Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Роль гранитоидного магматизма в формировании континентальной коры Актау-Моинтинского массива

ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Роль гранитоидного магматизма в формировании континентальной коры Актау-Моинтинского массива"

Третьяков Андрей Алексеевич

004601 И* //С^г

На правах рукописи УДК 551.243(574.3)

Роль гранитоидного магматизма в формировании континентальной коры Актау-Моинтинского массива (Центральный Казахстан)

Специальность 25.00.01 - общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 2010

1 5 «ПР

004601112

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Геологическом институте РАН (ГИН РАН).

Научный руководитель:

кандидат геолого-минералогических наук Дегтярев К.Е.

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Кузьмичев А.Б. (ГИН РАН) доктор геолого-минералогических наук Козаков И.К (ИГГД РАН)

Ведущая организация:

Учреждение Российской академии наук Институт геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО РАН

Защита состоится 22 апреля 2010 г. в 14.30 на заседании диссертационного совета Д.002.215.01 в Учреждении Российской академии наук Геологическом институте РАН по адресу: 119017 г. Москва, Пыжевский пер., 7.

С диссертацией можно ознакомиться в отделении геологической литературы БЕН РАН по адресу: г. Москва, Старомонетный пер., 35, ИГЕМ РАН.

Автореферат разослан марта 2010 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

кандидат геолого-минералогических наук

Актуальность проблемы

Проблема формирования и эволюции континентальной коры докембрийских массивов относится к числу наиболее актуальных проблем геологии Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Докембрийские массивы имеют континентальную кору мощностью 40-50 км, однако, доступными для непосредственного изучения являются только верхние несколько километров. Представления о строении и составе более глубоких горизонтов может быть получено в результате комплексного изучения разновозрастных гранитоидных комплексов. Формирование гранитоидов, имеющих широкое распространение в пределах докембрийских массивов, обычно связано с частичным плавлением пород разных уровней континентальной коры, главные особенности состава которых наследуются гранитами в виде геохимических и изотопных меток.

Гранитоидный магматизм традиционно рассматривается как индикатор корообразующих процессов. Это утверждение справедливо, в первую очередь, для начальных стадий формирования континентальной коры и не столь очевидно при эволюции уже зрелой континентальной коры, когда образование гранитных расплавов не всегда сопровождается существенным увеличением ее сиалической составляющей.

Актау-Моинтинский массив является одним из наиболее крупных докембрийских массивов Центрального Казахстана. Здесь широко распространены гранитоиды, возраст которых охватывает интервал от позднего рифея до ранней перми. Комплексное изучение этих гранитоидов позволит показать, какую роль играет гранитоидный магматизм в процессах преобразования зрелой континентальной коры докембрийских сиалических массивов.

Цель исследований - выделить главные этапы проявления гранитоидного магматизма на Актау-Моинтинском массиве в позднем рифее - раннем палеозое и оценить роль каждого из них в формировании его континентальной коры.

Для достижения данной цели были поставлены и решены следующие задачи:

1. Уточнение структуры и обоснование возраста докембрийских комплексов Актау-Моинтинского массива.

2. Изучение химического состава и изотопно-геохимических особенностей докембрийских и раннепалеозойских гранитоидных комплексов, направленное на их геодинамическую типизацию.

3. Оценка условий образования родоначальных гранитоидных расплавов, а также параметров их кристаллизации и минерального состава реститов.

4. Реконструкция состава и строения глубоких горизонтов континентальной коры массива на основе результатов геохимических и изотопно-геохимических исследований разновозрастных гранитоидных комплексов.

5. Составление схематического разреза строения континентальной коры массива для раннего силура.

6. Сопоставление вещественного состава магматических комплексов массива с одновозрастными образованиями смежных структурно-формационных зон для выявления главных особенностей формирования континентальной коры Центрального Казахстана.

Научная новизна работы

1. Впервые обоснована одновозрастность позднерифейских толщ кислых вулканитов, занимающих различное положение в структуре фундамента Актау-Моинтинского массива.

2. В результате U-Pb геохронологических исследований уточнен позднерифейский возраст гранитоидов узунжальского комплекса, а также доказана их комагматичность толщам кислых вулканитов позднего рифея, позволяющая рассматривать их в качестве членов единой вулкано-плутонической ассоциации.

3. Реконструированы геодинамические обстановки формирования позднедокембрийско - раннепалеозойских гранитоидов: в позднем рифее -континентальный рифтогенез; в раннем ордовике - континентальный рифтогенез; в позднем ордовике - раннем силуре - надсубдукционный диапиризм.

4. Установлены источники вещества разновозрастных гранитоидов, а также получены оценки параметровобразования родоначальных для них расплавов.

5. Предложена модель формирования континентальной коры массива в течение позднего докембрия - раннего палеозоя.

6. Составлен схематический разрез континентальной коры массива для раннего силура.

7. Выявлены причины формирования изотопной неоднородности континентальной коры массива.

Фактический материал и методы исследований

В основу работы положен собственный материал, собранный в течение 2005 - 2009гг.. Кроме того, использованы материалы по данному региону, полученные в ходе полевых работ сотрудниками Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя ГИН РАН.

Для изучения вещественного состава разновозрастных магматических образований Актау-Моинтинского массива было отобрано более 40 проб интрузивных и вулканических пород. Для более полной характеристики одновозрастных магматических комплексов, развитых в смежных структурно-формационных зонах Казахстана, использованы данные К.Е. Дегтярева, К.Н. Шатагина, A.B. Рязанцева и Д.В. Алексеева.

Особенности минералого-петрографического состава и структурно-текстурных особенностей пород рассматриваемых комплексов были изучены автором на основании собранной большой коллекции шлифов (150) и образцов.

Концентрации главных элементов определены рентгенофлуоресцентным в Лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН Ляпуновым С.М.

Концентрации редкоземельных элементов (РЗЭ) и других элементов-примесей определены методом ICP-MS в ИМГРЭ МПР Журавлевым Д.З.

U-Pb геохронологические исследования выполнены в Лаборатории изотопной геологии ИГГД РАН Сальниковой Е.Б. и Яковлевой С.З., a Sm-Nd изотопно-геохимические исследования - в Лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН Шатагиным К.Н.

Защищаемые положения.

1. Магматические комплексы, участвующие в строении довендского фундамента Актау-Моинтинского массива, представлены только позднерифейскими (около 920 млн. лет) кислыми вулканитами и гранитами.

2. Позднерифейские кислые вулканиты и граниты Актау-Моинтинского массива образуют вулкано-илутоническую ассоциацию, формирование которой связано с проявлением континентального рифтогенеза. Источником родоначальных расплавов для них являлись нижнепротерозойские метаосадочные комплексы верхних горизонтов континентальной коры Актау-Моинтинского массива.

3. Источниками исходных расплавов для раннепалеозойских магматических комплексов Актау-Моинтинского массива послужили рифейские мафические породы, занимающие различное положение в разрезе его континентальной коры. Источник раннеордовикских сиенитов располагался в средних, а источник позднеордовикско-раннесилурийских гранитоидов - в нижних горизонтах коры.

4. Главная особенность эволюции континентальной коры Актау-Моинтинского массива в позднем докембрии - раннем силуре состояла в увеличение доли «базитовой составляющей» в ее разрезе.

5. Для раннесилурийской коры Актау-Моинтинского массива характерна вертикальная неоднородность, выраженная в последовательной смене древних комплексов более молодыми сверху вниз по разрезу.

Практическая значимость

Полученные с использованием прецизионных методов новые геохронологические данные могут использоваться при составлении геологических карт и межрегиональных корреляций. Предложенная модель строения раннесилурийской коры является основной для изучения вопросов эволюции коры массива и выявлении источников коровых магматических пород в позднепалеозойское время. Полученные данные о строении и составе глубоких горизонтов коры массива могут использоваться при интерпретации геофизических данных по исследованному региону.

Апробация работы и публикации

Основные положения диссертационной работы докладывались на совещании «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса» (Иркутск, 2007, 2008), IV Российской конференции по изотопной геохронологии (Санкт-Петербург, 2009), международной

конференции «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2007,2009), конференции «Молодые наукам о Земле» (Москва, 2008) и конференции «Проблемы магматической и метаморфической петрологии» (Москва, 2007, 2008, 2009). По теме диссертации опубликовано 17 научных работ, включая 3 статьи в рецензируемых журналах. Объем и структура работы

Диссертация состоит из восьми глав, заключения и приложений, изложенных на 192 страницах текста. Она содержит 66 рисунков. Библиография включает 133 наименования.

Автор глубоко признателен своему научному руководителю К.Е. Дегтяреву за творческую помощь и поддержку. В процессе подготовки работы автор пользовался консультациями и поддержкой В.А. Утенкова, которому выражает искреннюю благодарность.

Автор выражает свою признательность Д.В. Алексееву, M.JI. Баженову, A.A. Беловой, А.Б. Котову, Е.Ф. Летниковой, Ф.А. Летникову, Н.М. Левашовой, М.В. Лучицкой, A.B. Рязанцеву, Г.Н. Савельевой, О.М. Туркиной и A.A. Щипанскому за плодотворное обсуждение вопросов, возникающих на разных стадиях исследований.

Особую благодарность автор выражает Е.Б. Сальниковой и К.Н. Шатагину за проведение геохронологических и изотопных исследований, а также за проведение аналитических работ автор благодарит С.М. Ляпунова и Д.З. Журавлева

Структурное положение и основные черты геологического строения Актау-Моинтинского массива

В строении каледонид западной части Центрального Казахстана и Северного Тянь-Шаня большую роль играют сиалические массивы с докембрийской континентальной корой - Кокчетавский, Улутауский, Ерементау-Ниязский, Актау-Моинтинский, Чуйско-Кендыктасский, Карагауский, Иссыкульский, Срединно-Тянынаньский и другие. От обрамляющих структурно-формационных зон массивы отличаются присутствием фундамента, сложенного различными довендскими метаморфическими комплексами, который перекрыт венд-нижнепалеозойским терригенно-карбонатным чехлом (Дегтярев, 2003).

Одним из наиболее крупных докембрийских массивов является Актау-Моинтинский, расположенный в западной части Центрального Казахстана. Он вытянут в северо-западном направлении почти на 800 км при ширине 150 - 200 км.

Актау-Моинтинский массив имеет тектонические взаимоотношения с комплексами обрамляющих зон. На юго-западе он надвинут на верхнекембрийско-среднеордовикские образования Ерементау-Бурунтауской зоны, формировавшиеся в пределах континентального рифта. С северо-востока на массив шарьированы ордовикско-силурийские аккреционные комплексы Агадырской зоны.

Фундамент массива представлен рифейскими кварцито-сланцевыми толщами, метаморфизованными кислыми вулканитами и рассланцованными

гранитами, которые с несогласием перекрыты венд-нижнепалеозойским терригенно-карбонатным чехлом (Авдеев и др., 1974; Дегтярев, 2003). Характерной особенностью массива является широкое распространение в его пределах гранитоидов, возраст которых охватывает интервал от позднего рифея до ранней перми. Преобладающими являются позднерифейские и раннепалеозойские гранитоиды.

Глава 1. Особенности геологического строения, состава и возраста

докембринских комплексов Актау-Моиптинского массива

Довендские комплексы, слагающие фундамент Актау-Моинтинского массива, представлены толщами сланцев, кварцитов и кислых вулканитов. В разных частях массива эти толщи занимают различное положение в структуре фундамента. В восточной и центральной частях массива наиболее низкое положение в структуре занимают сланцы и кварциты, а в западной и северозападной - кислые вулканиты. Это явилось причиной неоднозначных, часто взаимоисключающих трактовок геологии района, а также выделения разновозрастных магматических и стратифицированных образований в структуре фундамента.

Восточная и центральная части Актау-Моинтинского массива

Наиболее полно разрез фундамента в этих частях массива представлен в горах Котыртас, Керегетас, Копал, Сарыкульджа, Кызылжар, Аркалык, верховье р.Моинты и ур.Алтынсынган. Основание разреза здесь сложено слабометаморфизованными аргиллитами, алевролитами, известняками, доломитами и кварцито-песчаниками киикской серии. Выходы этих пород приурочены к ядрам крупных антиклиналей. Выше несогласно залегают породы алтынсынганской свиты, слагающие крылья антиклиналей (рис. 1 А). В основании свиты локально развиты валунные конгломераты с кварцитовой галькой, далее в разрезе преобладают рассланцованные порфировые вулканиты кислого состава, а также туфы и туфопесчаники кислого состава. Структура вулканитов - порфировая; вкрапленники сложены Q, Р1ю-зо, Ort и занимают 3035% объема породы. Основная масса - мелкозернистый кварц-полевошпатовый агрегат. Содержание в вулканитах SÍO2 (70-77 мае. %) и Na20+K20 (7-9 мае. %) типично для трахидацитов и трахириолитов. Характерно преобладание КгО над Na20 и пералюминиевый тип пород (ASI = 1 - 1.5).

К ядрам крупных антиклиналей также приурочены выходы гранитов узунжальского комплекса, которые прорывают отложения киикской серии. Массивы комплекса имеют пластинообразную форму мощностью до 5-7 км. В их строении преобладают породы одной фазы внедрения: граниты с крупными порфировидными выделениями Ort. Минеральный состав - Q (25-30%), PI0-40 (30-35%), Ort (30-35%), Bi (2-3%), акцессорные минералы - ильменит, циркон, ортит, сфен, апатит, флюорит. В ряде массивов выделяются эндоконтактовые зоны, сложенные лейкократовыми гранитами.

Для кислых вулканитов нижней части разреза алтынсынганской свиты гор Котыртас получены оценки возраста их кристаллизации составляющие 925±9

млн. лет. Близкие оценки возраста получены и для гранитоидов Шумекского и Узунжальского массивов - 917±6 млн. лет и 945±22 млн. лет соответственно.

Характерной особенностью пород фундамента восточной части является низкая степень метаморфических преобразований, соответствующих уровню филлитовой фации.

Таким образом, магматические комплексы (кислые вулканиты алтынсынганской свиты и граниты узунжальского комплекса), участвующие в структуре фундамента восточной части Актау-Моинтинского массива, имеют позднерифейский (около 920 млн. лет) возраст. Кварцито-сланцевый толщи киикской серии, подстилающие кислые вулканиты, могут быть отнесены к среднему - началу позднего рифея, что согласуется с данными предыдущих исследователей.

Западная часть Актау-Моинтинского массива.

Отличительной чертой структуры фундамента западной части массива является присутствие кислых вулканитов на нескольких структурных уровнях. Это явилось причиной выделения здесь стратиграфических подразделений, аналоги которых отсутствуют в восточной и центральной частях Актау-Моинтинского массива. Опорные участки распространения рифейских комплексов в западной части массива расположены в пределах гор Кабантау, Алабас и Жолшокы.

В горах Кабантау (рис. 1 Б) основным элементом структуры является крупная субширотная синклиналь. В восточной части синклинали ее крылья сложены кислыми вулканитами, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациях, объединявшимися в уркендеускую свиту, а ее ядро - кварцито-сланцами и грубоплитчатыми кварцитами, выделявшимися как нижняя часть кабатауской свиты. Более сложно устроены южная и западная части синклинали, где толщи кислых вулканитов и кварцитов несколько раз повторяются по сериям чешуйчатых надвигов. Здесь выделялись кабантауская и айдахарлинская свиты (Зайцев и др., 1980). По результатам датирования кислых вулканитов, которое было проведено в 70-х годах XX века, кислые вулканиты и кварциты гор Кабантау были отнесены к раннему протерозою (Зыков и др., 1981).

Наиболее полный разрез фундамента западной части массива представлен в районе гор Алабас и к северу от них (рис. 1 В). Здесь докембрийские комплексы слагают крупную субширотную синклиналь. Ее крылья сложены метаморфизованными в кислыми вулканитами с очень редкими прослоями кварцитов и туффитов. Структурно выше залегают разнообразные кварциты, а ядро образовано толщей ороговикованных черных серицитовых и углеродистых сланцев, которые прорваны гранитоидами узунжальского комплекса.

В горах Жолшокы распространены аналоги вулканических и осадочных толщ гор Кабантау. Здесь самое низкое положение в структуре занимают кислые

В- Схематическая геологическая карта района гор Алабэс.

Рисунок 1. Схематические геологические карты и разрезы опорных участков распространения докембрийских толщ фундамента в восточной и западной частях Актау-Моинтинского массива.

Условные обозначения: 1 - рыхлые кайнозойские отложения, 2 - позднедевонские граниты, 3 - терригенные отложения верхнего девона, 4 - позднеордовикские гранитоиды, 5 - карбонатные отложения венд-нижнепалеозойского чехла, 6 -косослоистые песчаники бейпшинской свиты, 7 - позднерифейские граниты узунжальского комплекса, 8 - позднерифейские кислые вулканиты, 9 -позднерифейские конгломераты, 10 - средне-позднерифейские кварциты, 11 - средне-позднерифейские салнцы, 12 - разломы, 13 - предполагаемые под кайнозойскими отложениями разломы, 14 - геологические границы, 15 - внутренняя структура осадочных толщ, 16 - опрокинутое залегание, 17 - элементы залегания, 18 - места отбора геохронологических проб.

вулканиты, выделявшиеся как уркендеуская свита, которые перекрываются кварцитами и кварцито-сланцами, относившимися к кабантауской свите (Зайцев и др. 1980, Филатова, 1983). В этом районе было проведено датирование кислых вулканитов, для которых был установлен возраст кристаллизации 925±9 млн. лет, соответствующий позднему рифею.

В западной части массива породы фундамента испытали более интенсивные метаморфические преобразования. В зонах разрывных нарушений и вблизи границ между толщами здесь отмечается развитие силлиманит-

гранатового парагенезиса, указывающего на Р-Т условия амфиболитовой фации метаморфизма.

Вулканиты западной части массива по своему минеральному составу и особенностям сохранившейся магматической структуры не отличаются от вулканитов восточной части массива. Как и вулканиты алтынсыганской свиты они относятся к трахидацитам и риолитам пералюминивего типа.

Таким образом, в строении фундамента западной и восточной частей Актау-Моинтинского массива на разных структурных уровнях расположены близкие по возрасту (около 920 млн. лет) кислые вулканиты. Такой же возраст имеют и граниты узунжальского комплекса, которые прорывают кварцито-сланцевые толщи как в восточной, так и в западной частях массива. Все это позволяет сделать вывод о том, что в строении фундамента разных частей массива участвуют одни и те же комплексы, занимающие различное структурное положение, что может быть связано только с последующими деформациями. На этом основании можно предположить, что только в восточной части массива наблюдается нормальная стратиграфическая последовательность, тогда как разрез западной части «перевернут».

Общая структура докембрийских комплексов Актау-Моинтинского массива может быть иитерпретирована как субширотная лежачая складка деформированная в синформы и антиформы. Нижний возрастной предел деформаций определяется возрастом вулканитов и гранитов (около 920 млн. лет), а верхний - налеганием терригенио-карбонатных толщ венд-иижнепалеозойского (около 600 млн. лет) чехла на деформированные рифейские толщи.

Глава 2. Этапы граннтоидного магматизма на Актау-Мошшшском

массиве

В течение позднего докембрия - раннего палеозоя в пределах Актау-Моинтинского массива был широко проявлен гранитоидный магматизм. Внедрение гранитоидов происходило в позднем рифее, раннем ордовике и позднем ордовике - раннем силуре.

Позднерифейский этап магаатизма

В позднем рифее после накопления кварцито-сланцевых толщ происходит формирование толщ кислых вулканитов и внедрение гранитов узунжальского комплекса. Одинаковый возраст .кристаллизации и сходный тип деформаций указывают на формирование вулканических и интрузивных пород в результате единого магматического процесса. Вулканиты и граниты принадлежат к одной петрохимической группе пород - высокоглиноземистого типа (А81вулКашггов=1-1—1.5; А81фашгтов=1—1.4) субщелочной серии с выраженной КаЛИеВОЙ Спецификой (К2Ов вулканитах = 5 — 6.7 МаС.%, К20 „ гранитах = 3 — 5.6 мас.%) и низкой железистостью (/вултптов = 0.6 — 0.8; /гранитов = 0.5 — 0.9). Вулканиты и граниты имеют близкие спектры распределения РЗЭ со слабой степенью фракционированности ((Ьа/УЬ^ аулкаштж = 4-7; (ЬаУУЬ)м гратпоп = 1.5 -9) и ярко выраженным Ей минимумом (Еи/Еи*вулкашггов = 0,2-0,4; Еи/Еи*^,,,,™, = 0.09-0.5). Мультиэлементные спектры гранитов и вулканитов демонстрируют

близкий характер аномалий: четко проявленные минимумы по Ва, Nb, Та, Sr, Ti на фоне максимумов Th, U, Cs, Rb.

Близкие геохимические особенности вулканитов и гранитов указывают на их образование из одного источника. Это же подтверждают и результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований: (l47Sm/,44Nd)BylKaiIlini] = 0.124 — 0.129; ('^Sm/^Nd)^^ 0.121 - 0. 133; (143Nd/144Nd) вуяканить1= 0.512048 - 0.512098; (,43Nd/144Nd) гранить. = 0.512005 — 0.512129. Значения eNd вулканшъ, (-2.3 - -3.1) и f.Ndipa}mbI (-2.4 -3.4) типичны для выплавок из континентальной коры. Nd модельный возраст вулканитов и гранитов (TNd(DM) - 1.8 - 1.9 млрд.лет для вулканитов и TNd(DM) - 1.7 - 1.9 для гранитов) указывает на образование родоначальных для расплавов в результате переработки пород раннепротерозойский континентальной коры.

Перечисленные особенности свидетельствуют о том, что вулканиты и граниты образовались в результате одного магматического процесса, имели общий источник расплавов и могут быть объединены в вулкано-плутоническую ассоциацию.

Образование позднерифсйских вулканитов и гранитов Актау-Моинтинского массива после накопления кварцито-сланцевых толщ, формировавшихся в субплатформенных обстановках, указывает на их принадлежность к типу магматических пород, чье происхождение связано с внутриплитной магматической активностью, обусловленной эпизодом рифтогенеза. Соотношение Y-Nb-Ce в них типично для анорогенных гранитоидов типа А-2 (ЕЬу., 1992), сформированных в результате плавления пород континентальной коры. Типичные черты анорогенных гранитоидов выявляются и при петрологическом изучении гранитов узунжальского комплекса. Кристаллизация последних происходила в условиях высоких температур в интервале от > 850°С до ~ 680°С (Yoder, 1967; Johannes, Holtz, 1996; Tuttle, Bowen, 1958; Watson, Harrison, 1983), низком давлении воды (Ршо = 1-1.5 кбар) и фторном составе флюида, что отразилось на высокой вязкости расплавов и как следствие ограниченном проявлении кристаллизационной дифференциации (Персиков, 1984).

Высокоглиноземистый характер вулканитов и гранитов, преобладание К над Na, обогащенность Th, U, LILE указывают на верхнекоровый существенно метапелитовый состав источника. Обогащенность пород HREE и Y (35-69 мкг/г) указывает на отсутствие в составе рестита граната, что ограничивает область генерации расплава давлением < 5 кбар, при котором устойчивой фазой является кордиерит. Высокие отношения Rb/Sr (-6.4-22) и Ba/Sr (-5-10) в гранитоидах комплекса свидетельствуют о ведущей роли биотита в составе метапелитового источника (McDermott et al., 1996).

По составу вулканиты и граниты близки к кислым расплавам, полученным в экспериментах по плавлению высокоглиноземистых метапелитов, представленных кордиерит-биотитовыми гнейсами (Koester et al., 2002). Пологий наклон графиков распределения РЗЭ и низкое (La/Yb)n отношение отвечают процессам примитивного плавления с незначительным проявлением процессов магматической дифференциации. Это позволяет считать, что

геохимические характеристики пород во многом отражают особенности состава источника.

Таким образом, источником расплавов являлись метапелитовые толщи допозднерифейского возраста. Такие комплексы на современном эрозионном срезе в пределах Актау-Моинтинского массива не установлены. Однако они широко распространены в пределах расположенного севернее Кокчетавского сиалического массива, где постилают кварцито-сланцевые толщи кокчетавской серии, являющихся аналогами кииикской серии Акату-Моинтинского массива. Метапелиты представлены высокоглиноземистыми гнейсами зерендинской серии раннепротерозойского возраста (Геология..., 1987; Ранний докембрий ..., 1993), протолитами которых послужили глинистые породы (Другова и др., 1974). Поэтому можно предполагать, что аналоги раннепротерозойских метаморфических комплексов Кокчетавского массива являлись возможными источниками позднерифейских вулканитов и гранитов Актау-Моинтинского массива. Это предположение подтверждается большинством палеотектонических реконструкций, в которых все докембрийские массивы Центрального Казахстана и Северного Тянь-Шаня в довендское время рассматриваются как части единого континентального блок (Авдеев и др., 1992; Геология ..., 1980; Дегтярев, 1999, Дегтярев,Рязанцев, 2007).

Для проверки данного предположения было проведено геохимическое моделирование. Оно базировалось на вычислении общих коэффициентов распределения для каждого отдельного элемента в системе минерал-расплав. Вычисления были произведены согласно следующим уравнениям (Arth, 1976): CL = C0/(D0+Fx[l- D0]) и CR=(C0 - Fx CL)/(1-F), где CL - концентрация элемента в образовавшемся расплаве, Со - концентрация элемента в источнике, F - степень частичного плавления, Cr - концентрация элемента в рестите, Do -общий коэффициент распределения в протолите по отношению к расплаву. Общий коэффициент рассчитывался, исходя из весовых количеств (w) каждого

минерала в парагенезисе: D = WiKDi + W2Km + W3KD3......+ WnKr)n, где Wlf...n -

весовые количества конкретных минералов, а Кш....п - коэффициенты распределения в системе минерал-расплав. Приведенные уравнения описывают простейшую модель парциального плавления, когда расплав, находясь в химическом равновесии с реститом, остается на месте, до возникновения благоприятных механических условий для его внедрения.

В качестве источника рассматривались гнейсы зерендинской серии, для которых характерны широкие вариации минерального состава, поэтому в расчетах использовались только сквозные минеральные фазы, присутствующие во всех разновидностях пород этой серии: Qtz, PI, Ksp, Biot, Crd, Ар, Zrn с вариациями процентных соотношений ±10-15%. В модели рассчитывались только концентрации РЗЭ, как наименее подвижных при наложенных постмагматических процессах.

Наибольшее сходство в распределении редкоземельных элементов между гранитами Узунжальского массива и расчетными выплавками достигается при высоких степенях частичного плавления > 50-40%. Данные результаты согласуются с петрологическими представлениями о генезисе гранитов А-типа (Wbalen et al., 1987) и экспериментальными данными (Clemens et al., 1986). Однако

Бт-Ш изотопно-геохимические исследования пород зерендинской серии (147Бт/144Ш = 0.101 — 0.114 и шШ"мШ =0.511476 — 0.511575) (Летников и др., 2001) демонстрируют значительные отрицательные значения еШ (920) от -9,5 до -12,5, тогда как для рассматриваемых гранитов характерны величины £N(1(920)= -2.3 •*■ - 3,4. Как известно, высокие степени частичного плавления могут реализовываться при длительном и интенсивном прогреве верхнекоровых комплексов в результате внедрения значительного количества расплавов основного состава на эти уровни. При этом неизбежно должен возникать обмен веществом между взаимодействующими источниками, который приводит к сочетанию в результирующих выплавках геохимических «меток» мантийного и корового компонентов.

На основании полученных данных можно заключить, что в позднем рифее подъем ювенильных расплавов привел к термальному воздействию на верхнекоровые метапелитовые комплексы и их «дегидратированию». Обогащенность внутриплитных базитовых магм галогенами в свою очередь привела к образованию относительно сухих гранитоидных магм с характеристиками А-типа, родоначальных для позднерифейской вулкано-плутонической ассоциации, становление которой завершает формирование докембрийской континентальной коры Актау-Моинтинского массива.

Раннеордовнкский этап магматизма

В течение венда - раннего палеозоя в пределах Актау-Моинтинского массива происходило накопление терригенно-карбонатного чехла, комплексы которого с несогласием перекрывают рифейские стратифицированные и интрузивные образования. Накопление осадочных толщ чехла происходило в шельфовой части пассивной окраины континента. Для комплексов чехла характерна фациальная изменчивость, выражающаяся в разных пропорциях терригенных и карбонатных пород в центральной и внешней частях Актау-Моинтинского массива (Альперович, 1971; Аполлонов и др., 1990; Дегтярев, 2003). Внешняя часть с существенно карбонатным разрезом кембрийско-раннеордовикской части чехла располагалась на удалении от источников сноса на внешнем краю шельфа. Центральная часть с существенно терригенным разрезом кембрийско-раннеордовикской части чехла располагалась вблизи континентальной суши.

В позднем кембрии- начале ордовика на окраине континента происходит раскрытие Ерементау-Бурунтауского рифтогенного прогиба, заложенного на континентальном основании (Дегтярев, Рязанцев, 2007; Рязанцев и др., 2009). На Актау-Моинтинском массиве, которые располагался к востоку (современные координаты) от рифтогенного прогиба, дифференцированные субвертикальные тектонические движения привели к неоднократным изменениям условий осадконакопления. Это выражается в резкой смене литологического состава осадочных толщ в центральной и внешней частях массива.

Наиболее активная деструкция континентальной коры в Ерементау-Бурунтауском рифтогенном прогибе происходит в раннем ордовике и сопровождается излияниями щелочных базальтов (Дегтярев, Рязанцев, 2007;

Рязанцев и др., 2009). Отражением этого на Актау-Моинтинском массиве становится поднятие его центральной части, приведшее к перерыву в осадконакоплении на уровне тремадокского яруса. К этому периоду относится и становление в центральной зоне шумекского комплекса щелочных сиенитов с возрастом 482 ±млн. лет (Дегтярев и др., 2006).

В составе комплекса преобладают сиениты и кварцевые монцониты. Они состоят из Ort (60-65%), PI 2о-зо (10-15%), Qtz (0-15%), Amf (15-30%). Акцессорные минералы - апатит, циркон, сфен, иногда гранат. По содержанию Si02 и Na20 + К20 породы соответствуют щелочным сиенитам.

Петрохимические особенности сиенитов и кварцевых монцонитов выражаются в высоком коэффициенте агпаитности (1,145), низком магнезиальном числе (0.148), высокой железистости (0.852), а также принадлежности к шошонитовой серии и низкоглиноземистому типу пород. Для сиенитов характерен слабо фракционированный спектр распределения РЗЭ — (La/Yb)N = 6.9 и отсутствие дефицита Eu (Eu/Eu* = 0.99). Для мультиэлементных спектров характерны максимумы по Rb, Ва, Th, Zr, Та, Nb.

Изотопные Sm-Nd исследования демонстрируют (147Sm/l44Nd) = 0.121; (l43Nd/U4Nd) = 0.512377; eNd = -0.47; TNd(DM) = 1.28 млрд. лет. Эти данные свидетельствуют о коровом источнике сиенитов, которые мог быть сложен либо тоналитами или диоритами нижних горизонтов континентальной коры, либо внутриплитными базитами, внедренными в континентальную кору в ходе предшествующих процессов андерплейтинга.

Обогащенность сиенитов Yb (4.93 мкг/г) и Y (54.4 мкг/г) отражает образование расплавов в равновесии с безгранатовым реститом, что указывает на давление, не соответствующее низам континентальной коры.

Обеднение сиенитов Sr свидетельствует об устойчивости плагиоклаза в рестите, а обогащенность Ей и Nb - о неустойчивости амфибола и сухих условиях образования расплава. Соотношение концентраций Yb и Sr в породах указывает на образование расплавов при дегидратационном плавлении в равновесии с плагиоклаз-клинопироксеновым реститом при Р = 3 - 7 кбар и Т = 900 - 1000°С. Предполагаемая реакция плавления должна иметь вид: НЫ —► L + PI + Срх (Туркина, 2000). Эти данные ограничивают область генерации родоначальных сиенитовых расплавов среднекоровыми горизонтами в равновесии с плагиоклаз-клинопироксеновым реститом.

Ряд геохимических особенностей сиенитов (в частности высокие концентрации Ва, Nb, Zr, Nd, Sm) указывает на обогащенный состав их базитового источника.

Для доказательства образования сиенитов при плавлении подобного источника было проведено геохимическое моделирование по уравнению (Arth, 1976), описанному выше. Минеральный состав протолита определялся исходя из данных о распределении в сиенитах Eu, Yb и Sr, которые указывают на ведущую роль в его составе амфибола и плагиоклаза. В качестве геохимических характеристик источника рассматривались средние значения по базальтам типа OIB и континентальных рифтогенных базальтов Диапазон степеней плавления был ограничен 5 и 30%. При расчете использовались данные по содержанию редкоземельных элементов, а также Ва и Sr.

Расчетные выплавки, имеющие высокие концентрации Ва, Nb, Zr, Nd, ТРЗЭ, Y и сопоставимые с содержаниями данных элементов в породах шумекского комплекса, получаются при степенях частичного плавления от 5 до 20%, в зависимости от процентного соотношения амфибола и плагиоклаза в субстрате. Однако среди докембрийско-раннеппалеозойских комплексов Актау-Моинтинского массива, распространенных на современном эрозионном срезе, базитовые породы обогащенного типа не обнажены. Поэтому можно предполагать, что источником сиенитовых расплавов могли служить внутриплитные базальты, внедренные в средне-верхнекоровые горизонты Актау-Моинтинского массива в процессе предшествующего позднерифейского эпизода андерплейтинга.

Таким образом, образование в раннем ордовике шумекского комплекса сиенитов может быть связано с раскрытием Ерементау-Бурунтауского рифтогенного прогиба и является дистальным отражением активного базальтового магматизма в осевой части прогиба. Базитовые расплавы этого возраста не проникали на поверхность, а скапливались в более глубоких горизонтах коры. Взаимодействие этих расплавов с породами верхней континентальной коры способствовало частичному дегидратационному плавлению внутриплитных обогащенных базальтов позднерифейского возраста, участвовавших в строение средне-верхнекоровых горизонтов Актау-Моинтинского массива. При малых степенях частичного плавления и в условиях низкой активности воды происходило формирование родоначальных расплавов сиенитов шумекского комплекса.

Поздпеордовикскин этап магматизма

С позднеордовикским этапом, завершающим раннепалеозойскую эволюцию докембрийских массивов Центрального Казахстана и Северного Тянь-Шаня, связано образование крупных гранитоидных массивов преимущественно Na известково-щелочной серии. Гранитоидный магматизм отражает завершающие этапы развития Степняк-Северотяныианьской энсиалической островодужной системы, в тыловой части которой располагались докембрийские массивы (Дегтярев, 2003).

На Актау-Моинтинском массиве в конце ордовика - начале силура происходит внедрение гранитоидов акжальского комплекса, для которых имеется оценка возраста кристаллизации 439±6 млн. лет (Дегтярев и др., 2006). Комплекс объединяет ряд массивов (Акжальский, Беркутинский, Саранский и Талдыэпинский), сложенных диоритами, кварцевыми диоритами, кварцевыми монцодиоритами, слагающими ранние интрузивные фазы, а также плагиогранитами, гранодиоритами, адамеллитами и гранитами поздних интрузивных фаз. Преобладающими минералами являются Р140-42 (35-50%), Qtz (5-20%), Ort (5-20%), Amf (10-25%) и Bt (0-5%). Акцессорные минералы - сфен, апатит и циркон.

По содержанию Si02 (62—72 мае %) и Na2 О + К20 (6.3 —8.4 мае %) породы комплекса соответствуют кварцевым диоритам, гранодиоригам, адамеллитам известково-щелочной серии Na-типа (Na2 О (3.5—5.8 мае %) > К20 (2.2—2.8 мае %). Для них характерна повышенная глиноземистость (A1203 > 15

мае. %). Гранитоиды обогащены LREE относительно HREE (La/Yb)Ncpea —14.5. Eu-минимум отсутствует (Еи/Еи*срся = 0.98). Мультиэлементные спектры демонстрируют положительные аномалии по Cs, Rb, Ва, Th, U на фоне низких содержаний Nb, Та, Ti.

Sm-Nd изотопно-геохимические исследования гранитоидов акжальского комплекса демонстрируют (,47Sm/,44Nd) = 0.110—0.126; (l43Nd/144Nd) = 0.512376—0.512315; eNd = -0.27 - -2.37; TNd(DM) = 1.14—1.46 млрд. лет.

Высокое содержание AI2O3 в гранитоидах акжальского комплекса на фоне деплетированности Yb (0.8—2.2 мкг/г), Y (9—22 мкг/г) является результатом образования исходных расплавов в равновесии с гранатсодержащим реститом, представленным гранатовыми амфиболитами или эклогитами, при давлениях более 10-15 кбар, соответствующих низам континентальной коры.

Низкие концентрации Nb (8—18 мкг/г), Та (0,5—1.7 мкг/г) указывают на высокие давления воды, при которых расширяется поле стабильности амфибола и акцессорных фаз. В этом случае главной фазой, переходящей в расплав, будет плагиоклаз, обеспечивающий высокие концентрации CaO, AI2O3, Na^O и Sr в гранитоидах комплекса.

Таким образом, формирование расплавов акжальского комплекса происходило в результате частичного плавления метамагматических комплексов нижней континентальной коры с образованием гранат-амфиболового рестита. Эти комплексы имели преимущественно средний (диоритовый) состав, судя по более высоким содержаниям К20, Th, Rb, не характерным для пород, выплавившихся из метабазитового источника. Все это сближает гранитоиды акжальского комплекса с адакитами С-типа (continental adakites), формирование которых связывают с плавлением нижнекорового субстрата на завершающих этапах субдукции (Xiao L. et al., 2007).

Обращает на себя внимание, что в целом оценки Nd модельного возраста, полученные для гранитоидов акжальского комплекса почти совпадают с возрастом завершения формирования докембрийской континентальной коры на Кокчетавском массиве, которое фиксируется гранитоидным магматизмом и излияниями лав кислого состава с возрастом — 1100 — 1200 млрд. лет (Летников и др. 2001; Третьяков и др. 2009; Туркина и др., 2009), связанными с гренвильским тектоно-магматическим этапом. Близкие изотопные характеристики имеют и другие позднеордовикские гранитоиды Центрального Казахстана (Шатаган и др., 2001), что позволяет рассматривать гренвильские комплексы континентальной коры сиалических массивов в качестве главного источника расплавов на завершающих этапах эволюции Степняк-Северотяньшаньской островодужной системы.

Плавление нижнекоровых комплексов могло быть вызвано внедрением ювенильных базитовых расплавов иа уровни нижней коры вследствие подъема мантийного диапира, вызванного субдукцией океанической коры.

Глава 3. Формирование континентальной коры массива

Распределение изученных гранитоидных комплексов во времени позволяет охарактеризовать вертикальную неоднородность континентальной коры Актау-Моинтинского массива и сделать предположения об ее возможном составе, структуре и истории формирования.

Вертикальная неоднородность континентальной коры Актау-Моинтинского массива

Различия в составе и изотопно-геохимических особенностях позднерифейского, раннеордовикского и позднеордовикско-раннесилурийского магматических комплексов на Актау-Моинтинском массиве отражают различия в их источниках. В течение позднего докембрия - раннего палеозоя увеличивалась глубина образования расплавов и соответственно смена источников происходила также в вертикальном направлении - от верхних к более глубоким горизонтам коры. Следовательно, в разрезе раннесилурийской коры массива могут быть выделены, как минимум, три уровня, различающиеся возрастом и составом.

Верхний уровень сложен раннепротерозойскими гнейсами - источником позднерифейских вулканитов и гранитов.

Средний уровень образован позднерифейскими метабазитами обогащенного типа - источником раннеордовикских сиенитов.

Нижний уровень занимали позднепротерозойские метамагматические породы среднего состава - источник позднеордовикско-раннесилурийских гранитоидов.

История формирования континентальной коры Актау-Моинтинского массива

К позднему рифею Актау-Моинтинский массив обладал зрелой и мощной континентальной корой, о существовании которой свидетельствуют средне-позднерифейские кварцито-сланцевые толщи субплатформенного чехла (Дегтярев и др., 1998). Более глубокие горизонты допозднерифейской коры массива на современном эрозионном срезе не вскрыты. Изучение Яз и 03-8| гранитоидов показало, что в строении этих горизонтов участвуют ранне- и позднепротерозойские и комплексы.

Раннепротерозойские комплексы представлены высокоглиноземистыми гнейсами, которые по составу и возрасту близкими к гнейсам зерендинской серии Кокчетавского массива, и слагают верхние горизонты коры

Позднепротерозойские комплексы слагают нижние горизонты коры и представлены магматическими породами среднего состава, образование которых связано с гренвильским тектоно-магматическим этапом.

Позднерифейско - раннепалеозойская эволюция Актау-Моинтинского массива привела, главным образом, к изменению соотношений базитового и сиалического вещества в континентальной коре, изменению ее петрографических, петро-геохимических и изотопно-геохимических характеристик на различных уровнях.

Каждый из этапов характеризовался внедрением больших объемов гранитоидов, формирование которых было связано с процессами частичного

плавления комплексов, слагавших различные горизонты континентальной коры, под воздействием внедряющихся базитовых расплавов.

Позднерифейский этап

Позднерифейский этап завершает формирование докембрийской континентальной коры массива. В процессе континентального рифтогенеза происходит внедрение базитовых магм на средне-верхнекоровые горизонты. Это приводит к плавлению раннепротерозойских метаморфических комплексов с образованием значительной фракции кислого расплава. В результате увеличивается доля базитовой составляющей в разрезе верхних горизонтов континентальной коры. Происходит изменение состава верхнекоровых комплексов, связанное с уменьшением мощности протерозойских метаморфических толщ в ходе выплавления позднерифейских гранитов и вулканитов, что сопровождается частичным изменением минерального состава метаморфических пород в результате образования тугоплавкого рестита.

Раннеордовикский этап

В течение венда - ордовика на территории массива происходит накопление терригенно-карбонатного чехла, с несогласием перекрывающего комплексы фундамента.

В раннем ордовике начавшийся рифтогенез приводит к внедрению базитовой магмы в средние горизонты континентальной коры массива. Их термальное воздействие на вышележащие комплексы верхней коры, привело к частичному плавлению позднерифейских базитовых пород, образованию сиенитового расплава и пироксен - плагиоклазового рестита. В отношении состава средних доордовикских горизонтов коры можно руководствоваться только общими представлениями, отражающими ее диоритовый состав (11ис1шск е1 а1., 2005). В результате данного этапа увеличивается доля базитовой составляющей в разрезе средних горизонтов континентальной коры.

Позднеордовикский этап На завершающих этапах эволюции энсиалической островодужной системы подъем мантийного диапира способствует внедрению ювенильных расплавов на уровни нижней континентальной коры. Это приводит к частичному плавлению позднепротерозойских метамагматических комплексов среднего состава с образованием известково-щелочных гранитоидов акжальского комплекса и гранат - амфиболового рестита. В результате данного этапа увеличивается доля базитовой составляющей в разрезе нижних горизонтов континентальной коры.

Модель структуры континентальной коры массива На основании полученных данных можно предложить следующую модель структуры континентальной коры Актау-Моинтинского массива, существовавшей в начале силура (рис. 2).

• Верхние горизонты континентальной коры массива могли иметь следующее строение:

- наиболее высокий уровень включал в себя среднерифейские кварцито-сланцевые комплексы чехла и породы позднерифейской риолит-гранитной вулкано-плутонической ассоциации;

- средний уровень был сложен протерозойскими метапелитовыми гнейсами с участками тугоплавкого рестита позднерифейского возраста;

- нижний уровень, располагавшийся в основании верхней континентальной коры, был образован силлиподобными телами позднерифейских базитов, обладающих геохимическими особенностями базальтов обогащенного типа.

I О

о 0) £ ш 2

_1_ _

л 0) ь

I

х о

О

Л ь-

® X

2 о х со

5 о. х е

X

а>

со Ч

X

>.

0

о- о- о— о- о— о— о- о— о— о~ о— о— о— О— О— О— О- О— О- £>— о— о— о- о- о— о—

о-о-о-о— о-о— о-о-о-о-о-о-о-

-От Я Ог-

« * «____ ,_И_X_к—к.

V V V V V " \ У Ч

У. X X X У У У X X К X У У * X X X X У X X X У У У У X У У У У У у у у X X X X X X X У X у х У У У У У

У У у К X X X У У X < X X У X У У X X X X У У У У X X X X XXX XXX X У X XXX У У X X X X X X X X X X X У X X X X X X X X

-71-Л-ТС-И-Л-

К У,

V

V

.Х--*. V

V

X" X V, ..„ V V V V _ V, , -у- „

ххххххххххххххх ууууууууууххуууу

- £ У

V

V

У. у У

V ЧГ

V .

У У X

У

Л'-/

о- о- о-

0- п- Игг

ъ Ф &

1 2

3

4

5

6

7

V V

У У У 4

X X У У 9

х у х 1

х у у X X X X XXX

10 11 12

Рисунок 2. Схематическое строение досилурийской континентальной коры Актау-Моинтинского массива.

Условные обозначения: 1 - 6 комплексы верхних горизонтов коры Актау-Моинтинского массива: I - позднерифейские кислые вулканиты; 2 - позднерифейские кварциты; 3 - средне-позднерифейские сланцы; 4 - раннепротерзойские метапелитовые гнейсы; 5 - тугоплавкий рестит позднерифейского возраста; 6 - позднерифейские породы основного состава; 7-9 комплексы средних горизонтов коры Актау-Моинтинского массива: 7 - тугоплавкий рестит клинопироксен-плагиоклазового состава; 8 - раннеордовикские порода основного состава; 9 - доордовикские (протерозойские?) породы среднего состава; 10-12 - комплексы нижних горизонтов коры Актау-Моинтинского массива: 10 - тугоплавкий рестит гранат-амфиболового состава; 11 - позднеордовикско-раннесилурийские породы основного состава; 12 -раннепротерозойские породы среднего состава.

• Средние горизонты коры массива были сложены доордовикскими породами среднего состава, среди которых были широко распространены позднерифейские и раннеордовикские силлы базитового состава.

• Нижние горизонтов коры могли иметь следующее строение:

верхний уровень был образован метамагматическими породами позднепротерозойского возраста;

- средний уровень был сложен гранатовыми амфиболитами, являвшимися тугоплавким реститом после выплавления гранитоидов акжальского комплекса;

- нижний уровень был образован основными породами позднеордовикского возраста.

Заключение.

Проведенные исследования показали, что раннесилурийская кора Актау-Моинтинского массива имела сложное строение и длительную историю формирования. Комплексы различных горизонтов коры массива в течение позднего рифея - раннего палеозоя являлись источниками разнообразных гранитоидов, что привело к существенному изменению ее строения и состава.

К середине позднего рифея кора массива, вероятно, имела более простое строение. Ее верхние горизонты были сложены раннепротерозойскими высокоглиноземистыми гнейсами, а в строении нижних горизонтов участвовали поздиепротерозойские магматические породы. К этому времени был сформирован основной объем сиалического корового вещества.

В течение позднего рифея - раннего палеозоя под термическим воздействием ювенильных базитовых расплавов, внедряющихся на разные уровни коры, произошло существенное изменение строения и состава допозднерифейской коры. Она была насыщена более молодым базитовым веществом, которые способствовали перераспределению сиалического вещества в ее разрезе.

Подобная модель формирования континентальной коры Актау-Моинтинского массива находит свое отражение в геофизических данных. Неоднократное проявление магматического андерплейтинга, приводящее к увеличению доли основных пород в разрезе коры, объясняет возникновение аномально мощного базитового слоя под докембрийскими массивами Казахстана. Под Актау-Моинтинским и Кокчетавским массивами мощность данного слоя достигает 35-40 км, при средней мощности коры 50 км (Андреев и др., 1966). Прямых свидетельств наличия в разрезе коры Актау-Мошшшского массива мощных горизонтов внутриплитных базальтов нет, из-за их отсутствия на современном эрозионном срезе. Возможными аналогами этих пород являются гранатовые ультрамафиты Ре-"П типа, протолиты которых внедрились в верхние горизонты континентальной коры (Мескпэ Ь.в., 1999). Такие породы, ассоциирующие с верхнекоровыми гнейсами, выявлены в составе НР - иНР комплексов на Кокчетавском массиве (Ревердагго и др., 2005) и в Анрахайском сегменте, расположенном между Актау-Моинтинским и Чу-Кендыктасским массивами (Рязанцев и др., 2009).

Результаты, полученные по докембрийскому этапу формирования континентальной коры массива, позволяют по-новому взглянуть на проблему положения массива в период существования суперконтинента Родиния.

Развитие позднепротерозойских комплексов исключительно на нижних горизонтах коры Актау-Моинтинского массива, отражает его тыловое положение, на удалении от областей тектонической и магматической активности относительно субдукционной системы, приведшей к формированию Родинии. Напротив, участие позднерифейских комплексов в строении верхней коры, являющихся наиболее древними из известных позднерифейских магматических образований в Казахстане, отражает наиболее близкое расположение массива к осевой части рифтогенной системы на инициальной стадии распада Родинии.

Предложенная модель формирования вертикально неоднородной континентальной коры с ведущей ролью явлений магматического андерплейтпнга не является обязательной для остальных докембрийских массивов Центрального Казахстана и Северного Тянь-Шаня. Строение коры этих массивов во многом зависит от палеотектонического положения массивов в латеральных рядах докембрийских и палеозойских субдукционных и рифтовых зон, которое определяет реологическое состояние нижних горизонтов континентальной коры, интенсивность и характер взаимодействия ювенильных расплавов и пород континентальной коры и др.

Основные публикации по теме диссертации.

1. Третьяков A.A. Раннепалеозойские магматические комплексы Актау-Джунгарского микроконтинента (Центральный Казахстан): геохимические особенности и условия формирования // Геология и разведка. №3, 2009. С. 1522.

2. Третьяков A.A., Дегтярев К.Е., Котов А.Б., Шатагип К.Н., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В.. «Эволюция гранитоидного магматизма и формирование изотопной неоднородности континентальной коры Актау-Джунгарского массива (Центральный Казахстан)». Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии - Изотопные системы и время геологических процессов. Санкт-Петербург.2009.

3. Третьяков A.A., Котов А.Б., Летников Ф.А., Дегтярев К.Е., Сальникова Е.Б., Шатагип К.Н., Яковлева С.З., Федосеенко A.M. Гренвильские магматические комплексы Кокчетавского массива (Северный Казахстан) вулканитов // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от континента к океану). Материалы совещания. Вып.7. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. Т.2. С. 114-115.

4. Рязанцев A.B., Третьяков A.A., Крёнер А., Алексеев A.B. Раннепалеозойские гранатовые ультрамафиты в Анрахайской сутуре Чу-Илийских гор (Южный Казахстан) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от континента к океану). Материалы совещания. Вып.7. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. Т.2. С. 62 - 63.

5. Дегтярев К.Е., Третьяков A.A., Котов А.Б., Шатагип КН. Формирование континентальной коры Степнякского сегмента каледонид Казахстана // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного

пояса (от континента к океану). Материалы совещания. Вып.7. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. Т.1. С. 87-89.

6. Утепков В.А., Третьяков A.A. Порфировидные граниты узунжальского комплекса (Ц. Казахстан) и причины возникновения монцоструктур // Бюллетень МОИП. Статья сдана в печать.

7. Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Шершакова М.М., Шершаков A.B., Третьяков A.A. Раннеордовикский вулканогенный комплекс Степнякской зоны (Северный Казахстан): обоснование возраста и геодинамическая обстановка формирования // Доклады академии наук, 2008. Т. 419. № 2. С. 224-228.

8. Дегтярев К. Е., Шатагин К. //., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Третьяков A.A., Яковлева С.З. Позднедокембрийская вулкано-плутоническая ассоциация Актау-Джунгарского массива (Центральный Казахстана): структурное положение и возраст // Доклады академии наук, 2008. Т. 421. № 4. С. 1-5.

9. Третьяков A.A., Дегтярев К.Е, Шатагин К.Н., Лучицкая М.В. «Отражение особенностей строения сиалической коры запада Центрального Казахстана в составе раннепалеозойских гранитоидных комлексов» // Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов: Материалы I международной геологической конференции. - Улан-Удэ:Изд-во БИЦ СО РАН, 2008.

Ю.Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н, Третьяков A.A., Лучицкая М.В. «Эволюция средне-позднепалеозойского гранитного магматизма Кокчетавского и Актау-Джунгарского сиалических массивов (Казахстан)» // Граниты и эволюция Земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов: Материалы I международной геологической конференции. - Улан-Удэ:Изд-во БНЦ СО РАН, 2008.

11. Третьяков A.A., Дегтярев К.Е., Котов А.Б., Шатагин К.Н, Лучицкая М.В. «Позднеордовикские гранитоиды Актау-Джунгарского и Кокчетавского массивов (Центральный Казахстан): геохимические особенности и условия формирования» // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от континента к океану): Материалы совещания. Вып.6. - Иркутск. ИЗК СО РАН, 2008. Т.2.

12. Третьяков A.A. «Эволюция гранитоидного магматизма Актау-Джунгарского микроконтинента» // Новые идеи в науках о Земле. Сборник тезисов. РГГРУ. 2008.

13. Третьяков A.A. Происхождение рифейских магматических комплексов Атау-Джунгарского массива (Центральный Казахстан). Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэеологии. Материалы XVII молодежной научной конференции посвященной памяти член-корреспондента АН СССР К.О. Кратца. Санкт-Петербург, октябрь, 2007.

14.Дегтярев К.Е., Шатагин КН., Котов А.Б., Ковач В.П., Борисенок В.И., Третьяков A.A. Нижнеордовикские магматические комплексы Степнякской зоны (Северный Казахстан): строение, возраст, обстановки формирования, возможные источники вещества // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от континента к океану). Материалы совещания. Том 1. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. С.66-68.

15.Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Лучицкая М.В., Третьяков A.A. Средне-позднепалеозойские гранитоидные комплексы Актау-Джунгарского массива (Центральный Казахстан): положение в структуре, обоснование возраста//

Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от континента к океану). Материалы совещания. Том 1. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. С.69-72.

16. Третьяков A.A., Дегтярев К.Е., Шатагии К.Н., Котов А.Б. Докембрийские магматические комплексы Актау-Джунгарского массива (Центральный Казахстан) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от континента к океану). Материалы совещания. Том 2. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. С.126-128.

Подписано в печать 9 марта 2010 г. Объем 1,0 п.л. Тираж 120 экз. Заказ № 174 Отпечатано в Центре оперативной полиграфии ООО «Ол Би Принт» Москва, Ленинский пр-т, д.37

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Третьяков, Андрей Алексеевич

Общая характеристика работы.

Глава

История геологического изучения докембрийско-раннепалеозойских комплексов Актау-Моинтинского массива.

Глава

Положение Актау-Моинтинского массива в структуре палеозоид

Казахстана.:.

Глава

Особенности геологического строения, состава и возраста докембрийских комплексов Актау-Моинтинского массива.

Восточная и центральная части Актау-Моинтинского массива.

Западная часть Актау-Моинтинского массива.

Обсуждение.

Глава

Позднерифейский тсктоно-магматический этап эволюции

Актау-Моинтинского .массива.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Роль гранитоидного магматизма в формировании континентальной коры Актау-Моинтинского массива"

Вещественный состав позднерифейских вулканитов и гранитов узунжальского комплекса.53

Интерпретация вещественного состава и особенности происхождения позднерифейских вулканитов и гранитов узунжальского массива.73

Выводы.90

Глава5

Раннеордовикский тектоно-магматический этап эволюции

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Третьяков, Андрей Алексеевич

Заключение.

Полученные в результате работы новые данные позволили охарактеризовать главные закономерности эволюцию состава континентальной коры Актау-Моинтинского массива в позднедокембрийско-раннепалеозойский период, выявить основные черты ее строения и сформулировать их в виде защищаемых положений.

1. Магматические комплексы, участвующие в строении довендского фундамента Актау-Моинтинского массива, представлены только позднерифсйскими (около 920 млн. лет) кислыми вулканитами и гранитами.

2. Позднерифейские кислые вулканиты и граниты Актау-Моинтинского массива образуют пулкано-плутоническую ассоциацию, формирование которой связано с проявлением континентального рифтогенеза. Источником родоначальных расплавов для них являлись нижнепротерозойские метаосадочные комплексы верхних горизонтов континентальной коры Актау-Моинтинского массива.

3. Источниками исходных расплавов для раннепалеозойских магматических комплексов Актау-Моинтинского массива послужили рифейские мафические породы, занимающие различное положение в разрезе его континентальной коры. Источник раннеордовикских сиенитов располагался в средних, а источник позднеордовикско-раннесилурийских гранитоидов - в нижних горизонтах коры.

4. Главная особенность эволюции континентальной коры Актау-Моинтинского массива в позднем докембрии — раннем силуре состояла в увеличение доли «базитовой составляющей» в ее разрезе.

5. Для раннесилурийской коры Актау-Моинтинского массива характерна вертикальная неоднородность, выраженная в последовательной смене древних комплексов более молодыми сверху вниз по разрезу.

Предложенная модель формирования вертикально неоднородной континентальной коры с ведущей ролью явлений магматического андерплейтинга не является обязательной для остальных докембрийских массивов Центрального Казахстана и Северного Тянь-Шаня. Строение коры этих массивов во многом зависит от палеотектонического положения массивов в латеральных рядах докембрийских и палеозойских субдукционных и рифтовых зон, которое определяет реологическое состояние нижних горизонтов континентальной коры, интенсивность и характер взаимодействия ювенильных расплавов и пород континентальной коры и др

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Третьяков, Андрей Алексеевич, Москва

1. Авдеев • А.В., Альперович Е.В., Вознесенский В.Д., Кореньков Б.Г. Докембрийские отложения Актау-Моинтинского водораздела // Допалеозой и палеозой Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1974. Том 1. С. 53-57.

2. Александрова М.И. Геологическое строение Сарысу-Балхаш-Нуринского водораздела в свете новых данных. // Материалы по геологии и полезным ископаемым Алтая и Казахстана. Труды ВСЕГЕИ, новая серия, 19, 1956.

3. Алексеев Д.В., Колесников В.Н., Смоляр М.И., Соколов С.Ю. Новые данные о возрасте гранитоидов хребта Малый Каратау по результатам Rb-Sr и К-Аг датирования // Вестн. МГУ. Сер. геол. 1993. № 1. С. 73-77.

4. Альперович Е.В. Древние карбонатные толщи северо-западного Прибалхашья // Стратиграфия докембрия Казахстана и Тянь-Шаня. М.: Изд-во МГУ, 1971.С.90-96.

5. Андреев А.П., Бродовой В.В. и др. Глубинное тектоническое районирование территории Казахстана по геофизическим данным. Сов. геология, 1966, № 6, С.52-62.

6. Аполлонов М.К., Жемчужников В.Г., Дубинина С.В. Ордовик северо-западного Прибалхашья // Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1990. № 4. С. 3-16.

7. Барт Т. Теоретическая петрология (Пер. с англ.). М.: ИЛ, 1956. 414 с.

8. Бескин С.М., Ларин В.Н., Марин Ю.Б. Редкометалльные гранитовые формации. Л., Недра. 1979.280 с.

9. Бесстрашнов В.М., Герасимова Н.А., Курковская Л.А. Стратиграфия ордовика Актау-Моинтинского поднятия // Стратиграфия палеозоя Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1989. С. 68-77.

10. Богданов А.А., Мазарович О.А., Михайлов А.Е., Четверикова Н.П. Новые данные о геологии докембрийских и палеозойских отложений Атасуйского района (Центральный Казахстан) // Сов. геология, 1955, сб.48.

11. Боровиков Л.И., Борсук Б.И и др. Геологическое строение Центрального и Южного Казахстана // Материалы ВСЕГЕИ, новая серия, вып. 41, 1961.

12. Борукаев Р.А., Ляпичев Г.Ф. Восточный Казахстан. В кн. Стратиграфия СССР. Нижний докембрий // Полутом Азиатская часть СССР. М., 1963.

13. Вишневская И.И., Кудрявцев М.И., Трусова И.Ф. Новые данные по геологии докембрийских образований Атасуйского района (Центральный Казахстан) // Изв .вузов. Геология и разведка, 1958,2.

14. Вознесенский В.Д. Стратиграфия докембрия Казахстана и Тянь-Шаня. М.: Издво МГУ, 1971. С.85-89.

15. Гвоздик Н.И. Проблемы геологии Центрального Казахстана. М.: Изд-во МГУ, 1980.Кн.1. С. 41-55.

16. Геология и металлогения Каратау. Алма-Ата: Наука, 1986.Т.1. 240с.

17. Геология Северного Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1987. 224с.

18. Геология и металлогения Сарытумской зоны. Алма-Ата, Наука, КазССР, 1976.160 С.

19. Геологическая карта Казахской ССР. Масштаб 1: 500 000. Серия Центрально-Казахстанская. Объяснительная записка. Алма-Ата: М-во геологии КазССР, 1981. 235 с.

20. Граменицкий Е.Н., Котельников А.Р., Батанова A.M., Щекина Т.П., Плечов П.Ю. Экспериментальная и техническая петрология. М.: Научный мир, 2000. 415 с.

21. Дегтярев К.Е. Положение Актау-Джунгарского микроконтинента в структуре палеозоид Центрального Казахстана // Геотектоника. 2003. №4. С. 14 — 34.

22. Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В. Кембрийская коллизия дуга-континент в палеозоидах Казахстана // Геотектоника. 2007. №1. С.71-96

23. Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В. Кембрийская коллизия дуга-континент и геодинамика палеозоид Казастана // Проблемы тектоники Центральной Азии. Москва. ГЕОС. 2005. С. 61 -127.

24. Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Котов А.Б., Сальниква Е.Б., Лучицкая М.В., Третьяков А.А. «Позднедокембрийская вулкано-плутоническая ассоциация

25. Актау-Джунгарского массива (Центральный Казахстан): структурное положение, обоснование возраста, особенности состава» // Доклады Академии наук. Геология. Том 421, 2008. С.515-519.

26. Другова Г.М., Прияткина Л.А. Эволюция метаморфизма зерендинской серии Кокчетавского массива// Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1974. №5. С.1-10.

27. Жариков В.А. Основы физической геохимии: учебник.- 2-е изд., испр. и доп. / М.: Изд-во Моск. Ун-та: Наука, 2005. 654с.

28. Зайцев Ю.А., Хераскова Т.Н. Венд Центрального Казахстана (Материалы по геологии Центрального Казахстана). Изд-во Московского Университета, 1979. 251 с.

29. Зайчкина А.В., Заиканова B.C., Пупышев Н.А. Докембрийские и нижнепалеозойские образования северо-западного Прибалхашья // Изв. АН, КазССР. Сер. геол. 1982. №2.С. 11-20.

30. Зырянов В.Н. Структурные серии щелочных полевых шпатов // Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука, 1980. В. IX. С. 190-198.

31. Кадик А.А., Френкель М.Я. Декомпрессия пород коры и верхней мантии как механизм образования магм. М.: Наука, 1982. 120 с.

32. Киселев В.В., Жуков Ю.В. и др. Радиологическое подтверждение гренвильского тектономагматического этапа в Северном Тянь-Шане // Изв. АН Кирг. ССР. №6. С. 26-30.

33. Когарко Л.Н., Рябчиков И.Д. Летучие компоненты в магматических процессах // Геохимия. 1978. № 9. С. 1293-1321.

34. Кокс К.Г., Белл Дж.Д., Панкхерст Р.Дж. Интерпретация изверженных горных пород. Пер. с англ. - М.: Недра, 1982. 414 с.

35. Костицын Ю.А. Накопление редких элементов в гранитах. Часть 1. // Природа. 2000. № 1. с. 21-30.

36. Костицын Ю.А. Накопление редких элементов в гранитах. Часть 2. // Природа. 2000. № 2. С. 26-34.

37. Ларин A.M. Рапакивигранитсодержащне магматические ассоциации: геологические положение, возраст, источники // Автореферат. 2008. 47с.

38. Летников Ф.А., Ватанабе Т., Котов А.Б., Йокаяма К., Зырянов А.С., Ковач В.П., Гладкочуб Д.П. К вопросу о возрасте метаморфических пород Кокчетавской глыбы (Северный Казахстан) // Доклады Академии наук. Геология. Том 381,2001. С.518-521.

39. Летников Ф.А., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Шершакова М.М., Шершаков А.В., Ризванова Н.Г.„ Макеев А.Ф. Гранодиориты гренвильского этапа на Кокчетавской глыбе (Северный Казахстан) // ДАН.- 2007. Т.417, №4. С.221-224.

40. Лодочников В.Н. Главнейшие породообразующие минералы. 5-е изд., испр. и доп. М.: Недра, 1974. 248с.

41. Магматизм Северного Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1988. 168 с.

42. Магматические комплексы Казахстана: Кокчетав — Северо-Тянь-ИГаньская складчатая система. Алма-Ата: Наука, 1982. 236с.

43. Миколайчук А.В. Рифей нижнепалеозойские отложения Иссыкульского массива // Изв. НАН Кыргызской Республики. 1998. № 2-3. С. 50-55.

44. Никитин И.Ф., Цай Д.Т., Шлыгин А.Е., Никитина О.И. Рудовмещающие толщи Коксу-Текелийского рудного района // Отечественная геология. 1993. № 10. С. 3341.

45. Павлова Т.Г. Соотношение между складкообразованием и гранитоидным магматизмом в Южном Улутау // Тр. Геол. Ин-та АН СССР. Вып. 10. - М.: Наука, 1964.

46. Персиков Э.С. Вязкость магматических расплавов. М.: Наука, 1984. 160 с.

47. Петрова З.И., Пожарицкая Л.К., Ройзенман В.М., Роненсон Б.М., Утенков В.А. Метаморфический комплекс алданских месторождений флогопита. Новосибирск: Наука. 1975. 151 с.

48. Пупышев Н.А. Стратиграфия ордовика Атасу-Моинтинского водораздела // Допалеозой и палеозой Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1974. Т.1. С.207-212.

49. Ранний докембрий Центрально-Азиатского складчатого пояса. С.-Петербург: Наука, 1993.272 с.

50. Ревердатто В.В., Лепетюха В.В., Колобов В.Ю. Воздействие Зерендинских гранитов на породы Берлыкской свиты в Кокчетавском антиклинории // Геология и геофизика. 1993.Т.34.№12. С. 132-140

51. Ревердатто В.В., Селятицкий А.Ю. Оливин-гранатовые, оливин-шпинелевые и ортопироксеновые метаморфические породы Кокчетавского массива, Северный Казахстан // Петрология, 2005. Т.13. №6, С.564-591.

52. Рязанцев А.В., Дегтярев К.Е., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Анисимова И.В., С.З. Яковлева. Офиолиты Джалаир-Найманской зоны (Южный Казахстан): строение разрезов, обоснование возраста // Доклады Академии Наук. 2009. Т. 427, №3 С. 1 6.

53. Серых В.И., Егорычев Л.Г. Акжальский плагиогранит-гранодиоритовый комплекс // Магматические комплексы Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1983. С. 23—29.

54. Стратифицированные и интрузивные образования Киргизии. Изд-во Илим. Фрунзе, 1982. Т.2.

55. Третьяков А. А. Раннепалеозойские магматические комплексы Актау-Джунгарского микроконтинента (Центральный Казахстан): геохимические особенности и условия формирования // Геология и разведка. №3, 2009. С. 15-22.

56. Трусова И.Ф. Докембрийский северо-западной части Центрального Казахстана // Труды совещания по унификации стратиграфических схем допалеозоя и палеозоя Восточного Казахстана. Т.1. Алма-Ата, 1960.

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

58. Утенков В.А., Третьяков А.А. Порфировидные граниты узунжальского комплекса (Ц. Казахстан) и причины возникновения монцоструктур // Бюллетень МОИП. Статья сдана в печать.

59. Филатова Л.И., Гвоздик Н.И., Зубаткина Г.М. К стратиграфии протерозоя Центрального Казахстана // Геология и полезные ископаемые Центрального Казахстана. М.: Наука, 1988.С. 15-29.

60. Хераскова Т.Н., Самыгин С.Г., Руженцев С.В., Моссаковскгш А.А. Позднерифейский окраинно-континентальный вулканический пояс Восточной Гондваны. Докл. Ран, 1995, т.342. № 5. С. 661-66.

61. Фор Г. Основы изотопной геологии. Пер. с англ. М.:Мир, 1989. - 590с.

62. Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними оруденения / М.: Научный мир. 2006. 368 с.

63. Arth J.G. Behavior of trace elements during magmatic process a summary of theoretical models and their applications // J. Res. U.S. Geol. Survey. 1976.V.4. № 1. P. 41-47.

64. Buslov M. M., Vovna G. M. Composition and geodynamic nature of the protoliths of diamondiferous rocks from the Kumdy-Kol deposit of the Kokchetav metamorphic belt, northern Kazakhstan // Geochemistry International. 2008. V.46, № 9. P. 887-896.

65. Carswell, D. A., Harvey, M. A. & Al-Samman, A., 1983. The petrogenesis of contrasting Fe-Ti and Mg-Cr garnet peridotite types in the high grade gneiss complex of Western Norway. Bulletin Mineralogie, 106, 727-750.

66. Chapell B.W., White A.J.R. Two contrasting granites types // Pacif.Geol. 1974. V.8.P. 173-174.

67. Clemens J.D., Holloway J.R., White A.J.R. Origin of an A-type granite: experimental constraints // Am. Mineralogist. 1986. V.71. P.317-324.

68. Coleman R.G., Lee D.E., Beatty L.B., Brannock W.W. Eclogites and Eclogites: Their differences and similarities. Bulletin The Geological Society of America, 76, № 5, 1965.

69. Coleman R.G., Wang X. Overview of the geology and tectonics of UHPM. Ultrahigh pressure metamorphism. Eds. R.G. Coleman, X. Wang. Cambridge: Cambridge University Press, 1995. P. 1-32

70. Defant M. J., Drummond M. S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere //Nature. 1990. N 347. P. 662-665.

71. Drummond M. S., Defant M. J., Kepezhinskas P. K. The petrogenesis of slab derived trondhjemite-tonalite-dacite r adakite magmas // Trans. R. Soc., Edinburgh: Earth Sci. 1996. P. 205-216.

72. Eby G.N. Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications // Geology. 1992. V. 20. P.641-644.

73. Fujimaki H., Tatsumoto M., Aoki K. Partition coefficients of Hf, Zr and REE between phenocrysts and groundmasses. Proceeding of the fourteenth lunar and planetary science conference // Geopis.Res.l984.V.89.P.B662-B672.

74. Huppert,H.E. and Sparks,R.SJ., 1985. Komatiites I: Eruption and Flow. J. Petrol., 26:694-725.

75. Koester E. et all. Experimental melting og cordierite gneiss and the pedogenesis of syntranscurrent peraluminous granites in southern Braszil // Journal of Petrology. 2002. V.43.N3. P.1595-1616.

76. Krogh Т.Е. // Geochim. Cosmochim. Acta. 1982. V.46. P.637-649

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

78. Johannes W., Holtz F. Pedogenesis and experimental petrology of granitic rocks // Springer- Vetlag Berlin-Heidelberg, 1996. . p

79. Loiselle M.C., Wones D.R. Characterisrics and origin of anorogenic granites // Geol. Soc. Am. Abst. Prog. 1979. V. 11. P.468.

80. Ludwig K.R. // Berkley Geochronology Center Sp. Pub. 1999. N. la. 43 p.

81. Ludwig K.R. PbDat. Vers. 1.21 // U.S. Geol. Survey Open-File Rept. 88-542. 1991. 35p

82. Maniar P.D., Piccoli P.M. (1989). Tectonic discrimination of granitoids. Geo. Soc. Am. Bull. 1989. Vol.l01.P.635-643

83. McDermott F., Harris N.B.W., Hawkesworth C.J. Geochemical constraints on crustal anatcxis: a case studyfrom the Pan-African Damara granitoids of Namibia.

84. Medaris, L. G., J999. Garnet peridotite in Eurasian HP and UHP terranes: a diversity of origins and thermal histories. International Geology Review, 41, 799-815.

85. Nash W.P., Crecraft, H.R. Partition coefficients for trace elements in silicic magmas // Geochimica et Cosmochimica Acta, 1985. № 49.P. 2,309-2,322

86. Nekvasil H. Ternary feldspar / melt equilibria: a review // Feldspars and their reactions. Nato ASI Series, vol. 421, 1994. Kluwer Academic Publishers. Dordrecht / Boston / London. P. 195 219.

87. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks //J. Petrology. 1984. V.25. P. 956-983

88. Pcarce J.A., Norry MJ. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology. 1979, 69, P. 33-47.

89. PetfordN., Atherton M. Na-rich partial melts from newly underplated basaltic crust: the Cordillera Blanca Batholith, Peru// J.Petrol., 1996, V. 37, № 6, p. 1491-1521

90. Rapp R. P., Watson E.B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: implications for continental growthand crust-mantle recycling. Journal of Petrology. V. 36, 1995. P. 891—931.

91. Rogers J.J.W. A history of continents in the past three billion years. The Jour. geol. 1996 v. 104, № 1. P. 91-107.

92. B. Ronald Frost, Calvin G. Barnes William J. Collins, Richard J. Arculus, David J. Ellis, and Caroll D. Frost. A Geochemical Classification for Granitic Rocks J. Petrology 2001 42: 2033-2048

93. Rushmer T. Experimental high pressure granulites: some applications to natural mafic xenolith suites and Archean granulite terrranes. GeologyN. 21, 1993. P. 411-414.

94. Rudnick R.L., Gao S. Composition of the Continental Crust // Treatise on Geochemistry. Vol.3. The Crust.2005. P. 1-64.

95. Ryerson F.J., Watson E.B. Rutile saturation in magmas: implications for Ti-Nb-Ta depletion in island-arc basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 86. P.225-239.

96. Shatsky VS, Sobolev NV, Vavilov MA (1995a) Diamond-bearing metamorphic rocks of the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan). In: Coleman RG, Wang X (eds) Ultrahigh pressure metamorphism. Cambridge Univ Press, Cambridge pp. 427±455

97. Stacey J.S., Kramers I.D. // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. N.2. P. 207-221.

98. Steiger R.H., Jager E. // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. V. 36. N. 2. P. 359-362.

99. Sun S.S. McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the oceanic basins (Saunders A.D., Norry M.J. Eds), Geol. Soc. Spec. Publ. № 42. 1989. P. 313-345.

100. Tohver, Eric; van der Pluijm, B.A.; Van der Voo, R.; Rizzotto, G.; Scandolara, J.E. 2002: Paleogeography of the Amazon craton at 1.2 Ga: early Grenvillian collision withthe Llano segment of Laurentia. Earth and Planetary Science Letters 199: 185-200

101. Torsvik, Trond H. 2003: The Rodinia jigsaw puzzle. Science 300: 1379-1381.

102. Tuttle O.F., Bow en N.L. Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi308 KalSi308 - Si02 - H20 // Geol. Soc. Amer. Mem., 1958, vol. 74. 153 p.

103. Utenkov V.A. Petrology of the Moragy Granite (SW Hungary) based on the Bataapati (Uveghuta) boreholes // Annual Report of the Geological Institute of Hungary. Evi Jelentese 2000-2001. Budapest, 2003. P. 153 188.

104. White A.J.R. Source of granite magmas // Geol. Soc. Am. Abst. Prog. 1979. V.ll. P.539.

105. Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A type granites: geochemical characteristics, discrimination and pedogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P.407-419.

106. Wasserburg G.J. and DePaolo D.J. Models of earth structure inferred from neodymium and strontium isotopic abundances // Proceed. Nad. Acad. Sci. USA. 1979. V.76. N.8 P. 3594-3598.

107. Watson E.B., Harrison T.M. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 64. P. 295 -304.

108. Xiao L., Clements J. D. Origin of potassic (C-type) adakite magmas: Experimental and field constraints // Lithos. 2007. V. 95. P. 399^14

109. Yoder H.S. Albite Anortite - Quartz - Water at 5 kb // Carnegie Institution. Washington. Year book, 66 (1966 - 1967). P. 477 - 478.

110. Yoder H.S., Stewart D.B., Smith J.R. Ternary feldspars // Carnegie Institution. Washington. Year book, 56 (1956 1957). P. 206 - 214.

111. Zhang RY, Liou JG, Ernst WG, Coleman RG, et al. (1997) Metamorphic evolution of diamond-bearing and associated rocks from the Kokchetav Massif, northern Kazakhstan. J. Metamorphic Geol 15: 479±496