of Precambrian microcontinent // Precambrian Res. 2001. V. 110. P. 143-164.
466. Sajona F.G., Maury R.S., Bellon H. et al. Initiation of subduction and generation of slab melt in western and eastern Mindanao, Philippines // Geology. 1993. V. 21. P. 10071010.
467. Steiger R.N., Jager E. Subcomission on geochronology: convention and use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth. Planet. Sci. Lett. 1976. V. 36. P. 359-362.
468. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. N. 2. P. 207-221.
469. Sylvester P.J. Archean granite pluton // Ed. Condie K. Archean Crustal Evolution. Amsterdam: Elsevier, 1994. P. 261-314.
470. Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: Its evolution and composition. London: Blackwell, 1985. 312 p.
471. Turekian K.K., Wedepohl K.H. Distribution of the elements in some major units of the Earth's crust // Bull. Geol. Soc. Amer., 1961. V. 72. N 2. P. 175-190.
472. Wang Q., Wyman D.A., Xu J. et al. Early Cretactous adakitic granite in the Northern Dabie complex, Central Chine: implication for partial melting and delamination of thickened low crust // Geochim. Cosmochim. Acta. 2007. v. 71. P. 2609-2936.
473. Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P. 409-419.
474. Whalen J.B. Persival J.A., McNicoll V.J. et al. A mainly crustal origin for tonalitic graniroid rocks, Superior Province, Canada: implication for Late Archean tectonomagmatic processes // J. Petrol. 2002. V. 43.P. 1551-1570.
475. White A.J.R/ Source of granite magmas // Geol. Soc. Am. Abst.Prog., 1999. V. 11.539 p.
476. White R.V., Tarney J., Kerr A.C. et al. Modification of an oceanic plateau, Aruba, Dutch Caribean: implication for the generation of continental crust // Lithos. 1999. V. 46. P. 43-68.
477. Williams I.S. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe // Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Eds. McKibben M.A., Shanks III W.C., Ridley W.I. Reviews in Economic Geology. 1998. V. 7. P. 1-35.
478. Wilson M. Igneous Petrogenesis: A global approach, London Unwin Hyman Dostal, 1989. 466. p.
479. Winter J.D. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall, 2001. 697 p.
480. Wolde B, Team G.G. Tonalite-trondhjemite-granite genesis by partial melting of neawly underplated basaltic crust: an example from the Neoproterozoic BirBir magmatic arc, western Ethiopia // Precambrian Research. 1996. - V. 76. - P. 3-14.
481. Wyman D.A., Kerrich R., Polat A. Assembly of Archean cratonic mantle lithosphère and crust: plume arc interaction in the Abitibi - Wawa subduction - accretion complex // Precambrian Research. 2002. V. 115. P. 37-62.
482. York D. Least squares fitting of a straight line with correlated error // Earth Planet. Sei. Lett. 1966. V. 5. P. 320-324.
-
Руднев, Сергей Николаевич
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Новосибирск, 2010
-
ВАК 25.00.04
- Раннепалеозойский гранитоидный магматизм Южно-Енисейского кряжа
- Раннеордовикский гранидоидный магматизм Джидинской зоны каледонид
- Петрография и минералогия раннепалеозойских ультрамафит-мафитовых массивов Восточной Тувы
- Возрастные рубежи и петрология пикродолеритового магматизма Западной Монголии
- Возрастные рубежи формирования гидротермального кобальтового оруденения Алтае-Саянской складчатой области и его соотношения с магматизмом
