Развитие палеозойского щелочного магматизма Шарыжалгайского блока и сопредельной части Окинской зоны

Ильясова, Айгуль Маратовна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Развитие палеозойского щелочного магматизма Шарыжалгайского блока и сопредельной части Окинской зоны
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Развитие палеозойского щелочного магматизма Шарыжалгайского блока и сопредельной части Окинской зоны"

На правах рукописи

Ильясова Айгуль Маратовна

Развитие палеозойского щелочного магматизма Шарыжалгайского блока и сопредельной части Окинской зоны

Специальность 25.00.04 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Иркутск-2005

Работа выполнена в Институте земной коры Сибирского отделения Российской Академии наук

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук Рассказов Сергей Васильевич (ИЗК СО РАН)

Научный консультант:

доктор геолого-минералогических наук Абрамович Григорий Яковлевич (ИГУ)

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Владыкин Николай Васильевич (Институт геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН)

доктор геолого-минералогических наук Киселев Александр Ильич (ИЗК СО РАН)

Ведущая организация: Геологический Институт СО РАН, г. Улан -Удэ

Защита состоится " ЛПф£и4 2005 Г. в часов на заседании диссертационного совета Д dO3.O22.O2 при Институте земной коры СО РАН, по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128, ИЗК СО РАН.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института земной коры СО РАН

Автореферат разослан Ч* " »М&рЬс, 2005 г.

у'

Ученый секретарь диссертационного совета ^ ^ ____

кандидат геолого-минералогических наук „- ¿у" ^ Ю.В. Меныдагин

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Щелочной магматизм развивался, начиная с рубежа архея и протерозоя 2,5-2,7 млрд. лет, когда образовались обогащенные редкими элементами мантийные источники и резко активизировалось взаимодействие коры и мантии. В процессе эволюции Земли роль щелочного магматизма увеличивалась, особенно начиная с ~700 млн лет назад [Когарко, 2001]. Представляет интерес изучение характера пространственно-временной эволюции магматизма в блоках раннего докембрия, служивших в качестве ядер древних кратонов Изучение магматизма с позиций соотношений мантийных и коровых компонентов в магматических расплавах открывает возможность представить эволюцию глубинных процессов в случае переработки блоков раннего докембрия либо показать характер развития процессов на границах таких блоков при сохранении стабильности древних кратонов. Центральная Азия служила ареной мощнейшего палеозойского магматизма, сопровождавшего субдукционные и коллизионные процессы [Федоровский и др., 1995; Ярмолюк и др., 1997; Владимиров и др., 1999; Гордиенко, 2003 и др.]. Кратонный фундамент Сибирской платформы мог быть потенциально вовлечен в переработку. В качестве критерия оценки его стабильности должен служить характер развития магматизма на его окраине и в сопредельных складчатых структурах.

Один из дискуссионных вопросов современной петрологии - происхождение щелочно-ультраосновных комплексов с карбонатитами. Высокая щелочность пород массивов часто рассматривалась как результат их вторичной метасоматической переработки. Развивалась гипотеза об образовании щелочно-ультраосновной формации при эволюции ультраосновных магматических расплавов как производных особых мантийных источников. Щелочно-ультраосновные породы и карбонатиты рассматривались как производные источников, генетически не связанных между собой. Пространственное совмещение щелочных пород и карбонатитов с ультрабазитами считалось случайным [Бородин, 1961; 1965 и др.]. Допускалось образование карбонатитов в гидротермально-флюидных системах [Фролов, 1975; Булах, Иванников, 1984]. Важнейшим аргументом в пользу магматического происхождения карбонатитов явилось непосредственное наблюдение извержения карбонатитовой лавы вулкана Ол-Доиньо-Ленгаи [Доусон, 1983]. Тем не менее, при изучении интрузивных фаций щелочно-ультраосновных комплексов неизбежно возникает проблема их двойственной природы. Проблема двойственного (мантийного и корового) происхождения существует и для щелочных гранитоидов [Barbarin, 1999; Коваленко и др., 2000; Scaillet, MacDonald, 2001].

Цель работы - изучить характер смены щелочно-ультраосновного, щелочного, субщелочного и литий-фтористого гранитоидного магматизма на границе докембрия и в палеозое на примере ключевых интрузивных массивов территорий раннедокембрийского Шарыжалгайского блока и сопредельной Окинской структурно-формационной зоны. Основные задачи:

1. Определить возраст массивов радиоизотопными методами.

2. Изучить вариации химического состав пород и их характеристики в Rb-Sr-изотопной системе.

3. Исследовать пространственно-временные вариации компонентов мантии и коры в магматических расплавах по изотопным и микроэлементным данным.

Защищаемые положения:

1. На границе докембрия-кембрия, 548 млн лет назад в Шарыжалгайском блоке внедрился Задойский щелочно-ультраосновной массив. Его геохимическая эволюция от рудных клинопироксенитов через ийолиты к нефелиновым сиенитам и карбонатитам заключалась в смене обедненного материала из аномальных мантийных источников материалом подлитосферной конвектирующей мантии. Аномальные мантийные источники были подобны источникам вулканических пород из зоны конвергенции Тихоокеанской и Евразиатской плит и внутренней части Африканской плиты.

2. В Окинской зоне палеозойский субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм проявился в Хуша-Гол-Билютинской и Самсал-Хоньчинской интрузивных

цепочках, соответственно 517-319 и 307-261 млн лет назад. Различаются магматические тела, сложенные 1) дифференциатами, эволюционировавшими с повышением Rb/Sr непосредственно от состава источника, 2) дифференциатами с более высоким Rb/Sr по сравнению с отношением в источнике и 3) дифференциатами и порциями выплавок из геохимически неоднородных источников с варьирующим Rb/Sr. 3. Шарыжалгайский кратонный блок и сопредельная часть Окинской зоны характеризовались направленным развитием палеозойского магматизма от мантийного к преимущественно коровому. Щелочнобазальтовый мантийный магматизм, подобный магматизму сопровождавшему утонение литосферы Сино-Корейского кратона, распространился на рассматриваемой территории только в позднем кайнозое.

Научная новизна. Впервые реконструирована последовательность развития щелочного магматизма в Шарыжалгайском блоке и сопредельной части Окинской зоны. Предложена геохимическая модель эволюции щелочно-ультраосновного магматизма в Задойском массиве. Установлено, что субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм в Окинской зоне был сосредоточен в Хуша-Гол-Билютинской и Самсал-Хоньчинской интрузивных цепочках. По соотношению Rb/Sr в интрузивных породах и их источниках выявлены принципиальные различия петрогенезиса субщелочных, литий-фтористых и щелочных гранитоидов. Первые представляли собой дифференциаты, эволюционировавшие от состава источника, претерпевшего высокую степень плавления. Вторые также были дифференциатами, но с геохимическими характеристиками, существенно отличавшимися от характеристик источника. Третьи включали дифференциаты и порции выплавок из геохимически неоднородных источников. Выявлена направленная смена магматизма в интервале с 548 до 261 млн лет назад от мантийного (цоаккреционного) к коровому (послеаккреционному). Показано, что заключительный мантийный магматизм в Шарыжалгайском кратонном блоке проявился на рубеже докембрия и кембрия и в дальнейшем не возобновлялся. Этот блок оставался стабильным в отношении магматических процессов в течение всего палеозоя, хотя в сопредельной Окинской структурно-формационной зоне проявлялась высокая магматическая активность.

Практическая значимость работы. Результаты геохронологических и геохимических исследований использованы для обоснования легенды Восточно-Саянской серии геологических карт.

Фактический материал и методика исследований. Диссертационная работа выполнена в лаборатории изотопии и геохронологии Института земной коры СО РАН. Для территории Восточного Саяна обрабатывалась коллекция образцов щелочных и субщелочных пород, собранная в 1999-2000 гг. в рамках выполнения совместных работ с Окинской партией ГФУП "Бурятгеоцентр". Для Задойского массива частично использовались образцы из коллекции А.А. Конева, а для Бото-Гольского и Хуша-Гольского массивов - из коллекции Ю. В. Меньшагина. Петрогенные оксиды определялись классическим методом «мокрой химии» в аналитическом центре Института земной коры СО РАН (аналитики: Г.В. Бондарева и ММ. Смагунова) и в химической лаборатории Бурятгеолкома. Содержания лития и фтора измерялись в аналитическом центре Института земной коры (аналитики: Сизых Ю.И., Колтунова Е.Г. и Царева НЮ.) Химическая подготовка проб для элементного анализа методом ICP-MS осуществлялась М.Е. Марковой в лаборатории изотопии и геохронологии. Использовалась вода, очищенная на установке системы Milli-Q. Кислоты типа ОСЧ очищались в изотермических тефлоновых перегонках. Измерения проводились в Иркутском центре коллективного пользования на масс-спектрометре VG Plasmaquad PQ2+ (съемка В.И. Ложкина и Е.П. Чебыкина, расчеты Т.А. Ясныгиной). Химическая подготовка проб для изотопного анализа стронция проводилась Е.В. Сараниной. Материал разлагался на воздухе в тефлоновой посуде смесью концентрированных плавиковой и азотной кислот. Стронций выделялся на хроматографических колонках с внутренним диаметром 8 мм, заполненных 5 см3 смолы Dowex 50x8 крупностью 200400 меш. В качестве элюента использовалась 2 N соляная кислота. Концентрации Rb и Sr в пробах определялись методом изотопного разбавления. Изотопные отношения стронция и его концентрации в пробах с трассером определялись М.Н. Масловской в ходе одного анализа на масс-спектрометре «Finnigan MAT 262» в Иркутском центре коллективного пользования.

В период измерений средние значения изотопного стандарта стронция NBS SRM 987 составили 0,71028+0,00002. Изотопные отношения 87Rb/85Rb в пробах с трассером измерялись на масс-спектрометре МИ-1201ТМ лаборатории изотопии и геохронологии. Расчеты возрастов проводились но программе "ISOPLOT". Использовалась константа распада 87Rb 1,42x10"" год "'. Датирование проводилось также К-Аг методом И.С. Брандтом и СБ. Брандтом по минералам с определением остаточного радиогенного аргона ступенчатым нагревом по оригинальной методике расчетов. Применялся метод 40Аг39Аг СО ступенчатым отжигом мономинеральных проб и измерениями на масс-спектрометре "Noblegas-5400" в аналитическом центре ОИГТиМ СО РАН (аналитик А.В. Травин) и на масс-спектрометре МАР-216 во Фламандском Свободном Университете Брюсселя (аналитик А.В. Иванов).

Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 10 работ, в том числе 3 статьи в журналах. Две статьи направлены в печать. Результаты исследований представлены на 5 российских конференциях.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и S приложений общим объемом "ife^f страницу машинописного текста. В ней содержатся и список литературы из

Автор благодарит за помощь в подготовке диссертации научного руководителя СВ. Рассказова и научного консультанта Г. Я Абрамовича, а также СБ. Брандта, И С. Брандта, М.Е. Маркову, М.Н. Масловскую, Е.И. Демонтерову, А.В. Иванова, Е.В. Сарашшу, ТА. Ясныгину, МА. Смагунову, Г.В. Бондареву, В.И. Ложкина, Е.П. Чебыкгаа, А.В. Травина за вклад в аналитические исследования. Особую благодарность автор выражает начальнику Окинской партии ГФУП «Бурятгеоцентр» В.Г. Скопинцеву и другим геологам, совместно с которыми проводились полевые исследования. При обработке материала и подготовке текста важную роль сыграли консультации АА. Конева, Л.З. Резницкого и В.Г. Беличенко.

Глава 1. РАЗМЕЩЕНИЕ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ИНТРУЗИВОВ

Исследуемые породы щелочных и субщелочных комплексов находятся в пределах Шарыжалгайского кратонного блока (Задойский массив границы докембрия) и Окинской зоны (палеозойские массивы) (рис. 1).

Рис. 1. Местоположение районов исследований. Использована тектоническая схема южного складчатого обрамления Сибирской платформы, составленная В.Г. Беличенко и Р.Г. Боосом [Эволюция..., 1988].

1-3 - Сибирская платформа: 1 - осадочный чехол, 2 - выступы фундамента, 3 -троговые структуры; 4-6 - Боксон-Хубсугульская структурно-формащюнная зона (микроконтинент): 4 - выступы цоколя (Г- Гарганский, Ш - Шутхулайский), 5 - чехол, 6 -Окинская зона; 7-8 — сопредельные структурно-формационные зоны: 7 - Ильчирская, 8 -Восточно-Тувинская; 9 - щелочно-ультраосновные массивы с карбонатитами; 10 - район исследований в Окинской зоне.

Шарыжалгайский блок входит в состав Присаянского выступа фундамента Сибирской платформы и сложен архейскими кристаллическими породами шарыжалгайской серии. Распространены кристаллические сланцы основного состава с прослоями гнейсов, высокоглиноземистых сланцев, мраморов и амфиболитов [Парфенов, 1967; Прокофьев, 1971; Грабкин и Мельников, 1980; Эволюция..., 1988]. Предполагается, что воздымание Шарыжалгайского блока произошло в мезо-кайнозое. Фаза воздымания определена по закрытию K-Ar-изотопной системы 58 млн лет назад в вермикулитизированном биотите из коры выветривания пород Задонского массива [Логачев и др., 2002].

Окинская зона расположена на северном краю Тувино-Монгольского массива и представляет собой осевую часть зоны опускания, заполненную осадочными и осадочно-вулканогенными отложениями окинской серии [Геология и рудоносность..., 1989; Федотова, Хаин, 2002; Кузьмичев, 2004]. Возраст и строение серии дискуссионны. При государственном геологическом картировании в ее составе выделены три толщи: нижняя пестроцветная (хурайжалгинская), средняя эффузивно-осадочная (хурэнская) и верхняя флишоидная (зусалантайская).

Глава 2. ГРАНИЦА ДОКЕМБРИЯ-КЕМБРИЯ - ЗАДОНСКИЙ ЩЕЛОЧНО-УЛЬТРАОСНОВНОЙ МАССИВ ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО БЛОКА

Попытки изотопного датирования Задойского и других щелочно-ультраосновных массивов Присаянья предпринимались неоднократно. Полученные данные в общем не противоречили принятому геологами их позднедокембрийскому возрасту. Однако калий-аргоновые датировки были искажены присутствием избыточного аргона. Валовые Rb-Sr и Sm-Nd изохроны пород Задойского массива не получились, поскольку обе изотопные системы оказались гетерогенными в связи с поступлением магматических расплавов из глубинных источников с различными изотопными характеристиками. Массив датирован 40Аг/39Аг методом посредством ступенчатого отжига смеси нефелина и санидина, выделенной из нефелинового сиенита (обр. Ж-99-12). Рассчитан возраст плато нефелина 547,8 ± 6.6 млн лет [Иванов и др., 2002]. Rh-Sr-изохронная датировка неизмененной нефелинитовой дайки белозиминского комплекса показала значение, близкое 40Аг/39Аг возрасту Задойского массива. Клинопироксен, биотит, нефелин основной массы и вкрапленников дали возраст 547,0 ± 8,3 млн лет, а биотит и две фракции нефелина - 546,1 ± 2,2 млн лет [Владимиров и др., 2003]. *°AIPAI и Rb/Sr датировки неизмененных пород щелочно-ультраосновных комплексов центральной и юго-восточной частей Присаянского выступа в пределах погрешностей измерений совпадают с возрастом границы докембрия - кембрия 542 млн лет, определенной в опорном разрезе Омана [Bowring et al., 2003].

В становлении Задойского массива выделяются четыре фазы [Конев, 1970]: 1) фаза внедрения крупного магматического тела рудных клинопироксенитов, 2) фаза кристаллизации ийолитов и ийолитоподобных пород, 3) фаза внедрения даек нефелиновых сиенитов и 4) фаза образования карбонатитовых жил.

В рудных клинопироксенитах первой фазы сумма щелочей не превышает 1,6 мае. % при умеренных содержаниях MgO (8-11,6 мае. %), высоких содержаниях СаО (16-21 мае. %) и "ЛОг (5-12 мае. %). Магматические жилы ийолитов и мельтейгитов второй фазы массива подобны по химическому составу эффузивным мелилититам. Жильные нефелиновые сиениты третьей фазы имеют высокощелочной состав (сумма щелочей 15-16 мае. %) и сопоставляются с фоидитами. Карбонатиты относятся к кальциевому типу (СаО 54-56 мае. %, СО2 39-42 мае. %).

В рудных клинопироксенитах первой фазы основными минералами, концентрирующими редкие земли, являются перовскит и апатит. В образце перовскигового клинопироксенита 6-6 концентрации редких земель в перовските в несколько раз превышают их концентрации в апатите, что в целом характерно для щелочных магматических пород [Lloyd et al., 1996]. Присутствие перовскита в клинопироксенитах выражается в их обогащении редкими землями по отношению к ильменитовым разновидностям пород. По сравнению с рудными клинопироксенитами первой фазы, редкоземельный спектр ийолита второй фазы обнаруживает тенденцию относительного повышения концентраций тяжелых элементов ряда.

В нефелиновых сиенитах третьей фазы содержания редких земель резко снижаются, а в карбонатитах четвертой фазы вновь возрастают с субпараллельным смещением относительно нефелиновых сиенитов.

Рудные клинопироксениты имеют концентрации наиболее несовместимых элементов ряда [Sun, McDonough, 1989] Cs-Rb-Ba и К на уровне и ниже концентраций OIB. Концентрации Th-U, Nb-Ta и следующих за ними элементов находятся выше ОШ. Такое резкое относительное смещение концентраций свидетельствует об обеднении мантийного субстрата рудных клинопироксенитов наиболее несовместимыми элементами. И в перовскитовых, и в ильменитовых клинопироксенитах резко выражены минимумы РЬ и Sr. Несовместимые элементы ийолита второй фазы отличаются от элементов рудных клинопироксенитов более сглаженным спектром, приближенным к спектру OIB. Нефелиновые сиенигы третьей фазы близки по концентрациям несовместимых элементов ийолиту второй фазы в левой части ряда от Cs до Та (со смещением минимума на Th-U), опускаясь ниже ийолита в правой части ряда, начиная с La. Ряд несовместимых элементов карбонатитов четвертой фазы разделяется на две группы. В одну группу входят элементы от Rb до Та, в другую - от La до Yb. Элементы первой группы находятся ниже нефелиновых сиенитов (за исключением максимума Ва), а элементы второй группы -выше. Переход в карбонатитах слева направо, от группы относительно низких нормированных концентраций несовместимых элементов к группе более высоких концентраций, совпадает с противоположным переходом несовместимых элементов нефелиновых сиенитов левой части ряда к группе более низких концентраций его правой части. Это соответствие отражает комплементарные соотношения между нефелиновыми сиенитами и карбонатитами на уровне источников.

Содержание стронция в рудных клинопироксенитах превышает содержание рубидия на два порядка. Пересчеты на время становления массива 548 млн лет назад дают значения начальных отношений, отличающиеся от измеренных в среднем на 0,0003. Значения ЮООО/Sr и (87Sr/S6Sr)0 перовскитовых клинопироксенитов варьируют в узких диапазонах, соответственно, от 10 до 14 и от 0,7025 до 0,7028 (рис.2). В ийолите и нефелиновом сиените определены близкие (87Sr/86Sr)0 0,7041 и 0,7035 при перекрывающихся диапазонах концентраций Sr (1240-2493 и 10131771 мкг/г). Концентрации стронция в карбонатитах на три порядка превышают концентрации рубидия, поэтому измеренные отношения изотопов стронция в этих породах соответствуют начальным отношениям (0,7029-0,7034). Увеличение ("SrASrfo от перовскитовых клинопироксенитов к ийолитам и нефелиновым сиенитам может интерпретироваться как результат смешения материала с изотопными составами ПК (источник перовскитовых клинопироксенитов) и А (источник ийолитов и нефелиновых сиенитов). Промежуточный изотопный состав стронция в этом случае должен отражать результат такого смешения и выразиться в распределении точек вдоль прямой линии (или линий) между составами ПК и А (в диапазоне А1-А2). Точка низкомагнезиалыюго ильменитового клинопироксенита обр. 51 находится в поле составов А1-А2 и вместе с точками перовскитовых и апатит-титаномагнетитовых клинопироксенитов приходится на линию смешения изотопов стронция ПК-А2. Значения ЮООО/Sr трех точек ильменитовых клинопироксенитов повышены, что свидетельствует об образовании, по крайней мере, этой группы составов из субстрата, отличающегося как от источника перовскитовых клинопироксенитов (ПК), так и источника ийолитов - нефелиновых сиенитов (А). Выплавление ильменитовых и перовскитовых клинопироксенитов из разных источников следует из результатов микроэлементного моделирования, выполненного с использованием формулы CL/CO = l/[Do+F(l-P)] [Shaw, 1970], где Q/Co - отношение концентрации элемента в расплаве и плавящемся материале, F - степень частичного плавления, Do и Р- объемные коэффициенты распределения- Do = I XiDi; P = I MiDi, где Xi - пропорции минералов в плавящемся материале, Mi - пропорции минералов, вовлекающихся в плавление, Di - коэффициент распределения минерал-расплав. В качестве плавящегося материала рассчитаны составы гранатового перидотита с апатитом, ильменитом и перовскитом. Серия ильменитовых клинопироксенитов образовалась при степенях частичного плавления от 3 до 0,1 %, а серия перовскитовых клинопироксенитов - при более высоких степенях порядка 10-20 %.

Рис. 2. Ковариации начальных изотопных отношений стронция ("Sr/"Sr)0 и 10000/Sr в карбонатитах четвертой фазы с узким диапазоном оси абсцисс (а) и в породах всех четырех фаз массива с ее более широким диапазоном (б).

Пунктирные линии ПК-А и А1-К -линии смешения материала с разным изотопным составом стронция (объяснения в тексте). Интервалы значений lOOOO/Sr в породах различных фаз показаны в соответствии с измеренными концентрациями стронция. Наиболее высокое значение ("Sr/"Sr)0 в перовскитовых

клинопироксенитах принято по результатам измерения в апатите обр. б-б.

Перовскитовые клинопироксениты Задойского массива сопоставляются с высоко щелочными лавами Юго-Западной Японии (мелилит-оливиновыми нефелинитами Хамады,

излившимися около 6 млн лет назад в зоне конвергенции Тихоокеанской и Евразиатской плит из источника, располагавшегося над Тихоокеанским слэбом, погруженным на глубину 500-600 км [Tatsumi ct al, 1999]). клинопироксениты сопоставляются с кайнозойскими высоко щелочными лавами, излившимися на Африканском континенте (оливиновые мелилититы внутренней части Африканской плиты [Rogers et al., 1992]).

Повышенные нормированные концентрации наиболее несовместимых элементов левой части ряда в ийолитах и нефелиновых сиенитах по сравнению с рудными клинопироксенитами, наряду с повышенными начальными стронциевыми отношениями, свидетельствуют о поступлении материала второй фазы Задойского массива из особого источника. Сходство спектра несовместимых элементов ийолитов с ОГВ указывает на его принадлежность к подлитосферной конвектирующей мантии. Сходство диапазонов изотопных отношений стронция карбонатитов и ильменитовых клинопироксенитов (рис. 2) служит показателем заимствования стронция карбонатитов из источника (или источников) ильменитовых клинопироксенитов. В то же время, принимая во внимание комплементарный характер соотношений несовместимых элементов нефелиновых сиенитов и карбонатитов, можно предположить, что распределение точек карбонатитов на рис. 2 обусловлено смешением компонента А ийолитов - нефелиновых сиенитов, обогащенного радиогенным 87Sr, с менее радиогенным материалом. Если в ильменитовых и перовскитовых клинопироксенитах начальной фазы становления массива имело место смешение материала ПК-А и ИК-А, то в карбонатитах заключительной фазы проявилась такая же тенденция смешения высоко стронциевого материала А из источника ийолитов - нефелиновых сиенитов и материала К(ПК,ИК), отражающего изотопный состав стронция источников перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов. Из геологических соотношений пород массива следует практически одновременное внедрение расплавов перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов первой фазы и последующее внедрение сиенитовых магм в еще неостывшес тело перовскитовых клинопироксенитов. Высокотитанистые расплавы этого тела могли быть производными подлитосферной мантии либо нижней части литосферы. В зависимости от этого, представляется вероятным развитие глубинного магматизма по двум сценариям.

1. Высокотитанистый обедненный материал (компонент ПК источника перовскитовых клинопироксенитов) поднимался в виде каплевидных обособлений в конвектирующсй верхней мантии зоны конвергенции, возможно, над глубокой частью субдуцированного слэба. В материале достигалось декомпрсссионное плавление порядка 10-20%. Его соприкосновение с основанием литосферы, находившемся в изотопном равновесии с подлитосферной конвектирующей мантией (компонентом А источника ийолитов), сопровождалось метасоматозом литосферного материала и частичным плавлением 0,1-3 %, выраженного в виде компонента ИК источника ильменитовых клинопироксенитов. В последующих выплавках, представленных ийолитами, преобладал материал подлитосферной конвектирующей мантии (компонент А). Вследствие его взаимодействия с материалом источников ПК и ИК и спровоцированного ликвационного разделения (либо флюидной дифференциации) формировались нефелиновые сиениты (без смещения изотопного состава стронция, т.е. без контаминации) и карбонатиты при смешении компонента К(А), производного от подлитосферной конвектирующей мантии, и материала К(ПК,ИК), производного источников рудных клинопироксенитов.

2. Высокотитанистый обедненный материал (источник ПК перовскитовых клинопироксенитов) мог существовать в виде локальных неоднородностей в нижней части литосферы. При усилении конвективной неустойчивости верхней мантии такая неоднородность служила центром магмогенерации с высокой степенью частичного плавления материала. В окружающей мантии формировались расплавы с более низкой степенью частичного плавления (источник ИК ильменитовых клинопироксенитов). Происходило смешение материала обоих источников с материалом подлитосферной конвектирующей мантии (компонентом А) и, также как и в предыдущем сценарии, в ходе развития магматизма формировалась комплементарная ассоциация нефелиновых сиенитов и карбонатитов.

Глава 3. ПАЛЕОЗОЙ - СУБЩЕЛОЧНЫЕ, ЩЕЛОЧНЫЕ И ЛИТИЙ-ФТОРИСТЫЕ ГРАНИТОИДЫ ОКИНСКОЙ ЗОНЫ

В Окинской зоне палеозойский субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм проявился в пределах двух интрузивных цепочек - Хуша-Гол-Билютинской (517-319 млн лет) и Самсал-Хоньчинской (307-261 млн лет). Хуша-Гол-Билютинская цепочка интрузивов включает Бото-Гольский и Даялыкский штоки, Билютинский, Сахир-Шулутинский и Хушагольский массивы. В Самсал-Хоньчинскую цепочку входят Самсальский и Хан-Шуханский Плутоны, Шагайтэ-Гольская диатрема, хоньчинский лайковый комплекс и Хайтинская группа штоков.

К самым ранним проявлениям палеозойского интрузивного магматизма относится Бото-Гольский шток нефелиновых сиенитов с КЪ-8г-изохронной датировкой 512+22 млн лет при (878г/68г)<)._0,7066 (неопубликованные результаты определений Ю.А. Костицына и лаборатории изотопии и геохронологии) и датировкой 490,7+18,2 млн лет при (878г/8°8г)о=0,70656 (СКВО=1,6) фойяита и его породообразующих минералов [Никифоров и др., 2003]. Близкий возраст около 517-513 млн лет измерен КЪ-8г методом для пород Билютинского массива и Даялыкского штока. Серия датировок гранитоидов получена для интервала 480-457 млн лет: Дабан-Жалгинского купола, Ехе-Хайгасского массива, отдельных гранитных даек и штоков [Хаин и др., 1995; Кузьмичев, 2000; 2004; Рыцк и др., 2000; Рассказов и др., 2001]. В этом временном интервале формировались крупные батолиты (Сорокский, Даялыкский) и более мелкие тела гранитоидов хужиртай-горхонского и урикского комплексов. Для Сахир-Щулутинского массива литий-фтористых гранитов получены КЪ-8г-изохронные датировки 440 и 405 млн лет [Рассказов и др., 2001]. Данные по КЪ-8г-изотопной системе шести образцов щелочных сиенитов и гранитов Хуша-Гольского массива интерпретировались как эрохронный возраст 319+9 млн лет при (8,8г/868г) = 0,722010,0147 (третья модель Макинтайра). Группа точек трех образцов дает такую же датировку 319 + 4 млн лет при самом низком (878г/868г)о=0,7136+0,0002 (СКВО=4,9). К позднему палеозою относится Самсал-Хоньчинская цепочка массивов, штоков, эксплозивных структур и даек восточной части Окинской зоны. Она протягивается в северо-западном направлении вдоль Китойкинской зоны и Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирской

платформы. По КЪ-8г-изотопной систематике пород и минералов с учетом результатов К-Аг датирования гранитоиды отнесены к трем магматическим эпизодам: 1) 307-304, 2) 283-281 и 3) ~2б1 млн лет назад. Вначале внедрились редкометальные дайки литий-фтористых гранитов хоньчинского комплекса и Самсальский плугон крупнозернистых субщелочных лейкогранитов (эпизод 1), затем образовались Шагайтэ-Гольская эксплозивная структура и пегматитовые жилы с амазонитом (эпизод 2) и, наконец, внедрились штоки и жилы мелкозернистых субщелочных лейкогранитов (эпизод 3).

На диаграмме щелочи - кремнезем щелочные сиениты и граниты ХушаТольского массива резко разделены между собой. Первые содержат 10-12 мае. % суммы щелочей при концентрациях 81СЬ 60-66 мае. %, а вторые - 8-9 мае. % суммы щелочей при концентрациях 8Ю2 71-75 мае. %. Фигуративное поле щелочных сиенитов находится между полями щелочных гранитов Хуша-Гольского массива и нефелиновых сиенитов Бото-Гольского штока. Гранитоиды трех фаз урикского комплекса показывают эволюцию от диоритов и габбро-диоритов (фаза 1) к полю субщелочных лейкогранитов (фазы 2 и 3). В поле субщелочных лейкогранитов находятся также породы Сахир-Шулутинского массива. В целом выделяются высоко щелочное и нормально щелочное направления, фокусирующиеся в поле субщелочных лейкогранитов. В разновозрастных телах самсальского и хоньчинского комплексов выражено щелочное направление.

Геохимическая эволюция гранитоидов Окинской зоны хорошо выражена в вариациях 8г и ЯЬ. Концентрации 8г максимальны в ботогольских нефелиновых сиенитах и резко снижаются в породах четвертой и пятой фаз Хуша-Гольского массива. Породы урикского комплекса имеют умеренные концентрации 8г на уровне 100-400 мкг/г, но среди лейкогранитов третьей фазы выделяется группа пород с понижением концентраций до 15-20 мкг/г. Этот интервал приближается к интервалу щелочных гранитов и сиенитов Хуша-Гольского массива. В самсачьском комплексе низкие концентрации 8г определены в породах возрастом 281 млн лет. В породах других возрастных генераций самсальского комплекса и в породах хоньчинского комплекса концентрации 8г выше. Содержания НЬ возрастают от нефелиновых сиенитов Бото-Гольского массива через щелочные сиениты к щелочным гранитам Хуша-Гольского массива. В одном из образцов натровых щелочных плагиограиитов массива определено низкое содержание ЯЪ на уровне обычных гранитов. Такими же низкими концентрациями ЯЪ обладают породы самсальского комплекса возрастом 307 и 261 млн лет. Резко обогащены НЬ самсальские породы возрастом 281 млн лет, породы хоньчинского комплекса возрастом 304 млн лет и породы Сахир-Шулутинского массива возрастом 440 и 405 млн лет.

Спектры редких земель нефелиновых сиенитов Бото-Гольского массива характеризуются слабым обогащением легких членов ряда с (Ьа/8ш)М= 1,8-4,6. Подобно хушагольским породам, в них обнаруживаются восходящие нормированные концентрации тяжелой части спектра от Ег до Ьи. Европиевая аномалия либо отсутствует, либо выделяется в виде небольшого максимума (Еи*=ЕКМ-(0,58шМ+0,50йЫ) до +8,2). Отношение (1аДЪ)М составляет в среднем 4,0-8,2, а при относительном снижении концентраций редких земель варьирует в более широком диапазоне (2,3-14,7). В породах Хуша-Гольского массива концентрации редких земель варьируют в широких пределах. Все проанализированные образцы на диаграмме нормирования к хондриту показали резко выраженный Ей минимум. Обозначенные группы щелочных сиенитов и гранитов имеют различный характер редкоземельных спектров. В отличие от спектров Хуша-Гольского массива, редкоземельные спектры Ц-Б-гранитов Сахир-Шулутинского массива имеют пологую ветвь легких элементов. Отношения (Ьа/8га)М и (ЬаДЪ)М колеблются в интервалах от 0,2 до 2,2, а Ей* - в интервале 24-74. В Самсал-Хоньчинской интрузивной цепочке амазонитовые гранитоиды Шагайтэ-Гольской диатремы и Ц-Р-гранитоиды хоньчинских даек имеют У-образные спектры с обогащением легкими и тяжелыми элементами. Редкоземельные спектры трех фаз петротипа урикского комплекса (Уншен-Сарьдагского массива) и биотитовых плагиогранитов Баргугэн-Сарьдагского массива отличаются относительно низкими концентрациями тяжелых редких земель с повышенным (Ьа/УЪ)М=3-32.

Восточная часть Окинской зоны заключена между двумя жесткими докембрийскими блоками - Шарыжалгайским и Гарганским. Эффект структурного контроля проявился в

локализации и продольных вариациях состава грани гоидов Самсал-Хоньчинской интрузивной цепочки. Юго-восточная часть Хуша-Гол-Билютинской цепочки, где внедрились среднс-позднекембрийские Хуша-Гольский и БотоТольский массивы с нефелиновыми сиенитами, приходится на пограничную область Окинской и Гарганской зон.

Позднекарбоновое пространственное смещение магматизма из Хуша-Гол-Билютинской цепочки Окинской зоны в Самсал-Хоньчинскую интерпретируется с позиций проявления этапов ордовикского и поаднекарбонового зонального метаморфизма, соответственно, в Хамардабанском и Тункинском геррейнах. Магматизм Хуша-Гол-Билютинской цепочки, начавшийся в среднем-позднем кембрии 517-490 млн лет назад, был изначально связан с аккрецией Тувино-Монгольского массива к Сибирскому континенту и воспроизводился в Хуша-Гол-Билютинской цепочке вплоть до события 319 млн лет назад. Позднекарбоновый метамофизм обозначил структурную перестройку, сопровождавшуюся пространственным перераспределением магматизма. Вероятно, перестройка явилась следствием быстрого продвижения Сибирского континента в высокие широты с вращением по часовой стрелке во временном интервале 360-250 млн лет назад [КгаусЫ^ку е а1, 2002]. Вращение должно было сопровождаться созданием бокового давления в структурах Тувино-Монгольского массива, сопредельных с южным краем Шарыжалгайского блока.

Дифференциация гранитоидов со снижением концентраций 8г и повышением КЪ/8г имела место, начиная с раннего палеозоя. Такой же дифференциации были подвержены глубинные источники, что выразилось в высоком ("8гЛ'8гЛ поздних интрузивов. По уровню концентраций КЪ в низкостронциевых породах различаются три участка с различным характером источников: 1) юго-восточная часть Хуша-Гол-Билю ганской интрузивной цепочки с концентрациями КЪ 82-405 мкг/г в щелочных сиенитах и гранитах Хуша-Гольского массива; 2) северо-западная часть Хуша-Гол-Билютинской цепочки с концентрациями КЪ 477-809 мкг/г в Ы-Б-гранитах Сахир-Шулутинского массива и 3) Самсал-Хоньчинская цепочка с концентрациями КЪ 823-1000 мкг/г в амазонитовых гранитоидах Шагайтэ-Гольской диатрсмы и пегматитовых жил (рис. 3). Средне-позднекембрийские нефелиновые сиениты БотоТольского массива были производными процессов малоглубинной мантии и коры. Об их малой глубинности свидетельствуют наличие в источнике плагиоклаза при отсутствии граната, что выражено, соответственно, в Еи-аномалиях и низких концентрациях легких редких земель при низком Ьа/УЪ нефелиновых сиенитов. Гетерогенность КЪ-8г-изотошгой системы в источниках щелочных сиенитов и гранитов Хуша-Гольского массива объясняется как следствие процессов, сопровождавших средне-позднекембрийский нефелин-сиенитовый магматизм. В качестве исходного (!78г/5б8г)о принимается отношение 0,7066 в субстрате нефелиновых сиенитов на время 512 млн лет назад. В источнике щелочных сиенитов и гранитов Хуша-Гольского массива с наименьшим (878г/868г)0=0,7136 на время 319 млн лет назад рассчитывается КЪ/8г=0,8 (источник 2 на рис. 3, А). В источнике 2 могли зарождагься выплавки с их последующей дифференциацией до щелочных сиенитов и гранитов. В источнике щелочного гранита с (878г/868г)о=0,8438 КЪ/8г увеличивалось до 18 (источник 3). Оно соответствует среднему КЪ/8г большинства щелочных сиенитов. Следовательно, сиениты явились непосредственным продуктом высокой степени плавления этого источника. В источнике 4 КЪ/8г повышалось до 60 с эффектом повышения (878г/г68г)о до 1,639. Щелочные граниты образовались при дифференциации щелочных сиенитов с закономерным снижением концентраций КЪ. Подобно Бото-Гольскому и Хуша-Гольскому массивам юго-восточной части Хуша-Гол-Билютинской цепочки, образованию Сахир-Шулутинского массива 440-405 млн лет назад в ее северо-западной части предшествовало внедрение средне-позднекембрийских субщелочных гранитов Билютинского массива и Даялыкского штока. Расплавы имели низкое (878г/868г)о=0,7046 при сравнительно низкой концентрации 8г и повышенной КЪ. Расчеты на момент внедрения 440 млн лет назад И-Б-гранитов Сахир-Шулутинского массива на возраст источника 513 млн лет показывают его КЪ/8г около 10 (источник 10 рис. 3, В). Субщелочные лейкограниты Билютинского массива резко обеднены высоко зарядными элементами, а Ы-Б-граниты Сахир-Шулутинского, наоборот, обогащены. Обеднение высокозарядными элементами показательно для источников,

обогащенных подвижными литофильными элементами с их переносом водными флюидами. Источник калиевых билютинских субщелочных гранитов был обогащен за счет водных флюидов калием, рубидием, легкими редкими землями и другими подвижными элементами без привноса высокозарядных элементов Эти элементы могли затем концентрироваться в остаточных расплавах сахиршулутинских Li-F-гранитов вместе с накоплением Rb и F. Начиная с 307 млн лет назад, процессы магмообразования были сосредоточены в восточной части Окинской зоны. Субщелочные граниты крупного Самсальского плутона с (87Sr/5Sr)o=O,7O6 выплавились из источника с Rb/Sr=0,33, существовавшего со времени заключительного события урикского комплекса 457 млн лет назад и проявившегося при (87Sr/8eSr)o=0,7043. Фигуративное поле пород плутона начинается от линии Rb/Sr=O,33 (источника 5) и вытягивается в область диаграммы с уменьшением концентраций Sr и увеличением концентраций Rb. Поскольку изотопные составы Rb и Sr интерпретируются в рамках изохронной модели, это направление соответствует дифференциации расплавов.

Расплавы Li-F-гранитоидов хоньчинского комплекса, внедрившегося 304 млн лет назад, характеризовались (87Si786Sr)0=0,707 в источнике 6 с Rb/Sr=0,4. Этот источник отличался от источника 5 субщелочных гранитов Самсальского плутона повышенными концентрациями Rb и Sr и давал дифференциаты, сильно обогащенные фтором, подобно дифференциатам Сахир-Шулутинского массива. Около 281 млн лет назад в Шагайтэ-Гольской диатрсме внедрился материал источников 7 и 8, обогащенный радиогенным изотопом 87Sr Амазонитовые граниты диатремы группируются на линии с Rb/Sr=110, соответствующей источнику с (87Sr/86Sr)o=O,821, образовавшемуся 307 млн лет назад. Резкое повышение Rb/Sr приурочено к краю внедрившегося в это время крупного Самсальского плутона. Для дайки кварцевых порфиров в Шагай гэ-Гольской диатреме, обладающей наиболее низким (87Sr/86Sr)o=0,716, для интервала 307-281 млн лет рассчитано Rb/Sr=10, превышающее Rb/Sr в породе. Такое соотношение указывает на более длительное существование источника и его вероятную связь с магматическим эпизодом 457 млн лет назад По соотношению Rb-Sr кварцевый порфир близок дайкам и штокам субщелочных гранитов, внедрившихся в южной части Самсальского плутона около 261 млн лет назад. Эти породы были производными источника с Rb/Sr=O,23, существовавшего с 457 млн лет назад, или источника с Rb/Sr=0,17 с 307 млн лет назад Приведенные отношения отличаются несущественно (источник 9) и начинают тренд дифференциации со снижением Sr и повышением Rb (рис. 3)

В целом, по Rb-Sr-изотопной и микроэлементной систематике в выделенных интрузивных цепочках Окинской зоны различаются магматические тела, сложенные 1) дифференциатами, эволюционировавшими с повышением Rb/Sr непосредственно от состава источника (субщелочные граниты самсальского комплекса), 2) дифференциатами с существенно более высоким Rb/Sr по сравнению с отношением в источнике (Li-F-гранитоиды Сахир-Шулушнского массива и хоньчинских даек) и 3) смесью дифференциатов с порциями выплавок из геохимически неоднородных источников, отличающихся по Rb/Sr (щелочные сиениты и граниты Хуша-Гольского массива и амазонитовые граниты Шагайтэ-Гольской диатремы).

Глава 4. СОПОСТАВЛЕНИЯ РАЗВИТИЯ МАГМАТИЗМА ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО БЛОКА И ОКИНСКОЙ ЗОНЫ С РАЗВИТИЕхМ МАГМАТИЗМА В СИНО-КОРЕЙСКОМ КРАТОНЕ КАК ТЕКТОНОТИПЕ УТОНЕННОЙ КРАГОННОЙ ЛИТОСФЕРЫ

Сино-Корейский (Северо-Китайский) кратон характеризуется раннедокембрийским фундаментом и проявлениями палеозойского кимберлитового магматизма. В настоящее время он обладает, однако, малой мощностью литосферы, повышенным тепловым потоком и другими характеристиками, свойственными для молодых складчатых областей [Fan et al., 2000]. Предполагается, что утонение литосферы Сино-Корейского кратона произошло в мезозое в связи с влиянием субдукции Палеотихоокеанской плиты. На его территории распространены крупные месторождения золота и других рудных полезных ископаемых, связанных с мезозойской переработкой кратонного литосферного киля. Переработка выражена параллельным развитием мантийного и корового магматизма с переходом к исключительно мантийным процессам. Во временном интервале 180-90 млн лет назад толстая кратонная литосфера разогревалась, и базитовые выплавки из обогащенной мантии (по изотопам неодима и стронция) сочетались с гранитоидными коровыми выплавками. После перерыва в магматизме 90-75 млн лет назад литосфера под кратоном стала тоньше, что выразилось в переходе к сугубо базитовому мантийному магматизму с обедненными изотопными характеристиками Nd и Sr. Магматизм, сопровождавший утонение кратона, проявлялся и в кратоне, и в сопредельных складчатых областях [Xu et al., 2004 и др ] (рис. 4). Литосфера Иркутского амфитеатра в настоящее время утонена по сравнению с внутренней частью Сибирской платформы [Зорин и др., 1996]. С учетом закономерностей развития магматизма в Сино-Корейском тектонотипе утоненной кратонной литосферы, процессы утонения могут быть определены и по характеру направленности развития магматизма в Шарыжалгайском блоке и сопредельной Окинской зоне. На границе докембрия-кембрия, около 548 млн л н., до аккреции Тувино-Монгольского массива, в Шарыжалгайском блоке проявился мантийный щелочно-ультраосновной магматизм при отсутствии корового магматизма.

Рис. 4. Временные вариации изотопного состава неодима в основных породах мезозоя и кайнозоя провинции Шандонг, Китай (А); схема интерпретации магматических событий в процессе утонения литосферы (Б) [XI et э1, 2004]. КЛМ - континентальная люосферная мантия

Выплавки образовались в основании сравнительно мощной литосферы одновременно с подпиткой материалом подлитосферной конвектирующей мантии. В это время Шарыжалгайский блок мог быть отделен от Тувино-Монгольского массива участком океанической коры. В палеозое в Окинской зоне сначала внедрились интрузивы Хуша-Гол-Билютинской цепочки, затем - крупные гранитоидные батолиты и вновь - интрузивы той же самой цепочки с пространственным перераспределением в Самсал-Хоньчинскую цепочку (рис. 5) Резко преобладал гранитоидный коровый магматизм. Хотя базитовые мантийные выплавки также эпизодически проявлялись, их роль по сравнению с коровым магматизмом была второстепенной В мезозое, единственная трахитовая дайка (К-Аг датировка 154 млн лет) внедрилась в пограничной области Окинской и Гарганской зон Ее (87Sr/э6Sr)o=0,7263 свидетельствует о происхождении щелочного расплава из корового источника, подобного щелочным сиенитам Хуша-Гольского массива. Мантийный щелочно-базальтовый магматизм, подобный мантийному магматизму, сопровождавшему утонение литосферы Сино-Корейского кратона, получил развитие только в позднем кайнозое как процесс, сопровождавший образование юго-западной части Байкальской рифтовой системы В отличие от утонения кратонной литосферы, непосредственно подготовленной магматической переработкой обогащенной мантии и коры в Сино-Корейском тектонотипе (рис. 4), в Шарыжалгайском блоке и сопредельной части Окинской зоны позднекайнозойский рифтогениый мантийный магматизм был отделен от палеозойского преимущественно корового магматизма длительным временным интервалом.

Рис 5 Временная смена магматических источников под Шарыжалгайским блоком и Окинской зоной Знаком вопроса обозначено вероятное проявление мантийного магматизма

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Выполненные геохронологические и геохимические исследования интрузивных массивов территорий Шарыжалгайского кратонного блока и сопредельной Окинской зоны позволяют сделать следующие выводы

1 Щелочно-ультраосновные массивы с карбонатитами внедрялись в Присаянском краевом выступе фундамента Сибирской платформы на рубеже докембрия и кембрия Это было установлено при датировании неизмененных нефелиновых сиенитов Задонского массива и нефелинитов белозиминского комплекса В эволюции Задойского массива имели место фазы внедрения расплавов перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов, ийолитов, нефелиновых сиенитов и карбонатитов Выполненные исследования микроэлементов и изотопов стронция неизмененных пород показали, что внедрявшиеся магматические расплавы были производными различных типов мантийных источников Источник перовскитовых клинопироксенитов существенно отличался по спектру несовместимых элементов от О1В (материала подлитосферной конвектирующей мантии) и характеризовался резко обедненным изотопным составом стронция (г78г/868г)о 0,70247-0,70285 В ильменитовых клинопироксенитах увеличивалось ("8г/л8ло до интервала 0,7030 0,7036 По данным микроэлсментного моделирования, перовскитовые клинопироксениты образовались при более высоких степенях частичного плавления, чем ильменитовые Источник ийолитов и нефелиновых сиенитов имеет спектр несовместимых элементов, близкий к О1В, и характеризуется наиболее высоким (878г/868г)0 0,703462-0,704144 По комплементарному распределению несовместимых элементов

карбонатиты генетически связаны с нефелин-сиенитовыми расплавами, а по интервалу (878г/8 8г)0 0,7029-0,7034 - с перовскитовыми и ильменитовыми клинопироксенитами. Карбонатиты могли образоваться в результате ликвационного или флюидного отделения от расплавов ийолит-нефелин-сиенитового источника в процессе их взаимодействия с материалом источника перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов.

2. В Окинской зоне палеозойский субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм проявился в Хуша-Гсл - Билютинской (517-319 млн лет) и Самсал-Хоньчинской (307-261 млн лет) цепочках интрузивов. Хуша-Гол-Билютинская цепочка проявляла активность со среднего-позднего кембрия (517-490 млн лет назад). В ордовике (480457 млн лет назад) на территории северо-восточной части Окинской зоны образовалась обширная магматическая дуга гранитоидных массивов и батолитов. В силуре (440-405 млн лет назад) магматизм вновь сконцентрировался в Хуша-Гол-Билютинской цепочке с повышением щелочности гранитоидных расплавов. Магматический эпизод Хуша-Гольского массива около 319 млн лет назад предшествовал пространственному перераспределению интрузивного магматизма из Хуша-Гол-Билютинской цепочки на 25 км к северо-востоку в Самсал-Хоньчинскую цепочку интрузивов, внедрявшихся в позднем карбоне и перми (307-261 млн лет назад). ХушаТол-Билютинская цепочка изначально формировалась в связи с аккрецией Тувино-Монгольского массива к Сибирскому континенту. Пространственное перераспределение магматизма в Самсал-Хоньчинскую цепочку интерпретируется как свидетельство позднекарбоновой структурной перестройки в Окинской зоне, сопровождавшей быстрое продвижение Сибирского континента в северные широты с его вращением по часовой стрелке. По КЪ^г-изогопной и микроэлементной систематике в обеих интрузивных цепочках различаются магматические тела, сложенные 1) дифференциатами, эволюционировавшими с повышением КЪ/8г непосредственно от состава источника, 2) дифференциатами с существенно более высоким й^г по сравнению с отношением в источнике и 3) дифференциатами и порциями выплавок из геохимически неоднородных источников, отличающихся по М^г.

3. Исследование характера пространственно-временного развития магматизма с позиций соотношений мантийных и коровьи компонентов в магматических расплавах из кратонного Шарыжалгайского блока фундамента Сибирской платформы и сопредельной Окинской зоны показало, что кратонный блок мог находиться в области субдукционного воздействия и вовлекаться в переработку на границе докембрия-кембрия, а в палеозое сохранял стабильность в магматическом отошении, в то время как сопредельная Окинская зона служила ареной развития мощных коровых и эпизодических мантийных магматических процессов. Преимущественно коровый магматизм в мезозое угасал, а не сменялся сугубо мантийным магматизмом, как это имело место в процессе утонения Сино-Корейского кратона. Щелочнобазальтовые вулканические извержения на территории Шарыжалгайского блока и Окинской зоны сопровождали процессы позднекайнозойского утонения литосферы в Байкальской рифтовой системе.

Список публикаций по теме диссертации

Рассказов СВ., Масловская М.Н., Скопинцев ВТ., Брандт И.С., Брандт СБ., Саранина Е.В., ИльясоваAM. Ю^г-изотопная систематика гранитоидов Гарганской и Окинской зон Восточного Саяна // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. Тезисы докл. I Российской конференции по изотопной геохронологии. М.: ГЕОС, 2000. С. 291-293.

Грудинин М.И., Рассказов СВ., Коваленко С.Н., ИльясоваЛМ. Снежнинский массив -петротип раннеордовикской габбро-сиенитовой формации Южного Прибайкалья // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 2. Мат-лы научной конференции. Томск: Томский госуниверситет, 2001. С. 129-132.

Рассказов С.В., Масловская М.Н., Скопинцев В.Г., Брандт И С, Брандт СБ., Саранина Е.В., Ильясова A.M. Rb-Sr-изотопная систематика гранитоидов Г ар га некой и Окинской зон Восточного Саяна // Эволюция эндогенных режимов Центрально-Азиатского складчатого пояса. Иркутск: Изд-во Иркут ун-та, 2001. С. 88-110.

Иванов А.В., Рассказов СВ., Конев А.А., Владимиров Б.М., Бовен А, Ипьясова А.М, Демонтерсва Е.И., Вайнер-Кротова ГА., Лепин B.C. Плавление карбонатизированной мантии на границе венда-кембрия под окраиной Сибирского кратона, спровоцированное удаленными тектоническими ггроцессами (Жидойский и Белозиминский комплексы) // Геология, геохимия и геофизика: материалы Всероссийской научной конференции, посвященной 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2002.543 с.

Ичьясова A.M. Геохимические особенности Жидойского щелочно-карбонатитового массива // XL Международная научная студенческая конференция «Студент и научно-технический прогресс». Тезисы докладов. Новосибирск, 2002.

Логачев Н.А., Брандт И.С., Рассказов СВ., Иванов А.В., Брандт СБ., Конев А.А., Ильясова A.M. Определение К-Аг возраста палеоценовой коры выветривания Прибайкалья. // Доклады АН. 2002. Т. 385, N 6. С. 797-799.

Ильясова A.M. Особенности химического состава рудных пироксенитов Жидойского щелочно-ультраосновного массива // XX Всероссийская молодежная конференция «Строение литосферы и геодинамика». Тезисы докладов. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. С. 138.

Рассказов СВ., Масловская М.Н., Скопшщев ВТ., Саранина Е.В., Ильясова А.М, Сизых Ю.И. Позднепалеозойские субщелочные и редкометалльные гранитоиды юго-восточной части Восточного Саяна (геохимические характеристики и Rb-Sr-изотопная систематика) // Геология и геофизика. 2003. Т. 44, № 11. С. 1133-1144.

Рассказов СВ., Масловская М.Н., Меньшагин Ю.В., Саранина КВ., Ильясова A.M., Ефимушкин А.В. Позднепалеозойский щелочной и субщелочной гранитоидный магматизм Окинской зоны Восточного Саяна: соотношения с метаморфизмом ильчирской зоны // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. II Российская конференция по изотопной геологии. Санкт-Петербург: ИГГД РАН, 2003. С. 387-391.

Грудинин М.И., Рассказов СВ., Коваленко СИ., Ильясова A.M. Габбро-сиенитовый Снежнинский массив в зональном метаморфическом комплексе Южного Прибайкалья // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 9. С. 1092-1101.

Подписано к печати 02.02.2005. Формат 1/16. Печать офсетная. Условно печатных листов 1.125. Отпечатано в ИЗК СО РАН. Заказ № 395.

Тираж 100 экз. '

Z5.00 1

! ■ г~'! i m

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Ильясова, Айгуль Маратовна

ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. РАЗМЕЩЕНИЕ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ИНТРУЗИВОВ

1.1. Шарыжалгайский блок

1.2. Окинская зона

Глава 2. ГРАНИЦА ДОКЕМБРИЯ-КЕМБРИЯ - ЗАДОЙСКИЙ ЩЕЛОЧНО

УЛЬТРАОСНОВНОЙ МАССИВ ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО БЛОКА

2.1. Геологическая характеристика

Щ 2.2. Химический состав пород

2.2.1. Петрогенные оксиды

2.2.2. Геохимическая характеристика

2.3. Возраст массива

2.4. Rb-Sr - изотопная систематика и геохимическая эволюция

2.4.1. Источники рудных клинопироксенитов

2.4.2. Источники ийолитов, нефелиновых сиенитов и карбонатитов

2.4.3. Вероятные соотношения между источниками

Глава 3. ПАЛЕОЗОЙСКИЕ СУБЩЕЛОЧНЫЕ, ЩЕЛОЧНЫЕ И ЛИТИЙ

ФТОРИСТЫЕ ГРАНИТОИДНЫЕ МАССИВЫ ОКИНСКОЙ ЗОНЫ

3.1. Геологическая характеристика массивов

3.1.1. Хуша-Гол - Билютинская интрузивная цепочка

3.1.2. Самсал - Хоньчинская интрузивная цепочка

3.2. Химический состав пород

3.2.1. Петрогенные оксиды, Rb и Sr

3.2.2. Геохимическая характеристика

3.3. Последовательность интрузивного магматизма 54 ^ 3.4. Развитие палеозойского магматизма Окинской зоны

3.4.1. Возрастные сопоставления

3.4.2. Структурный контроль магматизма и соотношения с метаморфическими событиями

3.4.3. Источники субщелочного, щелочного и литий-фтористого гранитоидного магматизма Окинской зоны

Глава 4. СОПОСТАВЛЕНИЯ ПАЛЕОЗОЙСКОГО МАГМАТИЗМА ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО БЛОКА И ОКИНСКОЙ ЗОНЫ С РАЗВИТИЕМ МЕЗОЗОЙСКОГО МАГМАТИЗМА СИНО-КОРЕЙСКОГО КРАТОНА КАК

ТЕКТОНОТИПА УТОНЕННОЙ КРАТОННОЙ ЛИТОСФЕРЫ

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Развитие палеозойского щелочного магматизма Шарыжалгайского блока и сопредельной части Окинской зоны"

Актуальность работы. Щелочной магматизм развивался, начиная с рубежа архея и протерозоя 2,5-2,7 млрд. лет назад, когда образовались обогащенные редкими элементами мантийные источники, и резко активизировалось взаимодействие коры и мантии. В процессе эволюции Земли роль щелочного магматизма увеличивалась, особенно начиная с -700 млн лет назад [Когарко, 2001]. Представляет интерес изучение характера пространственно-временной эволюции магматизма в блоках раннего докембрия, служивших в качестве ядер древних кратонов. Изучение магматизма с позиций соотношений мантийных и коровых компонентов в магматических расплавах открывает возможность представить эволюцию глубинных процессов в случае переработки блоков раннего докембрия либо показать характер развития процессов на границах таких блоков при сохранении стабильности древних кратонов. Центральная Азия служила ареной мощнейшего палеозойского магматизма, сопровождавшего субдукционные и коллизионные процессы [Федоровский и др., 1995; Ярмолюк и др., 1997; Владимиров и др., 1999; Гордиенко, 2003 и др.]. Кратонный фундамент Сибирской платформы мог быть потенциально вовлечен в переработку. В качестве критерия оценки его стабильности должен служить характер развития магматизма на его окраине и в сопредельных складчатых структурах.

Цель работы - изучить характер смены щелочно-ультраосновного, щелочного, субщелочного и литий-фтористого гранитоидного магматизма на границе докембрия-кембрия и в палеозое на примере ключевых интрузивных массивов территорий раннедокембрийского Шарыжалгайского блока и сопредельной Окинской структурно-формационной зоны.

Основные задачи:

1. Определить возраст массивов радиоизотопными методами.

2. Изучить вариации химического состава пород и их характеристики в Rb-Sr-изотопной системе.

Защищаемые положения:

1. На границе докембрия-кембрия, 548 млн лет назад, в Шарыжалгайском блоке внедрился Задойский щелочно-ультраосновной массив. Его геохимическая эволюция от рудных клинопироксенитов через ийолиты к нефелиновым сиенитам и карбонатитам заключалась в смене обедненного материала из аномальных мантийных источников материалом подлитосферной конвектирующей мантии. Аномальные мантийные источники были подобны источникам вулканических пород из зоны конвергенции Тихоокеанской и Евразиатской плит и внутренней части Африканской плиты.

2. В Окинской зоне палеозойский субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм проявился в Хуша-Гол-Билютинской и Самсал-Хоньчинской интрузивных цепочках, соответственно 517-319 и 307-261 млн лет назад. Различаются магматические тела, сложенные 1) дифференциатами, эволюционировавшими с повышением Rb/Sr непосредственно от состава источника, 2) дифференциатами с более высоким Rb/Sr по сравнению с отношением в источнике и 3) дифференциатами и порциями выплавок из геохимически неоднородных источников с варьирующим Rb/Sr.

3. Шарыжалгайский кратонный блок и сопредельная часть Окинской зоны характеризовались направленным развитием палеозойского магматизма от мантийного к преимущественно коровому. Щелочнобазальтовый мантийный магматизм, подобный магматизму, сопровождавшему утонение литосферы Сино-Корейского кратона, распространился на рассматриваемой территории только в позднем кайнозое.

Научная новизна. Впервые реконструирована последовательность развития щелочного магматизма в Шарыжалгайском блоке и сопредельной части Окинской зоны. Предложена геохимическая модель эволюции щелочно-ультраосновного магматизма в Задойском массиве. Установлено, что субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм в Окинской зоне был сосредоточен в Хуша-Гол-Билютинской и Самсал-Хоньчинской интрузивных цепочках. По соотношению Rb/Sr в интрузивных породах и их источниках выявлены принципиальные различия петрогенезиса субщелочных, литий-фтористых и щелочных гранитоидов. Первые представляли собой дифференциаты, эволюционировавшие от состава источника, претерпевшего высокую степень плавления. Вторые также были дифференциатами, но с геохимическими характеристиками, существенно отличавшимися от характеристик источника. Третьи включали дифференциаты и порции выплавок из геохимически неоднородных источников. Выявлена направленная смена магматизма в интервале с 548 до 261 млн лет назад от мантийного (доаккреционного) к коровому (послеаккреционному). Показано, что заключительный мантийный магматизм в Шарыжалгайском кратонном блоке проявился на рубеже докембрия-кембрия и в дальнейшем не возобновлялся. Этот блок оставался стабильным в отношении магматических процессов в течение всего палеозоя, хотя в сопредельной Окинской структурно-формационной зоне проявлялась высокая магматическая активность.

Фактический материал и методика исследований. Диссертационная работа выполнена в лаборатории изотопии и геохронологии Института земной коры СО РАН. Для территории Восточного Саяна обрабатывалась коллекция образцов щелочных и субщелочных пород, собранная в 1999-2000 гг. в рамках выполнения совместных работ с Окинской партией ГФУП "Бурятгеоцентр". Для Задойского массива частично использовались образцы из коллекции А.А. Конева, а для Бото-Гольского и Хуша-Гольского массивов - из коллекции Ю. В. Меньшагина. Петрогенные оксиды определялись классическим методом «мокрой химии» в аналитическом центре Института земной коры СО РАН (аналитики: Г.В. Бондарева и М.М. Смагунова) и в химической лаборатории Бурятгеолкома. Содержания лития и фтора измерялись в аналитическом центре Института земной коры (аналитики: Сизых Ю.И., Колтунова Е.Г. и Царева Н.Ю.) Химическая подготовка проб для элементного анализа методом ICP-MS осуществлялась М.Е. Марковой в лаборатории изотопии и геохронологии. Использовалась вода, очищенная на установке системы Milli-Q. Кислоты типа ОСЧ очищались в изотермических тефлоновых перегонках. Измерения проводились в Иркутском центре коллективного пользования на масс-спектрометре VG Plasmaquad PQ2+ (съемка В.И. Ложкина и Е.П. Чебыкина, расчеты Т.А. Ясныгиной). Химическая подготовка проб для изотопного анализа стронция проводилась Е.В. Сараниной. Материал разлагался на воздухе в тефлоновой посуде смесью концентрированных плавиковой и азотной кислот. Стронций выделялся на хроматографических колонках с внутренним диаметром 8 мм, заполненных 5 см3 смолы Dowex 50x8 крупностью 200-400 меш. В качестве элюента использовалась 2 N соляная кислота. Концентрации Rb и Sr в пробах определялись методом изотопного разбавления. Изотопные отношения стронция и его концентрации в пробах с трассером определялись М.Н. Масловской в ходе одного анализа на масс-спектрометре «Finnigan МАТ 262» в Иркутском центре коллективного пользования. В период измерений средние значения изотопного стандарта стронция NBS SRM 987 составили 0,7102810,00002. Изотопные отношения 87Rb/85Rb в пробах с трассером измерялись на масс-спектрометре МИ-1201ТМ лаборатории изотопии и геохронологии. Расчеты возрастов проводились по программе "ISOPLOT". Использовалась константа распада 87Rb 1,42x10"'1 год-1. Датирование проводилось также К-Аг методом И.С. Брандтом и С.Б. Брандтом по минералам с определением остаточного радиогенного аргона ступенчатым нагревом по оригинальной методике расчетов. Применялся метод 40Аг-39Аг со ступенчатым отжигом мономинеральных проб и измерениями на масс-спектрометре "Noblegas-5400" в аналитическом центре ОИГГиМ СО РАН (аналитик А.В. Травин) и на масс-спектрометре МАР-216 во Фламандском Свободном Университете Брюсселя (аналитик А.В. Иванов).

V-'

Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 8 работ, в том числе 3 статьи в журналах. Две статьи направлены в печать. Результаты исследований представлены на 5 российских конференциях.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и 8 приложений общим объемом 124 страницы машинописного текста. В ней содержатся 38 иллюстраций и список литературы из 176 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Ильясова, Айгуль Маратовна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Выполненные геохронологические и геохимические исследования интрузивных массивов территорий Шарыжалгайского кратонного блока и сопредельной части Окинской зоны позволяют сделать следующие выводы:

1. Щелочно-ультраосновные массивы с карбонатитами внедрялись в Присаянском краевом выступе фундамента Сибирской платформы на рубеже докембрия и кембрия. Это было установлено при датировании неизмененных нефелиновых сиенитов Задойского массива и нефелинитов белозиминского комплекса. В эволюции Задойского массива имели место фазы внедрения расплавов перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов, ийолитов, нефелиновых сиенитов и карбонатитов. Выполненные исследования микроэлементов и изотопов стронция неизмененных пород показали, что внедрявшиеся магматические расплавы были производными различных типов мантийных источников.

Источник перовскитовых клинопироксенитов существенно отличается по спектру несовместимых элементов от OIB (материала подлитосферной конвектирующей мантии) и характеризуется резко обедненным изотопным составом стронция (87Sr/86Sr)o 0,702470,70285. В ильменитовых клииопироксенитах увеличивается (87Sr/86Sr)o до интервала 0,70300,7036. Микроэлементное моделирование указывает на вероятность образования перовскитовых клинопироксенитов при более высоких степенях частичного плавления, чем ильменитовых. Источник ийолитов и нефелиновых сиенитов имеет спектр несовместимых элементов, близкий к OIB, и характеризуется наиболее высоким (87Sr/86Sr)o 0,7034620,704144. По комплементарному распределению несовместимых элементов карбонатиты генетически связаны с нефелин-сиенитовыми расплавами, а по интервалу (87Sr/86Sr)o 0,70290,7034 - с перовскитовыми и ильменитовыми клинопироксенитами. Карбонатиты могли образоваться в результате ликвационного или флюидного отделения от расплавов ийолит-нефелин-сиенитового источника в процессе их взаимодействия с материалом источника перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов.

2. В Окинской зоне палеозойский субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм проявился в пределах двух пространственно разделенных цепочек - Хуша-Гол - Билютинской (517-319 млн лет) и Самсал-Хоньчинской (307-261 млн лет). Хуша-Гол-Билютинская интрузивная цепочка проявляла активность со среднего-позднего кембрия (517-490 млн лет назад). В ордовике (480-457 млн лет назад) на территории северовосточной части Окинской зоны образовалась обширная магматическая дуга гранитоидных массивов и батолитов. В силуре (440-404 млн лет назад) магматизм вновь сконцентрировался в Хуша-Гол-Билютинской интрузивной цепочке с повышением щелочности гранитоидных расплавов. Магматический эпизод Хуша-Гольского массива около 319 млн лет назад предшествовал пространственному перераспределению интрузивного магматизма из Хуша-Гол-Билютинской цепочки на 25 км к северо-востоку в Самсал-Хоньчинскую цепочку интрузивов, внедрявшихся в позднем карбоне и перми (307-261 млн лет назад).

Хуша-Гол-Билютинская интрузивная цепочка изначально формировалась в связи с аккрецией Тувино-Монгольского массива к Сибирскому континенту. Пространственное перераспределение магматизма в Самсал-Хоньчинскую интрузивную цепочку интерпретируется как свидетельство позднекарбоновой структурной перестройки в Окинской зоне, сопровождавшей быстрое продвижение Сибирского континента в северные широты с его вращением по часовой стрелке.

По Rb-Sr-изотопной и микроэлементной систематике в обеих интрузивных цепочках различаются магматические тела, сложенные 1) дифференциатами, эволюционировавшими с повышением Rb/Sr непосредственно от состава источника, 2) дифференциатами с существенно более высоким Rb/Sr по сравнению с отношением в источнике и 3) порциями выплавок из геохимически неоднородных источников, отличающихся по Rb/Sr.

3. Исследование характера пространственно-временного развития магматизма с позиций соотношений мантийных и коровых компонентов в магматических расплавах из кратонного Шарыжалгайского блока фундамента Сибирской платформы и сопредельной Окинской зоны показало, что кратонный блок мог находиться в области субдукционного воздействия и вовлекаться в переработку на границе докембрия-кембрия, а в палеозое сохранял стабильность в магматическом отошении, в то время как сопредельная Окинская зона служила ареной развития мантийных и коровых магматических процессов. Вероятно, субдукционные процессы под Шарыжалгайский кратонный блок в палеозое не распространялись. Общее развитие магматизма в Шарыжалгайском блоке и Окинской зоне от мантийных процессов к коровым отличалось противоположной направленностью по сравнению с магматизмом, сопровождавшим активизацию Сино-Корейского кратона.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Ильясова, Айгуль Маратовна, Иркутск

1. Антипин B.C., Савина Е.А., Митичкин М.А., Переляев В.И. Редкометальные литий-фтористые граниты, онгониты и топазиты Южного Прибайкалья // Петрология. 1999. Т. 7, №2. С. 141-155.

2. Багдасаров Ю.А., Вороновский С.Н., Овчинникова Л.В., Аракелянц М.М. Новые данные К Аг возраста ультраосновных щелочных карбонатитовых масивов Восточных Саян и некоторые вопросы их образования//Доклады АН. 1980. Т. 254, № 1. С. 171 - 179.'

3. Беличенко В.Г., Боос Р.Г., Колосницына Т.И. и др. Новые данные о возрасте метаморфической серии Тункинских гольцов (Восточный Саян) //ДАН СССР. 1988. Т. 301, № 2. С. 402-405.

4. Беличенко В.Г., Скляров Е.В., Добрецов Н.Л., Томуртогоо О. Геодинамическая карта Палеоазиатского океана. Восточный сегмент // Геология и геофизика. 1994. № 7-8. С.29-40.

5. Беличенко В.Г., Резницкий Л.З., Гелетий Н.К., Бараш И.Г. Тувино-Монгольский массив (к проблеме микроконтинентов Палеоазиатского океана) // Геология и геофизика. 2003. Т. 44, № 6. С. 554-565.

6. Берзин Н.А., Колман Р.Г., Добрецов Н.Л. и др. Геодинамическая карта западной части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. № 7-8. С. 8- 28.

7. Берзин Н.А., Кунгурцев Л.В. Геодинамическая интерпретация геологических комплексов Алтае Саянской области // Геология и геофизика. 1996. Т.37, № 1. С. 63- 80.

8. Беус А.А., Северов Э.А., Ситнин А.А., Субботин К.Д. Альбитизированные и грейзенизированные граниты (апограниты). М.: Изд-во АН СССР, 1962. 140 с.

9. Богатиков О.А. Петрология и металлогения габбро-сиенитовых комплексов Алтае-Саянской области. М: Наука, 1966. 240 с.

10. Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала // Институт геологии и геохимии им. акад. А.И. Заварицкого РАН. Екатеринбург, 2000. 256 с.

11. Брандт С.Б., Грудинин М.И., Лепин B.C., Меньшагин Ю.В. О возрасте ультраосновной и основной серий Юго-Западного Прибайкалья // ДАН СССР. 1987. Т.292. N 2. С. 422-425.

12. Брынцев В.В., Секерин А.П., Меньшагин Ю.В., Сумин JI.B. Габбро-сиенитовая формация Главного Саянского разлома, геохимия и петрогенезис // Геология и геофизика. 1994. № 12. С. 41-53.

13. Булях А.Г., Иваников В.В. Проблемы минералогии и петрологии карбонатитов. JI.: Изд-во Ленингр. ун-та. 1984. 244 с.

14. Васильев Е.П., Беличенко В.Г., Резницкий Л.З. // Доклады АН 1997. Т. 353, № 6. С. 785-792.

15. Вендская система. Историко-геологическое и палеонтологическое обоснование.

16. Т. 2. Стратиграфия и геологические процессы. М.: Наука, 1985. 237 с.

17. Владимиров А.Г., Пономарева А.П., Шокальский С.П. О рифтогенной природе позднепалеозойских раннемезозойских гранитоидов Алтая // Доклады АН. 1966. Т. 350, № 1.С. 83-86.

18. Владимиров А.Г., Пономарева А.П., Шокальский С.П. и др. Позднепалеозойский -раннемезозойский гранитоидный магматизм Алтая // Геология и геофизика. 1997. Т.38, № 4. С. 715-729.

19. Владимиров А.Г., Гибшер А.С., Изох А.Э., Руднев С.Н. Раннепалеозойские батолиты Центральной Азии: масштабы, источники и геодинамические условия формирования // Доклады АН. 1999. Т. 369, № 6. С. 795-798.

20. Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Владимиров В.Г., Гибшер А.С., Руднев С.Н. Синкинематические граниты и коллизионно-сдвиговые деформации Западного Сангилена (Юго-Восточная Тува) // Геология и геофизика. 2000. Т. 41, № 3. С. 398-413.

21. Волобуев М.И., Зыков С.И., Ступникова Н.И., Воробьев И.В. Свинцово-изотопная геохронология докембрийских метаморфических комплексов юго-западного ограничения Сибирской платформы // Геология Восточной Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука. 1980. С. 14-30.

22. Геодинамика, магматизм и металлогения Колывань-Томской складчатой зоны // Сотников В.И., Федосеев Г.С., Кунгурцев J1.B. и др. Новосибирск: Изд-во СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1999. 227 с.

23. Геология гранулитов (путеводитель Байкальской экскурсии). Иркутск: СО АН СССР. 1981.91 с.

24. Геология и рудоносность Восточного Саяна // Добрецов H.JI., Беличенко В.Г., Боос Р.Г. и др. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1989. 127 с.

25. Геря Т. В. Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия //дисс. д-ра г.-м. наук. М.: МГУ. 2002.

26. Герлинг Э.К., Варшавская Э.С. Определение возраста пород Охотско-Бельской и Присаянской зон Восточного Саяна рубидий- стронциевым методом // Геохимия. 1966. N6. С. 627-634.

27. Гладкочуб Д.П., Скляров Е.В., Мазукабзов A.M. и др. Неопротерозойские дайковые рои Шарыжалгайского выступа индикаторы раскрытия Палеоазиатского океана // Доклады АН. 2000. Т. 375, № 4. С. 504-508.

28. Геология и рудоносность Восточного Саяна // Добрецов H.JL, Беличенко В.Г., Боос Р.Г. и др. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1989. 127 с.

29. Гордиенко И. В., Кузьмин М. И. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона// Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 11. С. 1545-1562.

30. 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. 1294-1304.

31. Горохов И.М. Рубидий стронциевый метод изотопной геохронологии. М.: Энергоатомиздат, 1985. 152 с.

32. Грабкин О.В., Мельников А.И. Структура фундамента Сибирской платформы в зоне краевого шва (на примере Шарыжалгайского блока). Новосибирск: Наука. 1980. 95 с.

33. Грудинин М.И., Меньшагин Ю.В. Ультрабазит-базитовые ассоциации раннего докембрия. Новосибирск: Наука, 1987. 158 с.

34. Грудинин М.И., Рассказов С.В., Коваленко С.Н., Ильясова A.M. Габбро-сиенитовый Снежнинский массив в зонельном метаморфическом комплексе Южного Прибайкалья // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 9.

35. Диденко А.Н., Моссаковский А.А., Печерский Д.М. и др. Геодинамика палеозойских океанов Центральной Азии // Геология и геофизика. 1994. № 7-8. С. 59

36. Диденко А.Н. Хаин Е.В., Казанский А.Ю. и др. Палеоазиатский океан в венде // Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия: Материалы совещания. Иркутск, 2001.330 с.

37. Довгаль В.Н., Сотников В.И. Редкометалльный гранитоидный магматизм Алтае-Саянской складчатой области: возрастное положение, геологические особенности проявления // Геология и геофизика. 1998. Т. 39, № 8. С. 1085-1093.

38. Довгаль В.Н. Раннепалеозойские габбро-сиенитовые формации Центральной части Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука, 1968. 208 с.

39. Докембрийская геология СССР // Хильтова В.Я., Вревский А.Б., Лобач-Жученко С.Б. и др. Л.: Наука, 1988. 440 с.

40. Донская Т. В., Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П. и др. Прибайкальский коллизионный метаморфический пояс // Доклады АН. 2000. Т. 374, № 1. С. 79-83.

41. Ескин А.С., Киселев А.И., Матисон О.Р. Дайки базитов в Шарыжалгайском комплексе раннего докембрия Прибайкалья // Метаморфические образования докембрия Восточной Сибири. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1988. С. 123-128.

42. Зорин Ю.А., Новоселова М.Р., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М. Строение литосферы Монголо-Сибирской горной страны // Геодинамика внутриконтиненальных горных областей. Сб. науч. тр. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1990. С. 143-154.

43. Иванов А. В., Рассказов С. В., Бовен А., Андре Л., Масловская М. Н., Тему Е. Б. Позднекайнозойский щелочно-ультраосновной и щелочно-базальтовый магматизм провинции Рунгве, Танзания // Петрология. 1998. Т. 6, № 3. С. 228-250.

44. Иванов А.В., Рассказов С.В., Брандт С.Б. и др. Хронология позднепалеозойских и мезозойских событий на хребте Удокан: 40Аг/39Аг датирование первичных и наложенных минералов интрузивных пород // Геология и геофизика. 2000. Т. 41, № 5. С. 686-695.

45. Ильин А.В. О Тувино-Монгольском массиве // Мат-лы по региональной геологии Африки и зарубежной Азии. М.: 1971. С. 67-71. (Труды НИИ Зарубежгеология, вып. 22)

46. Кембрий Сибири. Новосибирск.: Наука, 1992. 134 с.

47. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1977. 206 с.

48. Коваленко В.И., Кузьмин М.И., Летников Ф.А. О магматическом генезисе литий-фтористых гранитов //Доклады АН СССР. 1970. Т. 190, № 2. С. 446-449.

49. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Царева Г.М. и др. Влияние дифференциации магм редометальных литий-фтористых гранитов на первичный изотопный состав стронция (на примере Югодзырского массива, Монголия) // ДАН. 1997. Т. 351, № 1. С. 85-87.

50. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Будников С.В. и др. Гранитоиды Югодзырского рудного района (Юго-Восточная Монголия) и связь с ними W-Мо-оруденения // Геология рудных месторождений. 1999. Т. 41, № 5. С. 404-424.

51. Коваленко В.И. и др. Корообразующие магматические процессы при формировании Центрально-Азиатского складчатого пояса: Sm-Nd изотопные данные // Геотектоника. 1999. №3. С. 21-41.

52. Коваленко В.И., Костицын Ю.А., Ярмолюк В.В. и др. Источники магм и изотопная (Sr, Nd) эволюция редкометальных Li-F гранитоидов // Петрология. 1999. Т. 7, № 4. С. 401429.

53. Коваленко В.И., Сальникова, Е.Б., Антипин B.C. и др. Необычная ассоциация литий-фтористых и щелочных гранитоидов Соктуйского массива (Восточное Забайкалье): возраст и источники магм it ДАН. 2000. Т. 372, № 4. С. 536-540.

54. Когарко Л. Н. Щелочной магматизм в истории Земли // Щелочной магматизм и проблемы мантийных источников. Сб. научн.тр. Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2001. 250 с.

55. Когарко Л.Н. Роль сульфидно-карбонатно-силикатной и карбонатно-силикатной ликвации в генезисе Са-карбонатитов // Глубинный магматизм и проблемы плюмов. Труды международного совещания. Иркутск. Изд-во ИрГТУ, 2002. С. 43-53.

56. 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. 1999. Т. 7, № 2. С. 174-190.

57. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Бибикова Е.В. и др. О полихронности развития палеозойского гранитного магматизма в Тувино-Монгольском массиве: результаты U-Pb геохронологических исследований // Петрология. 1999. Т. 7, № 6. С. 631-643.

58. Конев А.А. Жидойский щелочно-ультраосновной плутон. М.: Наука, 1970. 84 с.

59. Конев А.А., Черненко А.И., Фефелов Н.Н., Масловская М.Н., Раклинский Э.И. Калий аргоновый возраст нефелиновых пород Прибайкалья // Геология и геофизика. 1975. №4. С. 141-146.

60. Конев А.А. Нефелиновые породы Саяно-Байкальской горной области. Новосибирск: Наука, 1982. 200 с.

61. Кононова В.А., Шанин JI.JL, Аракелянц М.М. Время формирования щелочных массивов и карбонатитов // Известия АН. Серия геологическая. 1973. № 5. С. 25 36

62. Костицын Ю.А., Алтухов Е.Н., Филина Н.П. Rb-Sr-изохронное датирование щелочных гранитов юго-восточной Тувы // Геология и геофизика. 1998. Т. 39, № 7. С. 917923.

63. Костицын Ю.А., Алтухов Е.Н. Rb-Sr возраст и изотопный состав стронция субщелочных и Li-F гранитоидов Центрального Присаянья // Геохимия. 2000. № 5. С. 477484.

64. Костицын Ю.А., Алтухов Е.Н. Хайламинский и Арысканский массивы щелочных гранитоидов В. Саян: время и условия формирования по данным Rb-Sr изотопных и геохимических исследований // Геохимия. 2004. № 3. С. 243-253.

65. Костюк В.П., Базарова Т.Ю. Петрология щелочных пород восточной части Восточного Саяна. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1966. 167 с.

66. Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Резницкий JI.3. и др. О возрасте метаморфизма слюдянского кристаллического комплекса (Южное Прибайкалье): Результаты U-Pb геохронологических исследований гранитоидов // Петрология. 1997. Т. 5, № 4. С. 380-393.

67. Крылов И.Н., Горохов И.М., Кутявин Э.П. и др. Датирование полиметаморфических образований шарыжалгайской серии (Юго- Западное Прибайкалье) // Геохронология Восточной Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука. 1980. С.80-94.

68. Кузнецова Ф.В. Гранулитовый комплекс Юго-Западного Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1981. 183 с.

69. Кузьмичев А.Б. Тектоническое значение палеозойского гранитоидного магматизма в байкалидах Тувино-Монгольского массива // Геотектоника. 2000. № 6. С. 76-92.

70. Кузьмичев А.Б., Журавлев Д.З. О довендском возрасте Окинской серии (Восточный Саян) по результатам датирования силлов Sm-Nd методом // ДАН. 1999. Т. 364, № 6. С. 796800.

71. Кузьмичев А.Б. Тектоническая история Тувино-Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. М.: Пробел-2000, 2004. 192 с.

72. Лебедев А.П., Богатиков О.А. Петрология Кизирского габбро-сиенитового плутона. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 151 с.

73. Левицкий В.И., Плюснин Г.С. Новые данные по петрологии, геохимии и геохронологии Быстринского массива // Геология и геофизика. 1991. № 2. С. 22-28.

74. Лепин B.C., Конев А.А., Солодянкина В.П., Брандт С.Б. Изотопные отношения стронция в Жидойском щелочно ультраосновном карбонатитовом массиве (Восточный Саян) // Актуальные вопросы современной геохронологии, 1976.

75. Литвиновский Б.А., Посохов В.Ф., Занвилевич А.Н. Новые Rb-Sr данные о возрасте позднепалеозойских гранитоидов Западного Забайкалья // Геология и геофизика. 1999. Т. 40, № 5. С. 694-702.

76. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Ащепков И.В. // О природе байкальских святоноситов // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. №2. С. 31-44.

77. Литвиновский Б.А., Артюшков Е.В., Занвилевич А.Н. О природе магматизма Монголо-Забайкальского пояса // Геология и геофизика. 1989. № 2. С. 32-40.

78. Логачев Н.А., Брандт И.С., Рассказов С.В., Иванов А.В., Брандт С.Б., Конев А.А., Ильясова A.M. Определение K-Ar-возраста палеоценовой коры выветривания Прибайкалья // Доклады АН. 2002. Т. 385, N 6. С. 797-799.

79. Магматические горные породы. Ч. 1. И Андреева Е.Д., Баскина В.А., Богатиков О.А. и др. М.: Наука, 1985. 367 с.

80. Миясиро А., Аки К., Шенгер А.Дж. Орогенез.: Пер. с англ. М.: Мир, 1985. 288 с.

81. Неймарк Л.А., Рыцк Е.Ю., Овчинникова Г.В. и др. // Геология рудных месторождений. 1995. Т. 37, № 3. С. 237-249.

82. Парфенов Л.М. Основные черты докембрийской структуры Восточного Саяна. М.: Наука. 1967. 144 с.

83. Прокофьев А.А. Тектоника докембрия Присаянья и некоторые особенности геологической истории юга Сибирской платформы Тектоника Сибирской платформы и смежных областей. Иркутск. 1971.

84. Рассказов С.В. Магматизм Байкальской рифтовой системы. Новосибирск: ВО "Наука". Сибирская издательская фирма, 1993. 288 с.

85. Рассказов С.В., Саранина Е.В., Иванов А.В. и др. Мантийная аномалия DUPAL -индикатор гондванского происхождения Тувино-Монгольского массива // Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001.

86. Рассказов С.В., Саранина Е.В., Демонтерова Е.И., Масловская М.Н., Иванов А.В.

87. Мантийные компоненты позднекайнозойских вулканических пород Восточного Саяна // Геология и геофизика. 2002. Т. 43, № 12. С. 1065-1079.

88. Рассказов С.В., Меньшагин Ю.В., Масловская М.Н., Ясныгина Т.А., Ильясова A.M., Малых Ю.М., Саранина Е.В., Демонтерова Е.И., Сизых Ю.И., Скопинцев В.Г.

89. Rb-Sr-изотопная и микроэлементная систематика щелочных сиенитов и гранитов Хуша

90. Гольского массива в контексте развития палеозойского магматизма Окинской зоны Восточного Саяна, юг Сибири // Петрология (в печати).

91. Резницкий JI. 3., Котов А.Б., Сальников Е.Б. и др. Возраст и продолжительность формирования флогопитовых и лазуритовых месторождений Южного Прибайкалья: результаты U-Pb геохронологических исследований // Петрология. 2000. Т. 8, № 1. С. 74-86.

92. Розанов А.Ю., Семихатов М.А., Соколов Б.С., Федонкин М.А., Хоментовский

93. B.В. Решение о выборе стратотипа границы докембрия и кембрия: прорыв в проблеме или ошибка? // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1997. Том 5, № 1. С. 21-31.

94. Романов И.А. Основные черты петрографии Хушагольского щелочного массива (Восточный Саян) // Магматические и метаморфические комплексы Восточной Сибири. Иркутск: Вост.-Сиб. кн. изд-во, 1974. С. 61-62.

95. Рощектаев П.А., Рогачев A.M., Катюха Ю.П. Стратиграфия палеозоя юго-восточной части Восточного Саяна // Стратиграфия позднего докембрия и раннего палеозоя средней Сибири. Новосибирск: Институт геологии и геофизики СО АН СССР, 1983. С. 1827.

96. Рыцк Е.Ю., Сальникова Е.Б., Ковач В.П. и др. О верхней возрастной границе окинской серии (Восточный Саян) // Доклады АН. 2000. Т. 374, № 1. С. 84-87.

97. Сандимирова Г.П., Плюснина Г.С., Петрова З.И. и др. Rb-Sr возраст пород шарыжалгайской серии // Изотопная геохронология докембрия. 1979. С. 160-161.

98. Скляров Е. В., Гладкочуб Д.П., Ватанабе Т. и др. Архейские супракрустальные образования Шарыжалгайского выступа: тектонические следствия // ДАН. 2001. Т. 377, № 3.1. C. 370-375.

99. Слюдянский кристаллический комплекс. Новосибирск. Наука. 1981. 197 с.

100. Соботович Э.В., Гращенко С.М., Ловцюс А.В. Возраст пород шарыжалгайской серии (Байкальская глыба) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1965. N9. С. 28-41.

101. Солодов Н.А. Формационные типы редкометалльных карбонатитов // Отечественная геология. 1996. № 9. С. 12-18

102. Солоненко В.П. Генезис щелочных пород и графита Ботогольского массива // Известия АН СССР. Сер. геол. 1950. № 6.

103. Солоненко В.П. Геология месторождений графита Восточной Сибири и Дальнего Востока. М.: Госгеолиздат, 1951. 382 с.

104. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитов. М.: Наука, 1977. 170 с.

105. Томмотский ярус и проблема нижней границы кембрия. Труды, вып. 206. М.: Наука, 1969. 380 с.

106. Туговик Г.И. Флюидно-эксплозивные структуры и их рудоносность. М.: Наука, 1984. 193 с.

107. Федотова А.А., Хаин Е.В. Тектоника юга Восточного Саяна и его положение в Урало-Монгольском поясе. М.: Научный мир, 2002. 176 с.

108. Федоровский В. С., Владимиров А. Г., Хаин Е. В., Каргополов С.А., Гибшер А. С., Изох А. Э. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 1995. № 3. С. 3-22.

109. Фролов А.А. Структура и оруденение карбонатитовых массивов. М.: Недра, 1975. 160с.

110. Хаин Е.В., Амелин Ю.В, Изох. А.Э.//Доклады АН. 1995. Т. 341, № 6. С. 791-796.

111. Хаин Е.В., Неймарк Л.А., Амелин Ю.В. Каледонский этап ремобилизации докембрийского фундамента Гарганской глыбы, Восточный Саян (изотопно-геохронологические данные) // Доклады АН. 1995. Т. 342, № 6. С. 776-780.

112. Чернышева Е.А., Сандимирова Г.П., Пахольченко Ю.А., Кузнецова С.В. Rb Sr возраст и некоторые особенности генезиса Большетагнинского карбонатитового комплекса (Восточный Саян) // Доклады АН. 1992. Т. 323, № 5. С. 942 - 948.

113. Шафеев А.А. Докембрий Юго-Западного Прибайкалья и Хамар-Дабана. М.: Наука, 1970.179 с.

114. Шейнманн Ю.М. Некоторые геологические особенности ультраосновных и ультращелочных магматических образований на платформах // Записки ВМО. 1955. Ч. 84. № 2. С. 84-89.

115. Эволюция земной коры в докембрии и палеозое (Саяно Байкальская горная область) // Беличенко В.Г., Шмотов А. П., Сезько А. И. и др. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1988. 161 с.

116. Ярмолюк В.В., Будников С.В., Коваленко В.И. и др. Геохронология и геодинамическая позиция Ангаро-Витимского батолита // Петрология. 1997. Т. 5, № 5. С. 451-466.

117. Ясныгина Т.А., Рассказов С.В., Маркова М.Е., Иванов А.В., Демонтерова Е.И.

118. Amthor J. Е., Grotzinger J. P., Schroder S., Bowring S. A., Ramezani J., Martin M. W., Matter A. // Geology (in press).

119. Barbarin B. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments // Lithos. 1999. V. 46. P. 605-626.

120. Bedini R.M., Bodinier J.-L. Distribution of incompatible trace elements between the constituents of spinel peridotite xenoliths: ICP-MS data from the East African Rift // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. V. 63, N 22. P. 3883-3900.

121. Bell K., Simonetti A. Carbonatite magmatism and plume activity: implications from the Nd, Pb and Sr isotope systematics of Oldoinyo Lengai // J. Petrol. 1996. V. 37, № 6. P. 1321-1339.

122. Benjamin T.M., Heuser R., Burnett D.S. Solar system actinide abundances I. Laboratory partitioning between whitlockite, diopsidic clinopyroxene and anhydrous melt // Lunar Planet. Sci. IX. 1978. P. 70-77.

123. Berger G.W. 40Ar/39Ar step heating of thermally overprinted biotite, horblend and potassium feldspar from Eldora, Colorado // Earth Planet. Sci. Letters. 1975. V. 26. P. 387-408.

124. Barbarin B. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments // Lithos. 1999. V. 46. P. 605-626.

125. Dalpe C., Baker D.R. Partition coefficient for rare-earth elements between calcic amphibole and Ti-rich basanitic glass at 1.5 GPa, 1100°C // Mineral. Mag. 1994. V. 58A. P. 207208.

126. Dautria J. M., Dupuy C., Takherist D., Dostal J. Carbonate metasomatism in the Iitospheric mantle: peridotitic xenoliths from a melilititic district of the Sahara basin // Contrib. Mineral. Petrol. 1992. V. 111. P. 37-52.

127. Dickin A.P. Radiogenic isotope geology. Cambridge: University Press. 1997. 490 p. Doblas M., Lopez-Ruiz J., Cebria J.-M. et. al. // Geol. Soc. of Am. Bull. 2002. V.30, № 9. P. 839-842.

128. Fan W. M., Zhang H. F., Baker J., Jarvis К. E., Mason P. R. D., Menzies M. A. // J.1. Petrol. 2000. V. 41, №7.

129. Francis D., Ludden J. The mantle source for olivine nephelenite, basanite and alkaline olivine basalt//J. Petrol. 1990. V. 31. P. 371-400.

130. Geyh M.A., Schleicher H. Absolute age determination. Springer-Verlag, Berlin Heidelberg, 1990. 503 p.

131. Gomes M.E.P., Neiva A.M.R. Petrogenesis of tin-bearing granites from Ervedosa, Northern Portugal: the importance of magmatic processes // Chem. Erde. 2002. V. 62. P. 47-72. '

132. Green Т.Н., Pearson N.J. An experimental study of Nb and Та partitioning between Ti-rich minerals and silicate liquids at high pressure and temperature // Geochim. Cosmochim. Acta. 1987. V. 51. P. 55-62.

133. Green Т. H. Experimental studies of trace-element partitioning applicable to igneous petrogenesis Sedona 16 years later // Chemical Geology. 1994. V. 117. P. 1-36.

134. Grotzinger J. P., Bowring S. A., Saylor B. Z. et al. Biostratigraphic and geochronologic constraints on early animal evolution // Science. 1995. V. 270. P. 598-604.

135. Hart S. R., Dunn T. Experimental cpx/melt partitioning of 24 trace elements // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. V. 113. P. 1-8.

136. Jiang N., Sun, S., Chu X., Mizuta Т., Ishiyama D. Mobilization and enrichment of high-field strength elements during late- and post-magmatic processes in the Shiquangou syenitic complex, Northern China//Chemical Geology, 2003. V. 200. P. 117-128.

137. Kamata, H. and Komada, K. Tectonics of an arc-arc junction: an example from Kyushu island at the junction of the Southwest Japan arc and the Ryukyu arc // Tectonophysics. 1994. V. 233. P. 69-81.

138. Kaszuba J.P., Wendlandt R.F. Effect of carbon dioxide on dehydration melting reactions and melt compositions in the lower crust and the origin of alkaline rocks // Journ. Petrol. 2000. V. 41, N3. P. 363-386.

139. Maeda J. Opening of the Kuril basin deduced from magmatic history of Central Hokkaido, North Japan // Tectonophysics. 1999. V. 174. P. 235-255.

140. McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. V. 120. P. 223-253.

141. Morikiyo Т., Takano K., Miyazaki Т., Kagami H., Vladykin N.V. Sr, Nd, С and Оisotopic compositions of carbonatite and peralkaline silicate rocks from the Zhidoy complex, Russia // J. of Mineralogical and Petrological Sciences. 2000. V. 95. P. 162 172.

142. Morikiyo Т., Miyazaki Т., Kagami H. Sr, Nd, С and О isotopic characterisics of Siberian carbonatites // Alkaline magmatism and the problems of mantle sources. Irkutsk, 2001. P. 69 84.

143. Miinker C. Nb/Ta fractionation in a Cambrian arc/back arcs system, New Zealand: source constraints and application of refined ICPMS techniques // Chemical Geology. 1998. V. 144. P. 2345.

144. Nagasawa H., Schreiber H. В., Morris R. V. Experimental mineral/liquid partition coefficients of the rare earth elements (REE), Sc and Sr for perovskite, spinel and melilite // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V. 46. P. 431-438.

145. Nelson D.R., Chivas A.R., Chappel B.W., McCulloch M.T. Geochemical and isotopic systematics in carbonatites and implications for the evolution of ocean island sources // Geochim. Cosmochim. Acta. 1988. V. 52. P. 1-17.

146. Pearce J. Sources and settings of granitic rocks//Episodes. 1996. V. 19, N 4. P. 103-106.

147. Rollinson H. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. New York, 1993. 352 p.

148. Rogers N.W., Hawkesworth C.J., Ormerod D.S. Late Cenozoic basaltic magmatism in the Western Great Basin, California and Navada // J. Geophys. Res. 1995. V. 100, N B7. P. 10,28710,301.

149. Rogers N.W., Hawkesworth C.J., Palacz Z. A. Phlogopite in the generation of olivine-melilitites from Namaqualand//Lithos. 1992. P. 347-365.

150. Rudnick R.L. and Fountain D.M. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective // Reviewes of Geophysics. 1995. V. 33, N 3. P. 267-309.

151. Salnikova E.B., Sergeev S.A., Kotov A.B. et al. U-Pb zirkon dating of granulite metamorphism in the Sludyanskiy complex, Eastern Siberia // Gondwana Research. 1998. V. 1, N 2. P. 195-205.

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

153. Scaillet В., Macdonald R. Phase relations of peralkaline silicic magmas and petrogenetic implications //Jour. Petrol. 2001. V. 42, N 4. P. 825-845.

154. Skulski Т., Minarik W., Watson E.B. High pressure experimental trace-element partitioning between clinopyroxene and basaltic melts // Chem. Geol. 1994. V. 117. P. 127-147.

155. Tatsumi Y., Arai R., Ishizaka The petrology of a melilite-olivine nephelinite from Hamada, S W Japan // J. of Petrology. 1999. V. 40, № 4. P. 497-509.

156. Watson E. В., Green Т. H. Apatite/liquid partition coefficients of the rare earth elements and strontium // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. V. 56. P. 404-421.

157. Xu Y.-G., Huang X.-L., Ma J.-L., Wang Y.-B., Izuka Y., Xu J.-F., Wang Q. and Wu X.

158. Y. Crust-mantle interaction during the tectono-thermal reactivation of the North China craton: constraints from SHRIMP zircon U-Pb chronology and geochemistry of Mesozoic plutons from western Shandong // Contrib. Miner. Petrol. 2004. V. 147. P. 750-767.

159. York D. // Canadian J. Physics. 1966. V. 44. P. 1079-1086

160. Zhang M., Suddaby P., Thompson R.N. et al. Potassic volcanic rocks in NE China: Geochemical constraints on mantle source and magma genesis // J. Petrol. 1995. V. 36. P. 1275-1303.

161. Zhao Z., Xiong X., Han X. et al. Controls on the REE tetrad effect in granites: evidence from the Qianlishan and Baerzhe granites, China//Geochem. Journ., 2002. V. 36. P. 527-543.

Информация о работе

Ильясова, Айгуль Маратовна
кандидата геолого-минералогических наук
Иркутск, 2005
ВАК 25.00.04

Диссертация

Развитие палеозойского щелочного магматизма Шарыжалгайского блока и сопредельной части Окинской зоны - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы