Новосибирск - 2015 25.00.04 – На

На правах рукописи
КРУК Николай Николаевич
ЭВОЛЮЦИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ
И ГРАНИТОИДНЫЙ МАГМАТИЗМ
ГОРНОГО АЛТАЯ
25.00.04 – петрология, вулканология
АВТОРЕФЕРАТ
диссертации на соискание ученой степени
доктора геолого-минералогических наук
Новосибирск - 2015
Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном
учреждении науки Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева
Сибирского отделения Российской академии наук, г. Новосибирск.
Официальные оппоненты:
Скляров Евгений Викторович, член-корреспондент РАН, профессор,
доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник
ФБУН Института земной коры СО РАН (г. Иркутск).
Акинин Вячеслав Васильевич, доктор геолого-минералогических
наук, заместитель директора на науке, заведующий сектором
петрологии и изотопной геохронологии ФБУН Северо-Восточного
комплексного научно-исследовательского института (г. Магадан).
Лучицкая Марина Валентиновна, доктор геолого-минералогических
наук, ведущий научный сотрудник ФБУН Геологического института
РАН (г. Москва)
Ведущая организация:
Федеральное государственное бюджетное учреждение науки
Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН (г. Иркутск)
Защита диссертации состоится 13 ноября 2015 г. в 14-00 на заседании
диссертационного совета Д 003.067.03, созданного на базе Федерального
государственного бюджетного учреждения науки Института геологии и
минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения РАН, в конференцзале по адресу: г. Новосибирск, пр-т академика Коптюга, 3.
Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные гербовой печатью
организации, просим направлять по адресу:
630090, г. Новосибирск, пр-т. академика Коптюга, 3,
Туркиной О.М.
факс: (383) 333-2130; адрес электронной почты: turkina@igm.nsc.ru
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке и на сайте ФГБУН
Института геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН (адрес:
www.igm.nsc.ru, раздел «Образование»)
Автореферат разослан «15» сентября 2015 г.
Ученый секретарь диссертационного совета
Доктор геолого-минералогических наук
О.М. Туркина
Введение
Актуальность исследования. Проблемы формирования и эволюции
континентальной коры относятся к числу фундаментальных в геологии, петрологии и геохимии. Интерес исследователей к этим вопросам возник с момента становления геологии как науки и резко возрос в последние полвека в
связи развитием новых методов определения возраста и изотопных характеристик горных пород.
За последние три десятилетия в исследованиях континентальной коры
достигнут значительный прогресс. С одной стороны, получен и осмыслен огромный объем геологических, геохимических, геохронологических и изотопных данных, характеризующих породы континентальной коры. Так, например, для территории Центрально-Азиатского складчатого пояса доказано резкое преобладание ювенильной коры, возраст формирования которой не превышает 1 млрд лет, оценены пропорции «ювенильного» и «рециклированного» компонентов в составе континентальной коры отдельных крупных сегментов, проведено Nd изотопное районирование территории [Коваленко и
др., 1996, 1999; Ярмолюк и др., 1999; 2012; Крук и др., 1999; Jahn et al., 2000;
Kruk et al., 2011 и др.]. С другой стороны, разработаны обоснованные модели
формирования и эволюции коры [Taylor, McLennan, 1985; Rudnick, 1995;
Wedepohl, 1995; Rudnick, Gao, 2003 и др.]. Вместе с тем некоторые фундаментальные вопросы пока не нашли своего окончательного решения. Так до
последнего момента не удавалось на примере крупных сегментов земной коры с длительной геологической историей, проследить весь процесс формирования континентальной коры (от образования первичных коровых масс до
становления коры континентального типа), связать между собой механизмы
формирования континентальной коры, процессы ее эволюции и специфику
гранитоидного магматизма.
Цель работы - на примере Горно-Алтайского сегмента ЦентральноАзиатского складчатого пояса проследить процесс формирования континентальной коры и установить роль гранитоидного магматизма в ее эволюции.
Основные задачи исследований:
1. Выяснение природы метаморфических комплексов Горного Алтая.
2. Установление источников вещества и механизмов формирования первичной коры Горного Алтая.
3. Реконструкция источников и механизмов формирования гранитоидов
Горного Алтая.
4. Синтез полученных данных, реконструкция основных закономерностей формирования континентальной коры Горного Алтая и индикаторной
роли гранитоидов в процессах ее эволюции.
Фактический материал и методы исследования. В основу диссертационной работы положены материалы, собранные автором в ходе исследова3
ния геологических комплексов Горного Алтая и сопредельных регионов в
период с 1993 по 2013 г. Для обоснования защищаемых положений изучено
около 1500 шлифов, использовано более 1000 авторских анализов горных пород на петрогенные компоненты выполненных методом РФА в Аналитическом центре ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) и методом «мокрой» химии в
ИЗК СО РАН (г. Иркутск). Редкоэлементная характеристика гранитоидов,
вулканических, осадочных и метаморфических пород региона выполнена на
основе более 400 авторских анализов, выполненных методом ICP-MS в Аналитическом центре ИГМ СО РАН и Байкальском ЦКП СО РАН (г. Иркутск),
а также методами нейтронной активации и рентгено-флуоресцентного анализа (элементы группы железа и Ga) в ИГМ СО РАН. Изотопная характеристика
базируется на более чем 100 определениях изотопного состава Nd, полученных
в лабораториях Москвы (ИГЕМ РАН), Санкт-Петербурга (ИГГД РАН), г. Апатиты (ГИ КНЦ РАН) и Иркутска (ИЗК СО РАН). Для уточнения возраста гранитоидов в ходе выполнения работы проведено U-Pb датирование 12 монофракций акцессорных цирконов, а также определение возраста детритовых
цирконов в двух пробах песчаников. U-Pb исследования выполнялись методом ID-TIMS в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) и по единичным зернам цирконов на ионном зонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований
ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Датирование детритовых цирконов проведено
методом ICP-MS в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ и в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток).
Кроме того, при подготовке работы обобщен большой объем опубликованных к настоящему времени геологических, палеонтологических, геохимических, геохронологических и изотопных данных по геологическим комплексам Горного Алтая. В максимальной мере задействован огромный фактический материал, полученный сотрудниками производственных геологических
организаций при создании Госгеолкарты-200/2 и 1000/3 Алтайской серии
листов и легенды к ней и опубликованный в виде объяснительных записок и
тематических монографий.
Защищаемые положения:
1. Горно-Алтайский сегмент Центрально-Азиатского складчатого пояса
сформирован на океаническом основании. Допозднерифейский сиалический
фундамент в регионе отсутствует. Протолиты метаморфических комплексов
соответствуют породам позднерифей-раннепалеозойской существенно ювенильной коры.
2. Основной объем первичной коры Горного Алтая был сформирован в
результате двух главных этапов тектогенеза: раннекаледонского и позднекаледонского. Раннекаледонская ювенильная кора представлена океаническими
блоками с преобладанием базальтов, варьирующих от MORB до OIB и островодужными террейнами, вулканогенно-осадочные толщи которых по средне4
взвешенному составу отвечают низкокалиевым андезитам и андезибазальтам.
На позднекаледонском этапе в результате аккреционно-коллизионных событий были сформированы турбидитовые бассейны с океаническим
(MORB+OIB) основанием, выполненные осадочными толщами андезидацитового состава. Геохимические и изотопные характеристики осадочных пород определялись предшествующим островодужным магматизмом, процессами внутрикоровой дифференциации в раннекаледонских террейнах и привносом древнего корового материала.
3. Ранне-среднепалеозойский гранитоидный магматизм Горного Алтая
является индикатором строения и степени зрелости коры региона. Для блоков
палеоокеанической литосферы типоморфными являются M-граниты, в островодужных террейнах магматизм эволюционирует от M- до I-гранитов, для
турбидитовых палеобассейнов характерно синхронное проявление I- и Sгранитов. Редкоэлементные и изотопные характеристики гранитоидов обнаруживают прямую зависимость от состава коры вмещающих террейнов. Гранитоиды A-типа приурочены к двум возрастным рубежам (D1 и D3fr), проявлены в террейнах различной природы, характеризуются повышенными концентрациями высокозарядных и редкоземельных элементов, имеют значимо
более высокие значения εNd(t).
4. Становление коры континентального типа в разновозрастных и разнотипных террейнах Горного Алтая произошло практически синхронно
(в среднем–позднем девоне). В раннекаледонских террейнах этот процесс
явился следствием многократного рециклинга ювенильной коры базитового
состава, в позднекаледонских турбидитовых бассейнах – однократного внутрикорового плавления «гибридной» андезитовой коры, содержащей значительную долю рециклированного корового материала.
Научная новизна. Впервые для крупного сегмента земной коры (Горный
Алтай) дана системная геохимическая и изотопная характеристика пород
континентальной коры. Доказано, что регион развивался на океаническом
основании и не имеет допозднерифейского сиалического фундамента. Показано, что первичная кора, сформированная на ранне- и позднекаледонском
этапах геологической истории региона, имела разный состав, различные источники и механизмы формирования. Доказана принадлежность девонских
гранитоидов Горного Алтая к четырем самостоятельным эпизодам эндогенной активности, отличающимся друг от друга характером пространственного
распределения ареалов магматизма, набором петрохимических типов гранитоидов, их геохимическими и изотопными характеристиками. Впервые для
Горного Алтая выполнена геохимическая и изотопная типизация ранне- и
среднепалеозойских гранитоидов, установлены их источники и механизмы
генерации. Проведен анализ связи геохимических характеристик гранитоидов с природой и составом вмещающих геоблоков, определены рубежи фор5
мирования континентальной коры в ранне- и позднекаледонских блоках Горного Алтая.
Практическая значимость. Изложенные в диссертационной работе
и публикациях автора результаты могут быть использованы для совершенствования легенд Госгеолкары-200, 1000 (Алтайская серия листов), корректировки региональных схем магматизма и метаморфизма, геодинамических реконструкций, а также учитываться при постановке прогнозно-поисковых работ.
Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано
более 50 научных работ, в том числе две монографии (в соавторстве) и 20
статей в рецензируемых журналах из перечня ВАК. Исследования по теме
диссертации выполнялись в рамках планов НИР ИГМ СО РАН, интеграционных проектов Президиума СО РАН № 6.5, 13, 79, программы ОНЗ РАН
«Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного
пояса (от океана к континенту)», РФФИ (проекты № 96-05-65961, 97-05-65219,
00-05-65309, 03-05-65081, 04-05-64443, 07-05-00853, 10-05-00474), договоров
о научном сотрудничестве и хоздоговоров с «Южсибгеолкомом», ФГУП
«Горно-Алтайская экспедиция» и «Запсибгеолсъемка», КПР по Кемеровской
области.
Результаты исследований по теме диссертации и ее положения докладывались на международных в российских совещаниях в Новосибирске (1996-2014),
Иркутске (2003-2014), Москве (1998-2005), Санкт-Петербурге (2009), УланУдэ (2008), Екатеринбурге (2010), Владивостоке (2011), Чанчуне (КНР, 2002).
Материалы автора использованы при подготовке комплектов Госгеолкарты200/2, 1000/3 (Алтайская серия листов).
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, шести
глав, заключения и списка цитированной литературы (461 наименование),
содержит 176 иллюстраций и 65 таблиц, общий объем работы – 554 страницы.
Благодарности:
Диссертационная работа подготовлена в Лаборатории петрологии и рудоносности магматических формаций Федерального государственного бюджетного учреждения науки Института геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН (г. Новосибирск).
Автор выражает искреннюю благодарность докторам геол.-мин. наук
Н.А. Берзину, А.С. Борисенко, М.М. Буслову, В.В. Голозубову, А.Э. Изоху,
Н.В. Сенникову, С.Н. Рудневу, О.М. Туркиной, кандидатам геол.-мин. наук
Г.А. Бабину, В.Г. Владимирову, Н.И. Волковой, А.С. Гибшеру, Н.И. Гусеву,
В.А. Зыбину, С.А. Каргополову, В.И. Крупчатникову, Ю.Д. Литасову, С.З. Смирнову,
В.И. Тимкину, С.В. Хромыху, С.П. Шокальскому за плодотворные дискуссии и
ценные советы при подготовке данной работы; Л.В. и М.Л. Куйбиде, С.В. Палесскому,
П.Д. Котлеру, И.В. Семенову, И.В. Кармышевой, О.П. Герасимову, А.Ю. Вострикову,
6
И.И. Крекшину, Е.И. Кудишину – за неоценимую помощь в проведении полевых работ; Л.И. Ипполитовой, Н.Г. Кармановой, Н.М. Глуховой,
А.Н.Таряник, И.В. Николаевой, Ю.П. Колмогорову (ИГМ СО РАН), Т.Б. Баяновой,
П.А. Серову (ГИ КНЦ РАН), Е.Б. Сальниковой, В.П. Ковачу, О.А. Левченкову
(ИГГД РАН), А.Н. Ларионову (ВСЕГЕИ), С.В. Пантеевой, В.В. Марковой,
Е.И. Демонтеровой (ИЗК СО РАН), Г.И. Вовне, В.И. Киселеву (ДВГИ ДВО
РАН) за помощь в проведении аналитических исследований, а также
А.В. Владимировой, И.В. Добрыниной и Я.В. Куйбида, оказавшим большую
помощь в обработке материалов, оформлении диссертации и автореферата.
Автор глубоко благодарен академикам Н.Л. Добрецову, М.И. Кузьмину,
А.И. Ханчуку и В.В. Ярмолюку, членам-корреспондентам РАН Г.В. Полякову
и Е.В.Склярову, профессорам Г.Б. Ферштатеру, О.М. Розену, Б-м. Джану,
оказавшим большое влияние на формирование его научного мировоззрения и
неоднократно дававшим ценные советы в ходе исследований.
Особую благодарность автор выражает своему первому учителю, профессору А. Г. Владимирову, неизменно поддерживавшему эти исследования
на всем их протяжении, а также Елене Крук за неоценимую помощь и безграничное терпение.
Глава 1. Общие представления о процессах формирования
континентальной коры и петрогенезисе гранитоидов
Континентальная кора представляет собой уникальное явление, отличающее Землю от всех остальных планет Солнечной системы. Принципиальное
отличие ее от океанической состоит в наличии «гранитного» или «гранитнометаморфического» слоя, состоящего главным образом из метаморфических
пород амфиболитовой фации и гранитоидов. Мощность континентальной коры
варьирует в разных ее сегментах от 30 до 70 км [Ронов и др., 1990;
Condie, 2005], строение ее по латерали неоднородно и резко различается в
древних платформах и складчатых поясах.
В контексте данной работы наибольший интерес представляют три аспекта роста и эволюции континентальной коры: 1) скорость роста коры,
2) состав коры и отдельных ее частей, и 3) источники вещества и механизмы
образования коры.
Оценки скорости роста коры, полученные разными исследователями,
расходятся принципиально. В одних моделях [Fyfe, 1978; Veizer, Jansen, 1979;
Armstrong, Harmon, 1981; McLennan, Taylor, 1982; Reymer, Shubert, 1984] предполагается, что практически весь объем континентальной коры был сформирован либо в раннем архее, либо в архее–палеопротерозое, а в более позднее
время интенсивность корообразующих процессов была много ниже. Согласно другим моделям [Hurley; Hurley, Rand, 1969] рост коры происходил практически «линейно» на всей истории Земли, а в фанерозое интенсивность ко7
рообразующих процессов повысилась. В пользу активного роста коры в фанерозое свидетельствуют многочисленные Nd-изотопные данные по гранитоидам Центрально-Азиатского складчатого пояса, указывающие на резкое
преобладание в регионе «молодой» ювенильной коры. Балансовые оценки
[Коваленко и др., 1996, 1999, 2003; Ярмолюк и др., 1999] показали, что процент древнего материала в составе разных регионов северной части ЦАСП
колеблется от 3 до 20 %, а средняя скорость роста коры в фанерозое, определенная на примере Монголо-Забайкальского сегмента ЦАСП и аппроксимированная на другие каледонские складчатые пояса, составила около 1.1 км3/год
[Коваленко и др., 2003]. Необходимо отметить, что представления о резком
превалировании в Центральной Азии ювенильной коры разделяются далеко
не всеми исследователями: например, по мнению А. Крёнера с соавторами
[Kröner et al., 2014] большая часть региона сложена «гибридной» корой, содержащей значительную долю рециклированного раннедокембрийского материала.
Оценки состава континентальной коры и отдельных ее резервуаров, полученные разными авторами, довольно близки между собой: состав верхней
коры соответствует гранодиориту, валовый состав коры – андезиту, а нижней
коры – базальту или андезибазальту. Оценки редкоэлементного состава варьируют более широко [Taylor, McLennan, 1985; Wedepohl, 1995; Rudnick, 1995;
Rudnick, Fountain, 1995; Gao, 1998; Rudnick, Gao, 2003], но в целом отличаются друг от друга не более чем на 30 %. Всеми исследователями единодушно отмечается, что земная кора обогащена относительно мантии крупноионными литофильными (LILE), высокозарядными (HFSE), редкоземельными
(РЗЭ) и радиоактивными элементами, обеднена «переходными» (Sc, V, Cr, Ni, Co)
элементами и по геохимическим характеристикам отвечает андезитам активных континентальных окраин. Соотношение составов верхней и нижней коры в разных моделях также принципиально не отличается: верхняя кора обогащена кремнеземом и калием, обеднена фемическими компонентами и кальцием, имеет более высокие концентрации LILE, HFSE и РЗЭ, пониженные –
«транзитных» элементов.
При оценке механизмов формирования континентальной коры авторы
различных моделей едины в двух моментах. Во-первых, все согласны с тем,
что источником корового вещества является мантия. При этом, поскольку состав коры не отвечает «прямым» выплавкам из мантии (оливиновым толеитовым базальтам или бонинитам островных дуг), во всех моделях предполагается, что формирование континентальной коры не является одноактным
процессом. Во-вторых, общепринято, что формирование гранодиоритовой
верхней коры связано с процессами внутрикоровой дифференциации. В остальном все имеющиеся представления о механизмах формирования континентальной коры делятся на две группы: «эмпирические», исходящие из ана8
лиза больших объемов геохимической информации, и «теоретические», ставящие во главу угла определенные петрологические модели (также разработанные на базе геохимических и геофизических данных).
Наиболее проработанной среди «теоретических» является модель, предложенная Р.С. Тейлором и С.М. Мак-Леннаном [Taylor, McLennan, 1985]. Авторы принимают двучленное строение континентальной коры (верхняя –
гранодиоритовая и нижняя - базитовая), считая эти резервуары продуктами
дифференциации первичной коры андезитового состава. Механизмы формирования коры в архейское и постархейское время предполагаются различными: для архейской коры принята «бимодальная» модель формирования, для
постархейской – «андезитовая». Образование дифференцированной коры
континентального типа является, по мнению авторов, результатом одноактного внутрикорового плавления: остаток, образующийся после удаления из
«валовой» коры 25 % верхнекорового компонента, соответствует нижней коре. Главные особенности данной модели сводятся к следующему: 1) первичная ювенильная кора имеет андезитовый состав и соответствует валовому составу современной континентальной коры; 2) формирование дифференцированной коры континентального типа является следствием одноактного внутрикорового плавления; 3) в процессе внутрикоровой дифференциации валовой состав континентальной коры не изменяется.
В большинстве «эмпирических» моделей предполагается трехчленное
строение континентальной коры (верхняя, средняя и нижняя кора), причем
состав ни одной из этих частей не соответствует валовому составу коры.
Оценивая возможные механизмы формирования коры авторы «эмпирических» моделей [Rudnick, 1995; Rudnick, Fountain, 1995; Wedepohl, 1995;
Rudnick, Gao, 2003 и др.] исходят из того, что среди продуктов частичного
плавления мантии резко преобладают базальты. Соответственно, состав первичной коры предполагается базальтовым, а последующее формирование андезитовой коры связывается с процессами многократного внутрикорового
плавления с образованием сначала тоналитов и трондьемитов, затем гранодиоритов и, в конечном итоге - калиевых гранитов. В качестве дополнительных факторов, определяющих облик современной континентальной коры,
рассматриваются внутриплитный магматизм, аккреция к окраинам континентов океанических плато, деламинация и рециклинг в мантию эклогитизированной нижней коры, обогащенной реститовым и кумулусным материалом
[Rudnick, 1995; Туркина, 2008; Лучицкая, 2014]. В качестве главных особенностей рассматриваемого механизма можно выделить следующие: 1) первичная кора имеет базитовый состав; 2) формирование дифференцированной коры континентального типа является результатом многоактного внутрикорового плавления; 3) каждый эпизод внутрикоровой дифференциации сопрово-
9
ждается удалением в мантию высокоплотных реститов и, соответственно,
изменением валового состава коры.
Таким образом, независимо от принятой модели, при анализе процессов формирования континентальной коры необходимо выделять два аспекта: 1) формирование первичной коры и 2) ее эволюцию с образованием коры континентального типа. В связи с этим встает вопрос: с какого момента кору можно считать континентальной и как этот момент может быть зафиксирован в реальных геологических объектах? Ответ может быть получен при изучении вещественного состава гранитоидов, которые маркируют каждый эпизод внутрикорового плавления и несут информацию о составе существующих в этот
момент коровых субстратов.
Наиболее достоверную информацию о соотношении состава гранитоидных магм и магмогенерирующих субстратов дают результаты экспериментальных работ по плавлению пород, максимально схожих по составу с отдельными коровыми резервуарами: метабазальтов (базальтовый слой океанической коры, нижняя кора [Taylor, McLennan, 1985], первичная кора
[Rudnick, 1995]), андезитов и тоналитов (валовый состав коры) и пересыщенных глиноземом пород кварцдиорит-гранодиоритового состава (верхняя кора
либо средний состав осадочного слоя). Анализ этих данных указывает на наличие прямой связи составов анатектических выплавок и магмогенерирующих субстратов. Так при плавлении метабазальтов образуются высококальциевые расплавы с низкими содержаниями калия, соответствующие природным тоналитам и трондьемитам [Beard, Lofgren, 1991; Rapp, Watson, 1995;
Туркина, 2000]; анатексис недосыщенных глиноземом пород среднего состава (кварцевых амфиболитов) приводит к формированию гранитов с приблизительно равными содержаниями калия и натрия, повышенными концентрациями кальция и умеренной глиноземистостью [Patino-Douce, Beard, 1995];
при дегидратационном плавлении тоналитов формируются выплавки с 68–70
мас. % SiO2, умеренными содержаниями кальция и слабым преобладанием
калия над натрием [Singh, Johannes, 1996]; наконец плавление кордиеритовых
гнейсов продуцирует пересыщенные глиноземом (A/CNK> 1,3) низкокальциевые магмы с калиевой специализацией щелочей [Koester et al., 2002]. Таким образом, за счет плавления субстратов, присутствующих в коре, может
быть сформирован широкий спектр расплавов, повторяющих все наиболее
распространенные типы гранитоидов. Исключением являются щелочные граниты A-типа: идентичные им анатектические выплавки не были получены ни
в одном из экспериментов. В наибольшей степени гранитоидам A-типа соответствуют анатектические выплавки, полученные при плавлении тоналитов в
«среднекоровых» (P = 10 кбар) условиях [Skjerlie, Jonston, 1993], однако, вопервых, по значениям коэффициента агпаитности (0.91-0.98) эти расплавы
соответствуют умеренно-щелочными разностям, а во-вторых, необходимым
10
условием для их образования являются высокие содержания фтора в стартовом материале, что нетипично для обычных пород коры. Таким образом, гранитоиды A-типа не могут быть продуктами обычного корового анатексиса:
генезис этих пород традиционно связывается с эволюцией мантийных расплавов и(или) активным корово-мантийным взаимодействием и, как следствие, не является отражением эволюции континентальной коры.
Анализ экспериментальных данных позволяет решить вопрос о моменте
формирования коры континентального типа: он маркируется первым эпизодом образования гранитоидных батолитов, сложенных известковощелочными гранитоидами с калинатровой специализацией щелочей (соответствующих продуктам плавления андезитов). В то же время образование
S-гранитов, которые традиционно считаются типичными для блоков «зрелой» континентальной коры, отражает, прежде всего, не степень ее дифференциации, а наличие в разрезах метатерригенных пород, претерпевших в
процессе геологической истории экзогенный цикл выветривания.
Для того чтобы оценить возможность «прямого» использования экспериментальных данных при изучении природных объектов, проведен анализ
наиболее распространенных механизмов петрогенезиса гранитоидных магм,
обсуждаемых в современной литературе. Сделан вывод, что эффективное
фракционирование базитовых расплавов с образованием кремнекислых магм
возможно только для серий повышенной щелочности (в остальных случаях
процесс фракционирования прекращается при содержаниях SiO2 = 59–61 мас. %
из-за резкого повышения вязкости магм и уменьшения разницы плотностей
расплава и кристаллизующихся фаз). Контаминация мантийных магм веществом коры способна обеспечить формирование расплавов среднего состава,
однако их последующее фракционирование с образованием кислых магм (например по модели AFC) практически невозможно в силу причин, изложенных выше. Наконец, смешение мантийных и коровых магм может приводить
к образованию широкого спектра составов (от основных до кислых), однако
формирование гомогенных магматических жидкостей в этом случае регламентируется соотношением вязкостей смешивающихся магм и кинетикой
процессов смешения; наиболее эффективно этот процесс реализуется в сериях повышенной щелочности. Таким образом, практически единственным
механизмом, способным обеспечить формирование больших объемов
достаточно однородных гранитоидных магм, является анатектическое
плавление пород коры.
В завершающем разделе главы проведен обзор наиболее распространенных классификаций гранитоидов с позиций возможности использования их
для реконструкции источников гранитоидных магм. Для геохимической типизации гранитоидов Горного Алтая выбрана «алфавитная» (с выделением
M, I, S и A-типов) классификация; кроме того, определена комбинация диа11
грамм, позволяющая наиболее корректно различать по петрохимическим характеристикам расплавы, образованные при плавлении субстратов различного состава: метабазальтов, метаандезитов, тоналитов, глиноземистых гнейсов
(рис. 1).
Рис. 1. Набор петрохимических диаграмм для дискриминации гранитоидов по источникам
расплавов. Поля составов выплавок: I – из метабазальтов (по: [Beard, Lofgren, 1991;
Rapp, Watson, 1995]), II – из кварцевых амфиболитов (по: [Patino Douce, Beard, 1995]),
III – из тоналитов (по: [Singh, Johannes, 1996]), IV – из метапелитов (по: [Koester et al., 2002]).
Глава 2. Краткий геологический очерк
Территория Горного Алтая является составной частью ЦентральноАзиатского складчатого пояса и представляет собой крайнее западное окончание протяженной дуги каледонид, обрамляющей Сибирский кратон с юга и
юго-запада. С востока структуры Горного Алтая граничат по КузнецкоТелецкой и Телецко-Курайско-Кобдинской системам разломов со складчатыми сооружениями Горной Шории и Западного Саяна, с запада отделяются
Северо-Восточной зоной смятия от герцинских структур Рудного Алтая, на
12
юге продолжаются в Монголию и Китай. Северная граница Горного Алтая
перекрыта четвертичными отложениями Бийско-Барнаульской впадины.
Горный Алтай имеет длительную и многоэтапную историю развития.
Геологическое строение и тектоническая история региона подробно охарактеризованы в работах [Зоненшайн и др., 1990; Берзин и др., 1994; Берзин,
Кунгурцев, 1996; Шокальский и др., 2000; Владимиров и др., 2003; Добрецов, 2003;
Добрецов и др., 2004, 2005, 2007; Буслов и др., 2013]. Синтез данных, приведенных в этих работах, позволяет выделить главные этапы геологической
эволюции: 1) венд–раннекембрийский, связанный с эволюцией океанических,
окраинноморских и островодужных систем; 2) среднекембрийский–
раннеордовикский аккреционно-колизионный, отражающий причленение периокеанических и островодужных систем к краю Сибирского континента;
3) среднеордовикский–раннедевонский, соответствующий обстановке пассивной континентальной окраины; 4) девон–раннекаменноугольный, обусловленный зарождением и эволюцией активной континентальной окраины;
5) каменноугольно–раннепермский, соответствующий коллизии Сибирского
и Казахстанского палеоконтинентов на фоне активности Таримского плюма;
6) пермско–раннемезозойский, характеризующийся проявлениями внутриплитного магматизма, связанного с Сибирским суперплюмом.
В результате этой длительной истории была сформирована современная
мозаично-блоковая структура Горного Алтая, в которой по глубинным разломам (часто сдвиговой природы) совмещены блоки разной природы и возраста (прил. 1). Восточную часть региона занимают раннекаледонские террейны океанической и островодужной природы, а центральную, западную и
южную части – позднекаледонские террейны турбидитовых бассейнов и аккреционных клиньев. Кроме того, в Горного Алтая присутствует ряд блоков,
сложенных метаморфическими породами. Природа и возраст этих блоков до
последнего времени оставались дискуссионными: ряд исследователей рассматривал их как выступы раннедокембрийского кристаллического фундамента Горного Алтая, другие считали образованиями неогея.
Глава 3. Первичная кора Горного Алтая:
этапы формирования и особенности состава
Ключевым для решения вопросов формирования и эволюции Горного
Алтая является вопрос о наличии в регионе допозднерифейского сиалического фундамента. Для решения этого вопроса было проведено обобщение
имеющихся геологических и геохронологических данных по метаморфическим комплексам Горного Алтая, а также выполнены геохимические и изотопные исследования метаморфических пород региона.
Метаморфические комплексы слагают около 15 % территории Горного
Алтая. Представлены они в основном образованиями зеленосланцевой фации
13
метаморфизма, для которых фрагментарно установлены постепенные переходы к неметаморфизованным толщам раннего палеозоя. Ассоциации пород
более высоких степеней метаморфизма слагают (самостоятельно или совместно с зеленосланцевыми образованиями) ряд обособленных блоков (прил.
1), имеющих исключительно тектонические границы с окружающими неметаморфизованными толщами и приуроченных к крупным региональным зонам глубинных разломов, отделяющим складчатые сооружения Горного Алтая от соседних геологических структур, либо разделяющим отдельные террейны. Несмотря на обилие геологических данных и многочисленные публикации, проблема корреляции метаморфических толщ Горного Алтая далека
от своего окончательного решения: практически все блоки метаморфических
пород выделяются в качестве самостоятельных комплексов. Их краткая характеристика приведена в табл. 1.
Результаты геологических и геохронологических исследований свидетельствуют об отсутствии в регионе допозднерифейских метаморфических
событий. Наиболее древние оценки возраста метаморфизма океанических базальтов соответствуют эдиакарию (613+9 млн лет, возраст метаморфизма
терригенных толщ не превышает 490 млн лет (см. табл. 1).
Вещественный состав метаморфических пород разнообразен. Общей
особенностью метапелитов являются повышенные, в сравнении с составом
верхней континентальной коры (по оценке [Taylor, McLennan, 1985]), концентрации Fe, Ti и Mg, пониженные концентрации кремнезема и калия. На
диаграмме М. Хиррона (прил. 2, а) большинство точек составов пород попадает в поля глинистых сланцев и граувакк, значительно реже присутствуют
глинистые сланцы, обогащенные железом (породы чаустинского и, частично,
уймонского комплексов). «Зрелые» протолиты отсутствуют. Редкоэлементный состав метапелитов характеризуется относительно невысоким уровнем
накопления LILE, HFSE и РЗЭ цериевой группы, в то время как концентрации элементов группы железа, эффективно концентрирующихся в осадочных
породах глинистой размерности (V, Cr, Co) находятся на уровне, типичном
для постархейских глинистых сланцев (прил. 2, б). Наиболее «зрелые» соста
вы, приближающиеся к PAAS, характерны для пород южно-чуйского, курайского и телецкого комплексов, наиболее «примитивные» – для гнейсов чаустинского комплекса. Для всех без исключения пород характерно избирательное обеднение Nb и Ta, указывающее на важную роль в их источнике материала, происхождение которого связано с субдукционными процессами.
Среди метабазитов по особенностям состава выделяется три группы.
Породы первой группы (преобладают среди метабазитов чаустинского и курайского комплексов, встречаются в балтырганском и уймонском) близки по
составу к N-MORB; вторая группа, наиболее распространенная в балтырганском
14
Таблица 1.
Краткая характеристика метаморфических комплексов Горного Алтая
Преобладающие пороP-T-условия
метаморфизма
ды
Эклогиты (1), Gnt ам(1) P = 20 кбар, T = 660о С;
Балтырганский фиболиты (2), амфибо- (2) P = 7-8 кбар, T = 500-600 оС;
(3) P = 2-3 кбар, T= 500оС
литы (3),
M1: эпидот-амфиболитовая
Гнейсы, метаморфичефация повышенных давКурайский
ские сланцы, амфиболений; M2: зональный металиты
морфизм умеренных давлений
M1: P = 5-7 кбар, T = 570ЮжноГнейсы, метаморфиче670оС; M2: P < 3.5 кбар, T =
Чуйский
ские сланцы
600-670 оС
Голубые и зеленые
Уймонский
P= 6-8 кбар, T= 400-450оС
сланцы
Гнейсы, метаморфичес- Низы амфиболитовой фации
Барбышский
кие сланцы, амфиболиты
умеренных давлений
Комплекс
Возраст
метаморфизма
Возраст
T(Nd)DM,
протолитов млрд. лет
619+13 млн лет (U-Pb)
593+3 млн лет (Ar-Ar)*
Нет данных
M1: 444+10 млн лет (U-Pb)
M2: 380+8 млн лет (U-Pb)
≈ 510 млн
лет (детр.
Zr)
M1: 468+5 млн лет (U-Pb)
M2: 380-370 млн лет (U-Pb)
490+3 млн лет (Ar-Ar)*
410-415 млн лет (Ar-Ar)
≈ 500 млн
лет (детр.
Zr)
Фанерозой
(фаун.)
Нет данных
1.5-1.6
1.4-1.6
1.2-1.3
1.2-1.3
Гнейсы, метаморфиM1:P = 5-7 кбар, T= 550-600 оС
M1: нет данных
Нет данных
0.95
ческие сланцы
M2: P = 3 кбар, T = 650-700 оС M2: 311+12 млн лет (U-Pb)
Зеленые сланцы, метаЗеленосланцевая и эпидотТелецкий
морфические сланцы,
амфиболитовая фации низДревнее D1
Нет данных 0.7-0.9
амфиболиты
ких давлений
Амфиболиты, амфибо- Амфиболитовая фация умеКебезеньский
Моложе Є1
Є1 (?)
ловые гнейсы
ренных давлений
Амфиболиты, Gnt амфиЧаустинский
P= 8-10 кбар, T= 550-600 ˚С
Моложе Є1
Нет данных
0.6
болиты, Ky-St сланцы
При составлении таблицы использованы данные, обобщенные в [Крук и др., 2013]. Исходная информация – в библиографии
данной работы. * возраст тектонического экспонирования.
Белокурихинский
15
и уймонском комплексах, соответствует OIB; наконец третья, преобладающая в кебезеньском и телецком комплексах и присутствующая в курайском –
островодужным толеитам (прил. 2, в-ж). Пород, соответствующих образованиям блоков со «зрелой» корой (известково-щелочных базальтов, шошонитов) среди протолитов метабазитов не встречено.
Модельный Nd возраст метапелитов колеблется в интервале от 0.8 до 1.6
млрд лет, причем наиболее древние (допозднерифейские) модельные возрасты зафиксированы для метаморфических комплексов, для которых по данным датирования детритовых цирконов доказан фанерозойский возраст протолитов [Гусев, Шокальский, 2010]. В целом же, вся совокупность имеющихся данных позволяет утверждать, что комплексы метаморфических пород
Горного Алтая представляют собой фрагменты неопротерозойской–
раннепалеозойской коры, метаморфизованные в ходе более молодых геологических событий. Допозднерифейский сиалический фундамент в регионе
отсутствует.
Основной объем первичной коры Горного Алтая был сформирован в течение двух этапов тектогенеза: раннекаледонского (венд–ранний кембрий) и
позднекаледонского (поздний кембрий–ранний ордовик) [Крук и др., 2010].
На раннекаледонском этапе по периферии Сибирского континента были образованы две системы вулканических поясов [Берзин и др., 1994; Бабин, 2003].
В первой системе, объединяющей фрагменты внутриокеанических поднятий
и симаунтов, преобладают базальты (при подчиненном развитии карбонатных и кремнистых пород). Наиболее представительными образованиями этого типа в Горном Алтае являются вулканические разрезы Катунского и Курайского ареалов (см. прил. 1). Вторая система поясов сложена вулканогенно-осадочными толщами. Среди вулканических пород в лавовой фации резко
преобладают базальты, в меньшей степени — андезибазальты. Более кислые
породы (андезиты, дациты, риолиты) встречаются значительно реже. В пирокластической фации наряду с базальтовыми обычны туфы андезитов и более кислых пород. Осадочные породы представлены граувакковыми песчаниками и алевролитами. Пояса этого типа маркируют систему примитивных
островных дуг, сформированных на океанической коре в обрамлении Сибирского палеоконтинента [Берзин и др., 1994; Шокальский и др., 2000;
Buslov et al., 2002; Бабин, 2003]. Наиболее изученными сегментами этой системы являются Балхашский и Сарысазский вулканические ареалы в восточной части Горного Алтая и Садринский ареал на стыке структур Горного Алтая и Горной Шории (см. прил. 1). В Садринском ареале наряду с собственно
островодужными толщами для прямого изучения доступны породы океанического основания дуги [Бабин, 2003; Бабин, Крук, 2011].
В позднем кембрии–раннем ордовике произошли масштабные аккреционно-коллизионные события, связанные с причленением окраинноморских и
16
островодужных систем к окраине Сибирского континента. Для этого этапа
характерны деформация и «скучивание» венд–кембрийских бассейнов в обрамлении Сибирского кратона, образование глаукофансланцевых поясов
[Берзин и др., 1994; Добрецов, 1999; Волкова, Скляров, 2007; Добрецов,
Буслов, 2007], масштабная орогения, проявления базитового и гранитоидного
магматизма [Шокальский и др., 2000; Владимиров и др., 2001; Руднев и др.,
2004; Дистанова, 2013]. Эрозия складчатых сооружений привела к формированию обширных турбидитовых бассейнов, имеющих океаническое основание и выполненных толщами флишоидного и молассоидного облика.
Океанические ассоциации Курайского и Катунского палеосимаунтов детально описаны в работах [Белоусов, 1961, 1962; Кочкин, 1964; Белоусов и др., 1969;
Винкман, 1970, 1978; Волков, Зыбин, 1988; Добрецов и др., 1992, 2003, 2004,
2005; Буслов, Ватанабе, 1996; Buslov et al., 2002; Бабин, 2003; Сафонова и др.,
2004, 2008; Uchio et al., 2004; Зыбин, 2006; Ota et al., 2007; Utsunomiya et al., 2009;
Бабин, Крук, 2011; Safonova et al., 2011]. Расшифрована первичная структура
палеовулканических построек, интенсивно деформированных позднейшими
процессами: диагностированы фации океанического дна (пиллоу-лавы в ассоциации с кремнистыми породами), центральных частей гайотов, склоновые
(обломочные известняки, реже кремнисто–терригенные породы, пиллоу-лавы
и туфы, вулканомиктовые песчаники) и вершинные (карбонатные «шапки»)
фации.
Базальты океанического основания палеосимаунтов и островных дуг близки к N-MORB (прил. 3), а среди пород центральных частей построек преобладают E-MORB (Курайский палеосимаунт) и OIB (Катунский палеосимаунт). Значения εNd(t) в океанических базальтах варьирует от +1 до +9. При
этом разности, близкие к N-MORB, характеризуются устойчиво радиогенным
составом неодима (εNd(t) > +6), в то время как для E-MORB и OIB закономерной связи геохимических и изотопных характеристик пород не выявлено.
Островодужные ассоциации изучены существенно слабее. Наилучшая
сохранность отмечается для разрезов Садринского ареала. Здесь в относительно крупных блоках реконструирована латеральная смена субвулканических жерловых фаций лавами, затем туфами и тефроидами, а на удалении от
палеовулканических построек – вулканомиктовыми осадочными породами
[Бабин, 2003; Бабин, Крук, 2011]. В остальных ареалах вулканогенноосадочные разрезы нарушены более поздними деформациями и восстановление первичной зональности резко затруднено.
Разрезы разных ареалов обладают рядом сходных черт: 1) в тех случаях,
когда удается наблюдать подошву островодужных толщ – они залегают на
породах океанической коры; 2) в лавовой фации резко преобладают базальты
(> 80 %); 3) среди пирокластических образований наряду с базальтовыми
обычны туфы андезитов и более кислых пород. Характерно, также, наличие
17
туфов эффузивов различного состава, указывающих на синхронность основного и кислого вулканизма; 4) осадочные породы по количественному составу обломочного материала близки к туфам.
Базальты островодужных разрезов разнообразны по составу. Среди них
преобладают магнезиальные и глиноземистые разности, близкие к образованиям современных энсиматических дуг (прил. 4). Реже встречаются бонинитоподобные разности, характеризующиеся более низкими концентрациями
несовместимых элементов, еще реже (и только в Балхашском ареале) – высокотитанистые разности, напротив обогащенные HFSE и РЗЭ. Кислые породы
(дациты, риолиты) характеризуются высокой известковистостью, низкими
содержаниями калия и деплетированностью в отношении несовместимых
элементов (см. прил. 4). Среди андезитов (объемы их в островодужных разрезах невелики) выделяются две группы пород. Андезиты первой группы обогащены (в сравнении с высокомагнезиальными и высокоглиноземистыми базальтами) LILE, HFSE и РЗЭ и «наследуют» петро- и геохимические особенности пород мантийного генезиса. Для пород второй группы характерна более высокая железистость и известковистость, более низкие концентрации
несовместимых элементов. Туфы и тефроиды по составу близки к соответствующим разностям пород лавовой фации; туфы эффузивов различного состава сходны с андезитами второго типа. Осадочные породы наследуют петрохимические и редкоэлементные особенности туфов: их средневзвешенный
состав соответствует низкокалиевому андезиту. Соотношение петрохимического и редкоэлементного состава пород раннекембрийских островодужных
разрезов указывает на то, что практически единственным источником кластического материала для осадочных толщ служили синхронные им вулканиты (главным образом – туфы).
Все породы раннекембрийских островодужных разрезов характеризуются высокими положительными значениями εNd(t) (от +3.4 до +8.5), указывающими на резкое превалирование в их источнике ювенильного корового
материала.
Образования позднекаледонского этапа распространены в Горном Алтае значительно шире. Они слагают крупные турбидитовые бассейны (Ануйско-Чуйский, Чарышско-Талицкий, Холзунско-Чуйский) в центральной, западной и южной частях региона (прил. 1), комплексы аккреционных клиньев
в его северо-западной части (Маралихинский и Засурьинский террейны), локально распространены в Бийско-Катунском и Теректинском блоках и в пределах Каимского аллохтона.
Кембро-ордовикские турбидитовые толщи Горного Алтая объединены в
«сборный» стратон – горноалтайскую серию. Уже на ранней стадии геологического изучения региона [Тихонов, 1956; Нехорошев, 1958; Перфильев,
1959; Сенников, 1959; Белоусов,1960; Волков, 1966, Родыгин,1979] были ус18
тановлены определенные отличия турбидитовых толщ, проявленных в разных частях Горного Алтая. Указанное разнообразие, в сочетании с огромными размерами турбидитового мегабассейна, привело исследователей к мысли
о многообразии обстановок осадконакопления. Попытки объяснить особенности литологии осадочных толщ в рамках фациальной зональности единого
крупного мегабассейна [Ёлкин и др., 1994, Шокальский, 1999] не дали положительного результата, поскольку осадочные разрезы во многих местах перекрыты более молодыми отложениями, повсеместно деформированы, местами метаморфизованы, а взаимное положение отдельных частей палеобассейна изменено вследствие более молодых тектонических движений.
Для кембро–ордовикских турбидитовых разрезов, проявленных в разных
частях Горного Алтая, характерно двучленное строение. Нижняя часть характеризуется резким преобладанием монотонных ритмичных средне- и мелкозернистых песчаников и метаалевролитов, сложенных преимущественно
кварцем и плагиоклазом при подчиненных количествах обломков основных,
средних и кислых вулканитов. Верхние части разрезов обычно имеют «молассоидный» облик и сложены более грубозернистыми и слабее сортированными пестрыми осадками грауваккового состава.
В Бийско-Катунском и Теректинском блоках кембро–ордовикские турбидитовые толщи несогласно перекрывают отложения среднего кембрия. Основание осадочных разрезов турбидитовых бассейнов вскрыто в единичных
случаях и представлено океаническими базальтами. В северной части Холзунско-Чуйского террейна реконструирован стратиграфический контакт с перекрытием базальтов, через маломощные прослои гравелитов и конгломератов, кембро–ордовикскими турбидитами.
В современных обстановках осадочные толщи сходного фациального
облика (турбидиты подножия континентального склона) повсеместно подстилаются комплексами океанической коры. Этот факт также указывает на
то, что обширные позднекембрийские–раннеордовикские турбидитовые бассейны Горного Алтая также имеют океаническое основание.
Качественно иной литологический состав отложений характерен для Засурьинского и Маралихинского террейнов. Основной объем последнего слагают черные и темно-серые глинистые сланцы и аргиллиты. В незначительных количествах в разрезах присутствуют пласты кварцевых песчаников,
линзы и тонкие прослои кремнистых пород. Засурьинский террейн более чем
на 70 % сложен осадочными породами: темно-серыми мелкозернистыми песчаниками и алевролитами, содержащими прослои и линзы кремнистых пород. С ними ассоциируют маломощные будинированные тела интенсивно
рассланцованных базальтов и долеритов, сходных с породами спрединговых
центров и океанических островов [Буслов и др. 1999]. На этом основании засурьинская свита охарактеризована М.М. Бусловым с соавторами как «экзо19
тический террейн океанической коры». Однако, результаты наших исследований заставляют предполагать, что Засурьинский террейн (также как и соседний Маралихинский) представляет собой фрагмент аккреционной призмы.
В пользу этого предположения свидетельствует характер контактов разнофациальных образований: для базальтов и кремнистых пород они стратиграфические, в то время как соотношения с терригенными породами у обеих перечисленных разностей исключительно тектонические, без каких либо следов
термального воздействия как в верхнем, так и в нижнем контакте.
Вещественный состав кембро–ордовикских осадочных пород характеризуется повышенной, в сравнении с осадками раннекембрийских островодужных
разрезов, кремнекислотностью и более высокими содержаниями калия (усредненный петрохимический состав осадочных толщ соответствует андезидациту).
В то же время в сравнении с составами PAAS и верхней коры (по оценкам
[Taylor, McLennan, 1985]) кембро–ордовикские турбидиты характеризуются
повышенными содержаниями фемических элементов (TiO2 – до 1 мас. %;
Fe2O3+MgO – до 10-12 мас. %). Уровень накопления несовместимых элементов (LILE, HFSE, РЗЭ) также существенно выше, чем в осадках раннекембрийских островодужных разрезов и является промежуточным между составами
валовой и верхней континентальной коры (по оценке [Taylor, McLennan, 1985]).
В целом такие составы наиболее близко отвечают современным продуктам
разрушения пород океанических дуг и фельзитов островных дуг, т.е. коры
переходного типа (прил. 5)
Сопоставление геохимических характеристик осадков из разрезов различных террейнов Горного Алтая показало отсутствие значимых различий.
Исключением являются породы песчанской толщи Каимского аллохтона,
имеющие значимо более низкую кремнекислотность и калиевость и обедненные несовместимыми элементами.
В то же время изотопный состав Nd в осадочных породах резко неоднороден: максимальные значения εNd(t) (+4…+5.5) и минимальные модельные
возрасты T(Nd)DM-2 (0.8-0.87 млрд лет) зафиксированы в породах АнуйскоЧуйского, Бийско-Катунского террейнов и Каимского аллохтона; наименее
радиогенный состав Nd (εNd(t) = -3.3…-3.6; T(Nd)DM ≈ 1.5 млрд лет) – в песчаниках Холзунско-Чуйского террейна [Крук и др., 2010].
Базальты океанического основания позднекаледонских турбидитовых
бассейнов по составу отвечают преимущественно E-MORB и OIB, обнаруживая широкие вариации изотопного состава Nd ( +3.5< εNd(t) <+10).
Таким образом, каледонские геологические процессы привели к
формированию на территории Горного Алтая геоблоков (террейнов) с
корой трех разных типов: 1) блоки океанической литосферы, сложенные
преимущественно, базальтами MORB и OIB; 2) блоки островодужной
коры; 3) турбидитовые палеобассейны, сформированные на океаниче20
ском основании (MORB+OIB) и выполненные мощными толщами слабометаморфизованных осадочных пород андезидацитового состава.
Глава 4. Природа и механизмы формирования первичной коры
Горного Алтая
Резкие вариации в составе пород ранне- и позднекаледонской коры являются следствием различия источников их вещества и механизмов формирования. Раннекаледонскя кора Горного Алтая имеет исключительно
ювенильную природу: слагающие ее породы образованы за счет переработки вещества мантии и базальтового слоя океанической литосферы. В
частности, результаты модельных геохимических оценок, выполненные по методике О.М. Туркиной [2000] в совокупности с изотопными данными свидетельствуют, что в раннекембрийских островодужных системах Горного Алтая образование кислых магм было связано с плавлением океанических и островодужных
метабазальтов при давлениях около 8 кбар. Породы среднего состава представляют собой либо продукты фракционной кристаллизации базальтовых магм (андезиты I типа), либо результат смешения основных и кислых магм (андезиты II
типа, туфы эффузивов различного состава). Признаков вовлечения в процессы
магмообразования пород рециклированной коры не выявлено. Осадочные породы островодужных разрезов формировались исключительно за счет размыва
синхронных вулканических толщ [Kruk et al., 2005; Крук и др., 2007].
Источники вещества позднекембрийских-раннеордовикских турбидитов
значительно более разнообразны. Результаты геохимических исследований
свидетельствуют о заметной роли в источниках их кластического материала
пород гранитного состава, относительно обогащенных несовместимыми элементами. Результаты Nd изотопных исследований заставляют предполагать,
что в современной структуре позднекембрийского-раннеордовикского турбидитового мегабассейна Горного Алтая совмещены фрагменты трех самостоятельных бассейнов (Ануйско-Чуйского, Чарышско-Талицкого и Холзунско-Чуйского), имевших различные источники сноса, содержавшие в разных
пропорциях «ювенильный» и «рециклированный» коровый материал.
Результаты исследования детритовых цирконов в кембро–ордовикских
песчаниках [Gusev et al., 2010; Крук, 2014; Wang et al., 2014] указывают на преобладание в их источнике материала раннекембрийских вулканитов. В то же
время в песчаниках Холзунско-Чуйского и Талицкого террейнов обнаружены
докембрийские (вплоть до позднеархейских) цирконы (прил. 6), что указывает
на привнос древнего корового материала (по данным [Рубанова, Буслов, 2014]
в осадках Ануйско-Чуйского террейна цирконов с допозднерифейскими возрастами не обнаружено). С другой стороны, во всех случаях обнаружены
позднекембрийские детритовые цирконы с возрастом 512-490 млн лет, не
имеющие возрастных аналогов среди островодужных вулканитов Централь21
ной Азии (за исключением локальной Салаирской дуги), но синхронные с
первым этапом массового гранитообразования в западной части АССО
[Владимиров и др., 1999; Руднев и др., 2004].
Вариации изотопного состава Nd, наблюдаемые в породах кембро–
ордовикских разрезов разных частей Горного Алтая, вполне логично объясняются смешением раннекаледонской ювенильной коры и привнесенного материала более древних континентальных блоков. Однако корреляция между изотопным составом Nd в породах разных террейнов и их геохимическими характеристиками не позволяет принять простую модель «двухкомпонентного»
смешения. На диаграммах, демонстрирующих соотношение изотопного состава Nd с уровнем содержаний HFSE и РЗЭ и степенью их дифференцированности (определяемой по величине La/Sc отношения [Taylor, McLennan, 1985]),
фиксируется два тренда (прил. 7), первый из которых маркирует примесь более древнего корового материала, в то время как второй отражает процессы
дифференциации ювенильной коры в раннекаледонских блоках. Таким образом, позднекаледонская кора Горного Алтая имеет «гибридную» природу и содержит значительную долю рециклированного корового компонента [Крук и др., 2010, 2015].
Глава 5. Гранитоидный магматизм Горного Алтая
Результаты предшествующих геолого-геохронологических исследований [Шокальский и др., 2000; Владимиров и др., 2001; Руднев и др., 2001;
Гусев и др., 2012], дополненные новыми данными, свидетельствуют о принадлежности гранитоидов Горного Алтая к трем крупным мегаритмам: позднекембрийскому (512–495 млн лет), девон-каменноугольному (410–362 млн лет) и
позднепалеозойскому-раннемезозойскому (340–190 млн лет; рис. 2). Пространственное распределение гранитоидных интрузий Горного Алтая показано в
прил. 8, краткая характеристика интрузивных комплексов приведена в табл. 2.
Формирование позднекембрийских гранитоидов было связано с аккреционно-коллизионными процессами. Их массивы немногочисленны. Они
приурочены к раннекаледонским палеоокеаническим и палеоостроводужным
блокам (прил. 8) и представлены низкощелочными, низкокалиевыми тоналитами и трондьемитами. Редкоэлементный состав позднекембрийских гранитоидов характеризуется крайне низкими содержаниями калия, LILE, HFSE и
РЗЭ (прил. 9), что указывает на их принадлежность к гранитоидам M-типа.
Породы характеризуются высокими значениями εNd(t) (+6 и выше).
В рамках девон-раннекаменноугольного мегаритма выделяется четыре
рубежа гранитоидного магматизма (раннедевонский, среднедевонский, франский и фаменский, см. рис. 2), различающихся закономерностями размещения магматических ареалов и набором геохимических типов гранитоидов
[Kruk et al., 2011]. Раннедевонский импульс гранитоидного магматизма при22
урочен к формированию в АССО «рифтовой провинции» [Ярмолюк и др. 2000;
Бабин и др., 2004; Воронцов и др., 2008, 2013], среднедевонские гранитоиды
образованы в обстановке активной континентальной окраины (АКО) Андского типа, франский рубеж магматизма маркирует инверсию режима АКО
с субдукционного на трансформный, а внедрение крупных батолитов фаменских гранитоидов происходило в обстановке трансформной континентальной
окраины [Владимиров и др., 2003; Kruk et al., 2011].
Рис. 2. Сводная гистограмма распределения U-Pb (1) и Ar-Ar (2) изотопных возрастов для гранитоидов Горного Алтая (использованы данные [Шокальский и др., 2000;
Владимиров и др., 2001; Анникова и др., 2006; Kruk et al., 2011; Гусев и др., 2012] и неопубликованные авторские материалы).
Интрузии раннедевонских гранитоидов приурочены к обрамлению
крупных сдвиговых зон, локализуясь как в островодужных блоках раннекаледонской консолидации, так и в метаморфических террейнах (прил. 8). Они
сложены известково-щелочными гранитоидами I-типа, однако спорадически
в составе магматических серий проявляются монцодиориты и граносиениты,
обогащенные HFSE и тяготеющие к породам A-типа (прил. 10). Изотопный
состав неодима варьирует значительно шире, чем в позднекембрийских тоналитах и трондьемитах: значения εNd(t) колеблются от +3.8…+4.1 для пород,
локализованных в островодужных блоках до +1.7…+4.1 в гранитоидах метаморфических террейнов.
Среднедевонские гранитоиды редки: они тесно ассоциируют с синхронными вулканитами «надсубдукционного» генезиса и представлены в разной
23
Таблица 2
Краткая характеристика гранитоидных комплексов Горного Алтая
Комплекс
Мештуерыкский
Джегантерекский
Саракокшинский
Барангольский
Каракудюрский
Катандинский
Тургундинский
Югалинский
Турочакский
Топольнинский
Кызылташский
Майорский
Вмещающие
террейны
Преобладающие
Породы
Раннепалеозойские
Балхашский
Пироксениты, габбро,
(ОД)
плагиограниты
Балхашский
Габбро, диориты, тона(ОД)
литы, трондьемиты
УйменоГаббро, тоналиты, тронЛебедской (ОД)
дьемиты
БийскоГаббро, диориты, тоналиКатунский (ОК) ты, гранодиориты, граниты
Раннедевонские
Габбро, диориты, граноТелецкий (М)
диориты, граниты
Теректинский
Габбро, гранодиориты,
(М)
граниты
Габбро, монцодиориты,
Теректинский
тоналиты, гранодиори(М)
ты, граниты
Уймено-ЛеГаббро, диориты, тоналибедской (ОД)
ты, гранодиориты, граниты
Уймено-ЛеГраносиениты, гранитбедской (ОД)
лейкограниты
Среднедевонские
Габбро, диориты, граноАнуйскодиориты, граниты, лейЧуйский (Т)
кограниты
Уймено-ЛеГранит-лейкограниты
бедской (ОД)
Франские
Чарышско-ИнсГранит-лейкограниты
кой, Талицкий (Т)
Бийско-КатунГаббро, диориты, граноский (ОК)
диориты, граниты
Киндерлинский
ЕлиновскоАнуйскобутачихинЧуйский (Т)
ский
Гранит-лейкограниты,
24
Геох. Возраст
тип млн лет
εNd(t)
T(Nd)DM-2
M
Є1(?)
+7.6
M
509+10
+6.9
M
512+6
M
+6.7
0.7
+6.8…+6.
3
496+5
0.69-0.73
I
406+2
I
404+7
A, I
410+7
I
406+4
399+2
A, I
390+7
I
I
+2.3
0.98
+4.1
0.82
+3.8
0.84
398+2 +5.5…+4.
397+5
1
399+5 0.7-0.82
+5.0
D2
0.74
A
381+4
I
384+4
I, A
+3.5
0.88
+1.7
1.02
+4.5
0.7
+3.4
0.87
377+5 +4.1…+1.5
373+11 0.8-1.01
Комплекс
Вмещающие
террейны
Преобладающие
Породы
Фаменские
Геох. Возраст
тип млн лет
Чарышско-Инской, Талицкий,
Габбро, диориты, тонаУсть-белов- Ануйско-Чуйслиты, гранодиориты, меI
ский
кий (Т); Маралиланограниты
хинский, Засурьинский (АК)
Чарышско-Инской, Талицкий,
Боровлян- Холзунско-Чуй- Гранодиориты, граниты,
S
ский
ский (Т); Маралейкограниты
лихинский, Засурьинский (АК)
Рахманов- ХолзунскоГаббро, диориты, граноI-S
ский
Чуйский (Т);
диориты, граниты
КубадринГранодиориты, гранитТелецкий (М)
I-S
ский
лейкограниты
Позднепалеозойские-раннемезозойские
Монцогаббро, монцоХарловский Талицкий (Т)
A
диориты, граносиениты
ШебеликАнуйскоГранит-лейкограниты
A
ский
Чуйский (Т)
Габбро, сиениты, граноКаимской
Айский
сиениты, граниты, лейI-A
аллохтон
кограниты
БелокуриКаимской алл.,
Гранит-лейкограниты
RM
хинский
Талицкий (Т)
Синюшен- Чарышско-ИнсГранит-лейкограниты
RM
ский
кой (Т)
Монцогаббро, монцониТеранжикКурайский (М)
ты, монцодиориты, граA
ский
носиениты, граниты
ТархатинХолзунскоСиениты, монцодиоA
ский
Чуйский (Т)
риты, граносиениты
ЧиндагаХолзунскотуйско-КалГранит-лейкограниты
RM
Чуйский (Т)
гутинский
εNd(Т)
364-371 +2.9…-0.1
374+3
0.9-1.19
362-369
375+1
375+11
373+7
+2.6…0
0.92-1.1
-2.0…-1.7
1.29-1.33
+3.4
0.86
330-334
306+5
247+5
232+5
248+1
247-249
247+3
254-246
212-190
Примечание: Вмещающие террейны: ОК – океанические, ОД – островодужные, Т –
турбидитовых бассейнов, АК –аккреционных клиньев, М – метаморфические.
RM – редкометалльные гранитоиды, продуктивные в отношении W, Mo, Li, Be, Ta.
В колонке «возраст» прямым шрифтом – датировки, полученные U-Pb методом по
цирконам, курсивом – полученные Ar-Ar методом по слюдам и амфиболам.
25
степени дифференцированными гранитоидами I-типа (прил. 11) с высокими
(+4.1…+5.5) значениями εNd(t).
Франские гранитоиды, распространенные почти на всей территории
Горного Алтая (см. прил. 8) характеризуются резкой неоднородностью вещественного состава: наряду с известково-щелочными гранодиоритами и гранитами I-типа в отдельных массивах (Майорский, Елиновский, ОрешенскоАскатинский) широко распространены умеренно-щелочные и щелочные (рибекитовые) гранит-лейкограниты, обогащенные HFSE и РЗЭ, относящиеся к
A-типу (прил. 12). Изотопные характеристики франских гранитоидов варьируют достаточно широко (εNd(t) = +1.5…+4.5), причем наиболее радиогенный
состав Nd присущ щелочным разностям.Для фаменского рубежа характерны
максимальные масштабы гранитоидного магматизма, приуроченность крупных интрузий к турбидитовым палеобассейнам (см. прил. 8), субсинхронное
проявление гранитоидов I и S-типов (прил. 13). Изотопный состав Nd в фаменских гранитоидах широко варьирует (εNd(t) = -2.2…+3.4), обнаруживая
строгую корреляцию с изотопными характеристиками пород верхней коры.
Позднепалеозойские-раннемезозойские гранитоиды имеют, главным образом, внутриплитную природу и синхронны с эпизодами эндогенной активности, обусловленной воздействием мантийных плюмов (C3-P1, P2-T1). Ареалы их распространения дисконформны по отношению к более древним геологическим структурам (см. прил. 8), а среди магматитов преобладают либо
породы, тяготеющие по геохимическим особенностям к гранитоидам A-типа,
либо разности повышенной редкометалльности [Владимиров и др., 1998;
Шокальский и др., 2000; Анникова и др. 2006; Крупчатников и др., 2015].
Таким образом, ранне-среднепалеозойские гранитоиды (за исключением
пород A-типа) являются индикаторами процессов эволюции континентальной коры региона, в то время как позднепалеозойские-раннемезозойские отражают реакцию уже сформированной коры континентального типа на мантийную активность во внутриконтинентальных условиях. В отношении ранне- и среднепалеозойских гранитоидов необходимо подчеркнуть, что каждый
из выделенных рубежей помимо специфики их геологической позиции характеризуется специфическим набором петрогеохимических типов гранитоидов с последовательной сменой высококальциевых низкокалиевых тоналиттрондьемитов M-типа, резко обедненных LILE, HFSE и РЗЭ, умеренно- и высококалиевыми гранитоидами I-типа, а затем (по мере смещения магматических ареалов в турбидитовые палеобассейны) – гранодиоритов и гранитов
S-типа. Эта последовательность нарушается внедрением гранитоидов A-типа,
приуроченных к двум возрастным рубежам (раннедевонскому и франскому),
обладающих повышенными содержаниями HFSE и РЗЭ, имеющими более
радиогенный состав неодима.
26
Глава 6. Источники гранитоидов и эволюция
континентальной коры Горного Алтая
Неоднородность первичной коры Горного Алтая, сформированной в
процессе ранне- и позднекаледонских эпох тектогенеза, находит свое отражение в различиях масштабов, наборе петрохимических типов, геохимических и изотопных характеристик гранитоидов, локализованных в блоках разной природы. Так, блоки с корой океанического типа характеризуются крайне малым распространением гранитоидов. Здесь резко преобладают разности
M-типа, лишь единичные массивы позднедевонского возраста сложены известково-щелочными (I-тип) породами. Изотопный состав Nd в тоналитах и
трондьемитах (εNd(t)= +6 и выше) соответствует изотопным характеристикам
базальтов вмещающих геоблоков. Террейны островодужного типа характеризуются несколько большими масштабами гранитоидного магматизма и
разнообразием его петрогеохимических типов. Позднекембрийские гранитоиды, маркирующие начальные стадии преобразования первичной коры,
представлены тоналитами и трондьемитами M-типа, близкими к гранитоидам
«океанических» блоков. Среди девонских образований преобладают умеренно- и высококалиевые гранодиориты и граниты I-типа, обогащенные относительно раннепалеозойских M-гранитов несовместимыми элементами. Турбидитовые палеобассейны отличаются максимальными объемами гранитоидов.
В среднем девоне здесь проявились гранитоиды I-типа, а фаменский магматизм был представлен субсинхронными породами I- и S-типов.
Редкоэлементный состав ранне- и среднепалеозойских гранитоидов нормальной щелочности, локализованных в блоках разной природы, также обнаруживает закономерные вариации: минимальные концентрации LILE, HFSE
и РЗЭ характерны для пород массивов, локализованных в палеоокеанических
блоках, максимальные наблюдаются в гранитоидах турбидитовых палеобассейнов.
Сопоставление редкоэлементных характеристик разновозрастных (от кембрия до позднего девона) гранитоидов, локализованных в раннекаледонских
блоках Горного Алтая показывает, что с омоложением геологического возраста
в гранитоидах возрастают концентрации LILE, HFSE и РЗЭ, причем среднепозднедевонские гранитоиды по уровню накопления близки к I-гранитам, локализованным в турбидитовых палеобассейнах. В то же время изотопный состав неодима в ранне- и среднепалеозойских гранитоидах океанических и островодужных блоков существенно не меняется: модельный возраст во всех случаях составляет 0.7–0.8 млрд лет (табл. 3, прил. 14). В фаменских гранитоидах
турбидитовых палеобассейнов изотопный состав неодима обнаруживает тесную связь с осадочными породами верхней коры: в гранитоидах АнуйскоЧуйского террейна εNd(t) ≈ +3, T(Nd)DM-2 = 0.9 млрд лет; в породах ЧарышскоТалицкой группы блоков εNd(t) = -0.6…+1.1, T(Nd)DM-2 = 1.05-1.15 млрд лет;
27
Таблица 3.
Вариации изотопного состава неодима в гранитоидах,
локализованных в блоках разной природы
Изотопные характеристики
Террейны
Гранитоиды
Породы коры
T(Nd)DM, млрд лет
возраст
тип
εNd(t)/T(Nd)DM-2, млрд лет
Палеоокеанические
Катунский
εNd (540) =
+1…+6.3
Є3
M
+6.3…+6.8 / 0.68–0.73
D3 fr
I
+3.4 / 0.87
Є3
M
+6.7 / 0.7
D1
I
+3.5…+4.1 / 0.82–0.83
D2
I
+5 / 0.74
Є3
M
+5.8…+6.9 / 0.67–0.77
Островодужные
Сарысазский
Балхашский
0.7–0.8
0.7–0.8
Турбидитовых бассейнов
АнуйскоЧуйский
0.8–0.9
ЧарышскоТалицкий
1.1–1.3
ХолзунскоЧуйский
1.4–1.6
D2
I
+4.1…+5.5 / 0.7–0.81
D3 fr
I
+4.1 / 0.8
D3 fm
I
+2,8 / 0.91
D3 fm
I
-0.6…+1.1 / 1.05–1.2
S
0…+1.1 / 1.05–1.15
IS
-2.2…-1.7 / 1.28–1.33
D1
I
+1.7 / 1.0
D1
I
+3.5 / 0.87
D3 fm
IS
+3.4 / 0.86
D3 fm
Метаморфические
Уймонский
Телецкий
1.1-1.3
0.8-0.9
Примечание. Из рассмотрения исключены гранитоиды A-типа, а также интрузивы,
локализованные в непосредственном обрамлении зон долгоживущих глубинных разломов (где возможно тектоническое совмещение субстратов разных блоков).
28
в Холзунско-Чуйском террейне εNd(t) составляет -2.2…-1.7, T(Nd)DM-2=1.29-1.33
млрд лет (прил. 14).
Изотопный состав Nd в гранитоидах A-типа не обнаруживает связи с
изотопными характеристиками вмещающих террейнов. Как правило, Aграниты имеют максимальные (среди пород рассматриваемых возрастных
рубежей) значения εNd(t) и минимальный модельный возраст.Обобщая приведенные данные, необходимо отметить, что связь редкоэлементных и изотопных характеристик гранитоидов (исключая породы A-типа) с природой и составом коры вмещающих их террейнов имеет достаточно сложный характер.
С одной стороны, для каждого типа коровых блоков характерен определенный набор петрогеохимических типов гранитоидов, а уровень содержаний
LILE, HFSE и РЗЭ, также как и изотопный состав неодима, в целом коррелируют с аналогичными характеристиками пород вмещающих террейнов. С
другой стороны, для блоков с многократным проявлением гранитоидного
магматизма фиксируется последовательная смена петрогеохимических типов
гранитоидов с возрастанием содержаний несовместимых элементов при сохранении относительно стабильных изотопных характеристик пород. Суммарно эти две тенденции отражают решающий вклад вещества коры в генерацию гранитоидных магм и эволюцию состава магмогенерирующих субстратов во времени.
Для того чтобы реконструировать возможные источники первичных
расплавов ранне- и среднепалеозойских гранитоидов Горного Алтая была
проведена серия модельных оценок редкоэлементного состава анатектических выплавок, которые могли бы сформироваться при плавлении субстратов, соответствующих главным типам пород первичной коры Горного Алтая.
В качестве исходных субстратов были приняты: для палеоокеанических блоков - N-MORB и средний состав венд-раннекембрийских океанических базальтов Горного Алтая; для островодужных террейнов – усредненные составы раннекембрийских островодужных базальтов и осадочных пород Горного Алтая; для турбидитовых террейнов – средний состав осадочных пород
чарышской свиты и составы базальтов засурьинской серии.
В качестве основы при моделировании (для определения степеней плавления и количественного состава реститовых парагенезисов) были использованы результаты экспериментальных работ по плавлению пород, петрохимический состав которых в максимальной степени отвечал выбранным модельным источникам. Модельные составы и условия моделирования приведены в
табл. 4. Модельные оценки проводились для условий порционного плавления
с использованием уравнения CL/C0 = 1/(D+F(1-D)), где CL и C0 – содержания
элемента в выплавке и исходном субстрате соответственно, F – степень плавления, D – суммарный коэффициент распределения соответствующего элемента между минералами и расплавом, рассчитанный для реститового пара29
генезиса. В ходе моделирования оценивались содержания в модельных выплавках крупноионных литофильных (Rb, Sr, Ba), ряда высокозарядных элементов, не образующих собственных минеральных фаз (Nb, Hf, Y), Th и ряда
РЗЭ (La, Ce, Sm, Eu, Gd, Yb, Lu).
Сопоставление результатов модельных оценок с составами реальных
гранитоидов, проведенное с учетом данных по изотопному составу Nd, позволило установить источники расплавов главных типов раннесреднепалеозойских гранитоидов Горного Алтая.
Таблица 4.
Граничные условия модельных оценок
Экспериментальные
составы
Источник
Условия
Метабазальты
Beard, Lofgren, 1991;
Rapp, Watson, 1995
P = 6.9 кбар,
T = 900-1000 оС,
F = 12-16 %
P= 8 кбар,
T= 1000-1025оС,
F= 18-20%
(+H2O)
SQA (синтетиМетабазальты
ческий кварцевый амфиболит)
Patino Douce, Beard, Lofgren,
Beard,
1991; Rapp, Wat1995
son, 1995
P = 5-7 кбар,
P = 6.9 кбар,
T = 925-950 оС, T = 900-1000 оС,
F = 12-23 %;
F = 12-16 %
P = 8 кбар,
P = 10 кбар,
T = 1000-1025 оС,
о
T = 950-1025 С,
F= 18-20 %
F= 18-31 %
(+H2O)
Песчаники и алевролиты
чарышской свиты (среднее)
Базальты засурьинской серии
(низкотитанистый базальт,
среднее по низко- и умереннотитанстым базальтам)
Островодужные осадки
(среднее по породам
Садринского и сарысазского
ареалов)
Островодужные базальты
(среднее по породам Садринского и Сарысазского ареалов)
Средний состав океанических
базальтов Горного Алтая
N-MORB
Составы
Типы коры Океаническая Островодужных террейнов Турбидитовых палеобассейнов
PE-1 (кордиерито-вый
гнейс)
Koester et al.,
2002
P = 5 кбар,
T = 800-900 оС,
F= 32-57 %
P = 10 кбар,
T = 800-900 оС,
F = 10-32 %
(+H2O)
Примечание: F – степень плавления; (+H2O) – плавление в присутствии воды
30
Кембрийские плагиогранитоиды M-типа, проявленные в океанических и
островодужных блоках, соответствуют низкоглиноземистым тоналитам и
трондьемитам M-типа, формирование которых традиционно связывается с
плавлением субстратов метабазальтового состава. По редкоэлементным характеристикам наименее дифференцированные тоналиты и трондьемиты соответствуют составам модельных выплавок из океанических базальтов Горного Алтая (при P = 8 кбар в присутствии воды) либо обнаруживают значительную примесь в источнике базальтов надсубдукционного генезиса (прил.
15 а). Изотопный состав неодима в позднекембрийских гранитоидах соответствует таковому в базальтах океанических и островодужных террейнов
(прил. 16).
Девонские I-гранитоиды раннекаледонских террейнов характеризуются
повышенными, в сравнении с кембрийскими гранитоидами M-типа, концентрациями калия, HFSE и РЗЭ. На классификационных петрохимических диаграммах их фигуративные точки тяготеют к полям составов анатектических
выплавок из кварцевых амфиболитов и метатоналитов, а наиболее дифференцированных разностей – к полям выплавок из метапелитов. В сравнении с
модельными выплавками из раннекембрийских островодужных базальтов и
осадочных пород девонские I-граниты островодужных террейнов Горного
Алтая обладают слабо повышенными содержаниями РЗЭ цериевой группы,
обогащены Rb и Th, имеют более низкие концентрации Sr и Ba. Таким образом, источник девонских I-гранитов был обогащен относительно пород островодужной коры некогерентными элементами. В то же время модельные Nd
возраста T(Nd)DM-2 девонских I-гранитов не отличаются от модельных возрастов T(Nd)DM островодужных осадочных пород и лишь незначительно превышают модельные возрасты T(Nd)DM-2 кембрийских М-гранитов. Таким образом, есть все основания считать, что источником девонских I-гранитов в
раннекаледонских блоках являлся новообразованный коровый источник, обогащенный несовместимыми элементами и имеющий «среднекоровое»
147
Sm/144Nd ≈ 0.12 (прил. 16). Учитывая особенности геологической истории
региона вероятно, что дифференциация коры раннекаледонских блоков была
обусловлена кембро–ордовикскими аккреционно-коллизионными событиями, сопровождавшимися метаморфизмом, анатексисом и формированием
гранитоидов.
Плюмазитовые граниты турбидитовых бассейнов принадлежат к гранитоидам S-типа, по: [Chappel, White, 1974], происхождение которых традиционно связывается с плавлением метаосадочных пород верхней коры. На
петрохимических диаграммах фигуративные точки наименее дифференцированных S-гранитов тяготеют к полям составов выплавок из метапелитов,
а редкоэлементный состав наиболее»обогащенных» разностей почти идентичен составу модельных выплавок из кембро-ордовикских турбидитов при
31
P = 5 кбар (прил. 15, б). Изотопный состав Nd в S-гранитах соответствует таковому в кембро-ордовикских турбидитах вмещающих террейнов, либо несколько отклоняется в область более радиогенных составов (до εNd(t) = +1
в гранитах Абинского массива и εNd(t) = +2 – в гранодиоритах Чарышского).
Синхронное с повышением εNd(t) понижение Ce/Nb отношения в гранитоидах
позволяет утверждать, что наблюдаемые вариации связаны с вовлечением в
плавление в незначительных объемах пород метабазитового основания турбидитовых бассейнов (океанических базальтов) (прил. 17). Таким образом,
формирование позднедевонских S-гранитов Горного Алтая было связано
преимущественно с частичным плавлением кембро-ордовикских турбидитов.
Наиболее сложным вопросом является формирование в турбидитовых
бассейнах известково-щелочных (I-типа) гранитоидов, крупные массивы которых известны практически во всех позднекаледонских блоках Горного Алтая.
Происхождение подобных пород традиционно связывается либо с эволюцией
известково-щелочных базитовых магм, либо с анатексисом метавулканических
пород среднего состава. В турбидитовых бассейнах, верхний слой которых
представлен пересыщенными глиноземом осадками, а нижний – океаническими базальтами, метавулканических пород среднего состава, способных при
частичном плавлении продуцировать магмы гранитоидов I-типа, изначально
просто нет. Возможность формирования больших объемов гранитоидов за счет
мантийных расплавов маловероятна (см. гл. 1); кроме того, ей противоречит
строгая корреляция изотопного состава Nd гранитоидов и пород верхней коры.
В то же время результаты модельных геохимических оценок (прил. 15 а) свидетельствуют о том, что расплавы гранитоидов I-типа с наблюдаемыми геохимическими характеристиками не могли быть генерированы при частичном
плавлении турбидитов, базальтов океанического основания турбидитовых бассейнов, либо их смеси. На это указывает, также, наличие в составе магматических серий тоналитов, обладающих сходными с гранодиоритами геохимическими характеристиками (включая Ce/Nb ≈ 2,7), но имеющих более радиогенный состав неодима: εNd (370) = +2.9, по сравнению с εNd(370) ≈ 0 в гранодиоритах, габброидах и кембро–ордовикских турбидитах.
Рассматривая возможную природу источника тоналитовых магм необходимо учитывать что он должен, во-первых, иметь существенно метабазитовый состав, во-вторых - быть обогащен радиогенным неодимом в сравнении с
позднедевонскими мантийными расплавами и породами верхней коры и, втретьих, иметь «надсубдукционные» геохимические характеристики.
Напомним, что в среднем девоне на территории Горного Алтая существовала активная континентальная окраина, обусловленная погружением литосферы Объ-Зайсанского океанического бассейна под край Сибирского континента. Специфика этой окраины состояла в том, что краевая часть блока,
под который шла субдукция (собственно территория Западного Алтая) пред32
ставляла собой к этому моменту деформированный турбидитовый мегабассейн, не имевший коры континентального типа. Возможно, именно по этой
причине среднедевонские вулканические ассоциации характеризуются обилием базальтоидов (их доля в разрезах достигает 35 – 40 %) при резком преобладании андезибазальтов, что указывает на масштабное развитие процессов кристаллизационной дифференциации базальтовых магм и предполагает
наличие в нижней коре крупных промежуточных очагов, сложенных кумулусными габброидами. Геохимические и изотопные особенности базальтоидов полностью соответствуют таковым, предполагаемым для субстрата тоналитов: они относительно обогащены крупноинными литофильными компонентами и обеднены высокозарядными (Ti, Nb, Ta), а значения εNd(t) в них
варьируют от +2 до +4. Соответствующие геохимические и изотопные характеристики должны быть присущи и кумулятивным габброидам, которые, с
точки зрения автора, и являлись субстратом, продуцировавшим при частичном плавлении тоналитовые магмы (прил. 17).
Гранодиориты, слагающие основной объем интрузий, характеризуются
значительными вариациями минерального и вещественного состава. Даже в
пределах одного интрузивного тела количественные соотношения биотита и
амфибола в породах резко варьируют. Для вещественного состава характерно
непостоянство соотношений щелочей, глинозема и кальция: индекс Шенда
колеблется от 0.85 до 1.05, причем в ряде случаев породы, содержащие модальный амфибол по химизму пересыщены глиноземом. Изотопный состав
Nd в гранодиоритах идентичен таковому в осадочных породах верхней коры
(см. табл. 3). Эти данные позволяют считать, что формирование гранодиоритов явилось следствием взаимодействия тоналитовых магм с породами верхней коры. В какой именно форме происходило это взаимодействие, установить на основе имеющегося фактического материала невозможно. Принципиальным в данном случае является активное участие в процессах гранитообразования новообразованного (в результате андерплейтинга) вещества
нижней коры. В пользу реализации этого механизма свидетельствуют, также,
результаты изотопного исследования цирконов в гранитоидах Кадринского
массива (Яломанский ареал усть-беловского комплекса) [Cai et al., 2014].
Кроме позднедевонских цирконов с отрицательными значениями εHf(t) в гранитоидах были обнаружены цирконы ранне-среднедевонского (410-395 млн лет)
возраста с εHf(t) = +4.9…+5.8.
Отметим, что формирование новообразованной нижней коры в результате андерплейтинга на активных окраинах континентов показано на
примере Охотско-Чукотского вулканического пояса [Акинин, 2000, 2005;
Акинин и др., 2003, 2013], а активное участие этой новообразованной коры в
формировании широкого спектра гранитоидов – на примере палеозойских
интрузий Урала [Ферштатер и др., 2001, 2002, 2003; Ферштатер, 2013].
33
Гранитоиды A-типа в Горном Алтае приурочены к двум возрастным рубежам: раннедевонскому (410–400 млн лет) и позднедевонскому (384–380 млн лет).
Наиболее ярко магматизм с «внутриплитными» характеристиками проявлен
на франском этапе. Интрузии умеренно-щелочных и щелочных гранитоидов
локализованы, преимущественно, в турбидитовых бассейнах, однако отдельные массивы, сложенные породами, в той или иной степени обогащенными
высокозарядными и редкоземельными элементами, встречаются и в блоках
другой природы. При этом изотопный состав Nd щелочных гранитоидах не
обнаруживает какой-либо связи с составом коры вмещающих террейнов.
Франские гранитоиды A-типа в Горном Алтае сопровождаются щелочными
бимодальными вулканическими сериями, в которых основные породы представлены базальтами с геохимическими характеристиками OIB и εNd(t) = > 8, кислые
разности резко обогащены высокозарядными и редкоземельными элементами
и имеют εNd(t) ≈ +6.5. В целом формирование франских гранитоидов майорского и елиновско-бутачихинского комплексов (включая породы A- и I-типов)
может рассматриваться как результат взаимодействия в разных масштабах
щелочно-риолитовых магм (дифференциатов мантийных расплавов) с выплавками из пород коры.
Проведенные оценки вероятных источников и механизмов формирования гранитоидов различных геохимических типов, проявленных на отдельных рубежах ранне-среднепалеозойской геологической истории Горного Алтая и приуроченных к блокам различной природы, дают возможность проследить общие тенденции эволюции континентальной коры региона и оценить роль гранитоидного магматизма в этом процессе.
В процессе вендских – раннепалеозойских геологических событий на
территории Горного Алтая были сформированы три группы геоблоков (террейнов) с корой различного типа: а) палеоокеанические блоки с корой базитового состава; б) островодужные блоки, состав коры которых отвечал низкокалиевым андезибазальтам и в) фрагменты турбидитовых палеобассейнов,
основание которых было сложено океаническими базальтами (MORB, OIB), а
осадочное наполнение представлено толщами турбидитов андезидацитового
состава. Кора блоков первых двух типов, сформированных на венд–
раннекембрийском (раннекаледонском) этапе геологической истории региона, была полностью ювенильной. В образовании позднекаледонских осадочных толщ принимал участие рециклированный материл, сформированный в
раннекаледонских блоках в ходе кембро–ордовикских аккреционноколлизионных событий, а также более зрелый континентальный материал,
снесенный в кембро–ордовикские турбидитовые бассейны из-за пределов региона. Как следствие, усредненный состав позднекаледонской коры приближался к андезитовому.
34
Процессы внутрикорового плавления, дифференциации и формирования
коры континентального типа в раннекаледонских блоках начались в раннем
кембрии. Изначально они происходили только в островодужных террейнах
(формирование кислых вулканитов), а в позднем кембрии охватили и блоки
океанической литосферы (например – образование гранитоидов барангольского комплекса в Бийско-Катунском терерйне). Субстратами формировавшихся на этом этапе кислых магм служили исключительно метабазальты. В
ходе этих процессов в раннекаледонских блоках была сформирована кора андезибазальтового или андезитового состава, обогащенная в сравнении с первичными вулканическими и осадочными породами калием и несовместимыми элементами. Свидетельством образования такого источника является генерация в островодужных блоках в раннем девоне известково-щелочных гранитоидов, обогащенных калием, крупноионными, высокозарядными и редкоземельными элементами относительно кембрийских M-гранитов, но имеющих существенно Na специализацию щелочей и обедненных несовместимыми элементами относительно типичных гранитоидов I-типа (югалинский
комплекс). В среднем-позднем девоне в островодужных блоках фиксируется
появление калинатровых и калиевых I-гранитов, маркирующее формирование коры континентального типа.
В блоках позднекаледонской консолидации (турбидитовых палеобассейнах) процессы внутрикоровой дифференциации начались в среднем девоне
(формирование кислых членов вулканических серий АКО) и достигли максимума в фамене с формированием крупных гранитоидных батолитов (УстьБеловский, Талицкий, Яломанский, Рахмановский), объем пород которых
значительно больше, чем всех предшествующих гранитоидов Горного Алтая
вместе взятых. Генерация больших объемов гранитоидных магм была связана, с одной стороны, с подъемом очагов гранитообразования в верхнюю кору
(плавление кембро–ордовикских турбидитов и формирование S-гранитов), а с
другой – с активным вовлечением в процессы магмогенерации новообразованной нижней коры, сформированной, вероятнее всего, в результате андеплейтинга базитового материала в среднем (а возможно – и в раннем) девоне.
Резкое преобладание среди фаменских гранитоидов калиевых пород нормальной щелочности свидетельствует, что на этом этапе в позднекаледонских блоках Горного Алтая была образована кора континентального типа.
Поскольку первичная кора турбидитовых бассейнов была более «зрелой»
(обогащенной калием и некогерентными элементами) в сравнении с первичной корой островодужных и, тем более, океанических террейнов, для преобразования ее в континентальную потребовалось существенно меньшее число
эндогенных событий (циклов внутрикорового фракционирования) и, соответственно, меньшее время.
35
Таким образом, континентальная кора в разновозрастных блоках
Горного Алтая (раннекаледонских островодужных и позднекаледонских
турбидитовых бассейнах) сформировалась практически одновременно: в
среднем–позднем девоне [Крук, 2015]. В раннекаледонских террейнах ее
формирование было следствием многократного рециклирования первичной ювенильной коры базитового состава, а в позднекаледонских –
произошло вследствие одного цикла внутрикорового фракционирования
«гибридной» (содержащей значительный процент рециклированного
компонента) андезитовой коры.
Заключение
Проведенные исследования позволили проследить весь процесс формирования континентальной коры Горного Алтая. Установлено наличие четкой
взаимосвязи между источниками и механизмами формирования первичной
коры, закономерностями ее эволюции и особенностями состава гранитоидов,
маркирующих главные стадии внутрикоровой дифференциации.
На примере ранне- и позднекаледонских структур Горного Алтая показано, что различие в источниках вещества и механизмах формирования первичной коры (в первую очередь - различие в соотношении ювенильного и рециклированного компонентов) приводят к формированию блоков коры различного состава (и структуры). Дальнейшие процессы их эволюции, приводящие к формированию коры континентального типа, в значительной мере
определяются спецификой вещественного состава субстратов первичной коры. Этот фактор оказывает решающее влияние на специфику вещественного
состава гранитоидов, проявленных в пределах рассматриваемых блоков.
Проявления гранитоидного магматизма маркируют главные стадии преобразования первичной коры (внутрикоровой дифференциации) и фиксируют
изменение состава коры во времени: типичная для раннекаледонских террейнов Горного Алтая эволюция гранитоидов от низкокалиевых тоналитов и
трондьемитов M-типа до умеренно- и высококалиевых гранитоидов I-типа с
прогрессирующим обогащением пород несовместимыми элементами отражает постепенное обособление «верхнекорового» источника, обогащенного
кремнеземом, калием, крупноионными литофильными, высокозарядными и
редкоземельными элементами. Такой характер эволюции гранитоидного
магматизма в целом закономерен и может нарушаться вследствие двух главных причин: 1) проявления гранитоидов A-типа, маркирующих воздействие
на литосферу «аномальных» мантийных источников и 2) вовлечениием в
процессы гранитогенеза новообразованных нижнекоровых источников (в первую очередь – сформированных в результате андерплейтинга).
Основные выводы данного диссертационного исследования отражены в
защищаемых положениях.
36
Основные публикации по теме диссертации
(статьи в журналах списка ВАК)
1. Титов А.В., Крук Н.Н., Поспелова Л.Н., Журавлев Д.З., Палесский С.В.
Р-Т-условия кристаллизации и происхождение магм Рыбалкинского габбродиорит-тоналитового интрузива (Горный Алтай) // Геология и геофизика. –
1997.– Т. 38, № 12.– С. 1921-1932.
2. Владимиров А.Г., Пономарева А.П., Шокальский С.П., Халилов В.А.,
Костицын Ю.А., Пономарчук В.А., Руднев С.Н., Выставной С.А., Крук Н.Н.,
Титов А.В. Позднепалеозойский–раннемезозойский гранитоидный магматизм Алтая // Геология и геофизика. – 1997. – Т. 38, № 4. – С. 715-729.
3. Крук Н.Н., Титов А.В., Пономарева А.П., Шокальский С.П., Владимиров А.Г., Руднев С.Н. Внутреннее строение и петрология Айской сиенитграносиенит-гранитной серии (Горный Алтай) // Геология и геофизика. –
1998. – Т. 39, № 8, – С. 1072-1084.
4. Крук Н.Н., Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Журавлев Д.З. Sm-Ndизотопная систематика гранитоидов западной части Алтае-Саянской складчатой области // Доклады РАН. – 1999. – Т. 366, № 3. – С. 395-397.
5. Владимиров А.Г., Козлов М.С., Шокальский С.П., Халилов В.А., Руднев С.Н., Крук Н.Н., Выставной С.А., Борисов С.М., Березиков Ю.К., Мецнер А.Н., Бабин Г.А., Мамлин А.Н., Мурзин О.М., Назаров Г.В., Макаров
В.А. Основные возрастные рубежи интрузивного магматизма Кузнецкого
Алатау, Алтая и Калбы (по данным U-Pb изотопного датирования) // Геология
и геофизика. – 2001. – Т. 42, № 8. – С. 1157-1178.
6. Плотников А.В., Титов А.В., Крук Н.Н., Ота Т., Кабашима Т., Хирата
Т. Среднепалеозойский возраст метаморфизма в Южно-Чуйском комплексе
Горного Алтая (результаты Ar-Ar, Rb-Sr и U-Pb изотопного датирования) //
Геология и геофизика. – 2001. – Т. 42, № 9. – С. 1333-1347.
7. Плотников А.В., Крук Н.Н., Владимиров А.Г., Ковач В.П., Журавлев
Д.З., Мороз Е.Н. Sm-Nd-изотопная систематика метаморфических пород западной части Алтае-Саянской складчатой области // Доклады РАН. – 2003. –
Т. 388, № 2. – С. 228-232.
8. Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Руднев С.Н., Хромых С.В. Геодинамика
и гранитоидный магматизм коллизионных орогенов // Геология и геофизика.
– 2003. – Т. 44, № 12. – С. 1321-1338.
9. Руднев С.Н., Владимиров А.Г., Пономарчук В.А., Крук Н.Н., Бабин
Г.А., Борисов С.М. Раннепалеозойские гранитоидные батолиты АлтаеСаянской складчатой области (латерально-временная зональность, источники) // Доклады РАН. – 2004. – Т. 396, № 3. – С. 369-373.
37
10. Крук Н.Н., Владимиров А.Г., Руднев С.Н., Владимиров В.Г., Савиных
Я.В., Левченков О.А., Ковач В.П., Киреев А.Д. Внутреннее строение, геодинамическая позиция и U-Pb изотопный возраст Кубадринского гранитоидного батолита (Горный Алтай) // Геология и геофизика. – 2004. – Т. 45, № 6. – С. 688-702.
11. Добрецов Н.Л., Владимиров А.Г., Крук Н.Н. Пермско-триасовый
магматизм Алтае-Саянской складчатой области как отражение Сибирского
суперплюма // Доклады РАН. – 2005. – Т. 400, № 4. – С. 505-509.
12. Крук Н.Н., Руднев С.Н., Шокальский С.П., Бабин Г.А., Куйбида
М.Л., Лепехина Е.Н., Ковач В.П. Возраст и тектоническая позиция плагиогранитоидов Саракокшинского массива (Горный Алтай) // Литосфера. –
2007. – № 6. – С. 137-146.
13. Крук Н.Н., Бабин Г.А., Крук Е.А., Руднев С.Н., Куйбида М.Л. Петрология вулканических и плутонических пород Уймено-Лебедского ареала,
Горный Алтай // Петрология. – 2008. – Т. 16, № 5. – С. 548-568.
14. Крук Н.Н., Шокальский С.П., Хромых С.В., Николаева И.В. Магматизм ранних стадий коллизии Сибирского и Казахстанского континентов //
Доклады РАН. – 2009. – Т. 428, № 4. – С. 500-504.
15. Крук Н.Н., Владимиров А.Г., Шокальский С.П., Сенников Н.В., Руднев
С.Н., Волкова Н.И., Ковач В.П., Серов П.А. Континентальная кора Горного Алтая: природа и состав протолитов // Геология и геофизика. – 2010. – Т. 51, № 5. –
С. 551-570.
16. Kruk N.N., Rudnev S.N., Vladimirov A.G., Shokalsky S.P., Kovach V.P.,
Serov P.A., Volkova N.I. Early-Middle Paleozoic granitoids in Gorny Altai,
Russia: Implications for continental crust history and magma sources // Journal of
Asian Earth Sciences. – 2011. – Vol. 42, № 5. – P. 928-948.
17. Крук Н.Н., Сенников Н.В. Геологическая позиция, геохимические
особенности и геодинамическая обстановка формирования позднеживетскораннефранских базальтов центральной части Горного Алтая // Доклады РАН.
– 2012. – Т. 446, № 5. – С. 550-555.
18. Крук Н.Н., Волкова Н.И., Куйбида Я.В., Гусев Н.И., Демонтерова
Е.И. Природа метаморфических комплексов Горного Алтая // Литосфера. –
2013. – № 2. – С. 20-44.
19. Крупчатников В.И., Врублевский В.В., Крук Н.Н. Раннемезозойские
лампроиты и монцонитоиды юго-востока Горного Алтая: геохимические и
изотопные характеристики, источники расплавов // Геология и геофизика.–
2015. – Т. 56, № 6. – С.1057-1079.
20. Крук Н.Н. Континентальная кора Горного Алтая: этапы формирования и эволюции, индикаторная роль гранитоидов// Геология и геофизика.–
2015. – Т. 56, № 8. – С.1403-1423.
38
Приложение 1.
Приложение 2.
Геохимические характеристики метаморфических пород Горного Алтая.
Китай
Бл
78
ЧИ
84
ай
Алт
ный
Руд
200
КМ
Кб
ТА
УБ
АЧ
БК
0
-1
0
44
96
90
0.4
200 км
III
в
V
MORB OIT
ЮЧ
13
0.1
Rb
Ba
Th
U
Nb
Ta
K
La
Ce
Sr
Nd
Sm
Zr
Hf
Eu
Ti
Gd
Y
Yb
Lu
MnO*10
P2O5*10
4
3
2
1
6
5
г
комендиты и пантеллериты
БЛ
риолиты
0.1
15
трахиандезиты
андезиты
0.01
1 – четвертичные отложения, 2 -7 – террейны: 2 – океанические (БК-Бийско-Катунский, БР – Баратальский),
3 – островодужные террейны (УЛ-Уймено-Лебедской, БЛ – Балхашский), 4-5 – террейны аккреционных призм:
4- состоящие преимущественно из осадочных пород, 5 – содержащие значительные количества пород океанической литосферы (ТК – Теректинский композитный, МР – Маралихинский, ЗС - Засурьинский), 6 – террейны
турбидитовых бассейнов (ХЧ –Холзунско-Чуйский, АЧ – Ануйско-Чуйский, ТА – Талицкий, ЧИ – ЧарышскоИнской), 7 – метаморфические террейны (ЮЧ – Южно-Чуйский, КР – Курайский, ТЛ - Телецкий). 8 – сшивающие и перекрывающие комплексы с достоверно неизвестным основанием, 9-главные аллохтонные блоки
(КМ – Каменский, УБ – Устюбинский). 10-12 – разломы: 10 – надвиги, 11 – сдвиги (стрелками показано направление смещений), 12 – прочие; 13 – блоки высокометаморфизованных пород, показанные вне масштаба
(Бт – Балтырганский, Ч – Чаустинский, Кб – Кебезеньский, Бк – Белокурихинский, Бш- Барбышский);
14 – положение изученных ареалов венд (?) раннекембрийского океанического (а) и островодужного (б)
вулканизма (ареалы: I – Курайский, II – Катунский, III – Садринский, IV – Балхашский, V - Сарысазский);
15 – государственные границы.
трахиты
дациты и риодациты
андезибазальты
щелочные
базальты
базальты
0.001
0.01
0.1
1
Nb / Y
е
100
10
1
0.1
фонолиты
1
ХЧ
1000
1
U
11
I КР
IV
10
Rb
Ba
Th
10
12
б
V 14
БР
CAB
Саян
ХЧ
9
1000
д
100
ж
100
10
1
0.1
10
Rb
Ba
Th
U
Nb
Ta
K
La
Ce
Sr
Nd
Sm
Zr
Hf
Eu
Ti
Gd
Y
Yb
Lu
АЧ
Бш
8
OIA
дный
ТК
ТЛ
1000
IAT
Zr / TiO2
УЛ
Запа
I
Rb Cs Ba Sr V Cr Ni ZrNbHf Y U Th LaCeNdSmEuGdTbYbLu
1
7
2 3 4 5
6
УЛ
Ч
II
2
3
4
5
6
7
Ч
0
2.0
1.6
TiO2
1
а
0.8
1.2
Lg(SiO2/Al2O3)
1
Y
МР
2
Yb
Lu
48
Казахстан
1
2
3
4
5
6
7
литит
0 глинистый
вакка
сланец
аркоз
K
ЗС
Монголия
La
Ce
Sr
Nd
Sm
Zr
Hf
Eu
Ti
Gd
Россия
Усть-Каменог
орск
3
Nb
Ta
0 10 20 Км
1
б
порода / прим. мантия
52
4
а
Fe-песок
порода / прим. мантия
Км
Lg(Fe2O3/K2O)
84
52
Fe-глинистый
сланец
порода / прим. мантия
2
56
Новосибирск
порода / PAAS
Террейновая схема Горного Алтая
(по Н.А. Берзину [Nocleberg et al., 2002] с изменениями и упрощениями).
1
2
3
4
5
6
а - диаграмма Хиррона для метапелитов; комплексы: 1 – курайский, 2 – южно-чуйский, 3 – белокурихинский,
4 – телецкий, 5 – барбышский, 6 – уймонский, 7 – чаустинский; б - вариации содержаний крупноионных,
переходных, высокозарядных и редкоземельных элементов в метапелитах в сравнении с содержаниями их
в PAAS [Taylor, McLennan, 1985] (условные обозначения те же); в-г – дискриминационные диаграммы для
метабазитов, комплексы: 1 – балтырганский, 2 – уймонский, 3- чаустинский, 4 – курайский, 5 – кебезеньский,
6 - телецкий; д-ж – мультиэлементные диаграммы для метабазальтов, имеющих геохимические характеристики
N-MORB (д), E-MORB и OIB (е), IAT (ж). Условные обозначения те же.
Приложение 3.
Геохимические характеристики венд-раннекембрийских океанических базальтов Горного Алтая.
1
1
1
0.1
0.1
0.1
Y
Nb / Y
Yb
10
г
Rb
Ba
Th
Ta
Nb
La
Ce
Sr
Nd
Sm
Zr
Hf
Ti
Gd
Y
Yb
10
Ti
1
10
Gd
0.1
10
Rb
Ba
Th
Ta
Nb
La
Ce
Sr
Nd
Sm
Zr
Hf
Ti
Gd
Y
Yb
базальты
0.01
100
Zr
базаниты/
нефелищелочные ниты
базальты
100
Hf
андезиты
андезибазальты
100
Ta
трахиты
риодациты/дациты
1000
в
Nb
La
Ce
Sr
Nd
Sm
фонолиты
трахиандезиты
0.01
1000
б
риолиты
0.1
0.001
1000
а
Rb
Ba
Th
комендиты/
пантеллериты
порода / прим. мантия
Zr / TiO2
1
1
2
3
4
5
6
7
а) диаграмма Nb/Y – Zr/TiO2 [Winchester, Floyd, 1977]: 1-3 – Курайский палеосимаунт (1 – базальты океанического основания, 2 – базальты центральной части палеоокеанического острова, 3- породы даек и силлов); 4 – 5 – Катунский палеосимаунт (4 – базальты океанического основания, 5 – базальты центральной части острова). 6-7 – базальты океанического основания раннекембрийских островных дуг (6 – Садринский ареал, 7 – Сарысазский ареал). б-г –
мультиэлементные диаграммы для базальтов Курайского (б) и Катунского (в) палеосимаунтов и океанического основания островных дуг (г). Серые поля – базальты с характеристиками близкими к N-MORB, голубые – E-MORB, розовые –OIB. Черная линия – спектр N-MORB, красная – OIB (по [Rollinson, 1994]).
Приложение 4.
Геохимические характеристики венд (?)- раннекембрийских
островодужных пород Горного Алтая.
2
20
TiO2
25
Al2O3
20
15
10
4
8
CaO
0
1000
12
16
20
0.1
туфы андезитов и эффузивов
различного состава
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
песчаники
10
1
1
0.1
0.1
Садринский ареал
Сарысазский ареал
20
8
4
100
0
50
100
150
сумма РЗЭ, г/т
200
200
0
0
50
100
150
сумма РЗЭ, г/т
200
Ануйско-Чуйский террейн
Чарышско-Талицкая группа блоков
Холзунско-Чуйский террейн
Теректинский террейн
Каимский аллохтон
песчаники островодужных разрезов
0
Балхашский ареал
10
Fe2O3+MgO
12
100
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
10
0
Чарышско-Талицкая группа блоков
песчаники раннекембрийских островодужных разрезов
200
0
1000
100
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
порода/прим. мантия
дациты и риолиты
D
0
20
300
0.1
100
C
0.1
10
Fe2O3+MgO
Ануйско-Чуйский террейн
Холзунско-Чуйский террейн
1
0.1
B
0.2
0
1000
10
2
B
A
A
высокоглиноземистые
высокотитанистые
10
1
C
1
1
100
1000
20
0
100
1
16
10
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
порода/прим. мантия
андезиты
8 MgO 12
100
высокомагнезиальные
бонинитоподобные
1000
4
сумма РЗЭ, г/т
0
0
(La/Yb)N
20
Al2O3/SiO2
16
K2O/Na2O
MgO
12
Rb
B
Tha
Ta
N
Lb
Cea
S
Nr
d
Sm
Zr
H
Tif
G
d
Y
Y
b
8
порода / прим. мантия
4
Zr+Nb+Hf, г/т
Al2O3
0
0.3
D
1
0.5
10
5
2
1.5
15
5
Геохимические характеристики позднекембрийских-раннеордовикских осадочных пород
из разных террейнов Горного Алтая (в сравнении с раннекембрийскими осадками
островодужных разрезов).
базальты
2.5
25
Приложение 5.
0
1
2
La/Sc
3
4
Приложение 6.
Сопоставление геохимических и изотопных характеристик позднекембрийскихранне-ордовикских осадочных пород из разных частей Горного Алтая
и раннекембрийских осадочных пород островодужных разрезов.
238
Графики распределения возрастов Pb/ U детритовых цирконов
из кембро-ордовикских песчаников Холзунско-Чуйского (а)
и Талицкого (б) террейнов.
8
4
4
II
8
а
ENd(T)
число определений
проба 07-23
Холзунско-Чуйский террейн
N=34
[Gusev et al., 2010].
6
II
8
а
4
ENd(T)
206
Приложение 7.
0
0
2
I
I
-4
0
400
800
600
1000
1600
1400
1200
1800 2000
2400
2200
2600
-4
40
2800 3000
возраст, млн лет
80
120
8
200
0
4
8
б
12
проба 8-684
Талицкий террейн
N=40
(неопубликованные данные
Н.Н. Крука и Г.М. Вовны).
8
II
8
4
II
4
ENd(T)
16
12
(La/Yb)N
ENd(T)
число определений
160
сумма РЗЭ, г/т
0
0
I
I
-4
-4
100
200
300
0
1
2
3
La/Sc
Zr+Hf+Nb, г/т
Холзунско-Чуйский террейн
Чарышско-Талицкая группа блоков
Ануйско-Чуйский террейн
Каимский аллохтон
песчаники островодужных разрезов
Теректинский террейн
4
0
0
400
800
600
1000
1600
1400
1200
1800 2000
2400
2200
2600
2800 3000
возраст, млн лет
При построении графиков использованы только значения с дискордантностью менее 10%.
Км
0 10 20 Км
Тренд I (красная стрелка) указывает на привнос древнего корового материала (вероятно из-за пределов
региона), тренд II (синяя стрелка) отражает процессы внутрикорового фракционирования в раннекаледонских блоках Горного Алтая.
Бийско-Барнаульская впадина
Приложение 8.
52
20
40
38
12
37
26
29
41
28
3
4
5
6
8
7
9
11
13
10
1
4
18
3
19
5
14
23
31
39
1
2
12
14
13
16
27
17
+
30 15
1 – четвертичные отложения, 2 – девонские вулканические и вулканогенно-осадочные толщи,
3 – ордовик-силурийские терригенные и терригенно-карбонатные толщи, 4 – позднекембрийско-раннеордовикские осадочные толщи, 5 – венд-раннекембрийские вулканические и вулканогенно-осадочные отложения островныхдуг, 6 – венд-раннекембрийские океанические толщи
(вулканогенные, карбонатные, кремнистые), 7 – метаморфические толщи нерасчлененные.
8-11 – гранитоиды: 8 – позднепалеозойские – раннемезозойские, 9-10 – позднедевонские
(9 – фаменские, 10 – франские), 11 –среднедевонские, 12 - ранне-девонские, 13 - раннепалеозойские; 14 – главные разломы, 15 – гранитоидные интрузивы, описанные или упоминаемые
в работе:1-5 - раннепалеозойские (1- Мештуерыкский, 2 – Джегантерекский, 3 – Саракокшинский, 4 – Барангольский, 5 – Агалыкский); 6-10 – раннедевонские (6- Югалинский, 7 – Турочакский, 8 – Каракудюрский, 9 – Катандинский, 10 – Тургундинский); 11 – 13 – среднедевонские (11 – Цыганский, 12 – Кызылташский, 13 – Топольнинский); 14 – 23 – франские (14 Орешенско-Аскатинский, 15 - Бутачихинский, 16 – Елиновский, 17 - Майорский, 18 – Киндерлинский, 19 – Элекмонарский, 20 – Бирюксинский, 21 – Западно-Яломанский, 22 – Куладинский, 23 – Шебалинский); 24-37 – фаменские (24 - Колыванский, 25 - г. Очаровательной, 26 Усть-Беловский, 27 – Абинский, 28 – Боровлянский, 29 – Бащелакский, 30 – Верхнее-Бащелакский, 31 –Чарышский, 32 - Чекетаманский, 33 – Кадринский, 34 – Западно-Яломанский,35 –
Рыбалкинский, 36 – Кубадринский, 37 – Рахмановский); 38-47 – позднепалеозойские-раннемезозойские (38 – Харловский, 39 – Шебеликский, 40 – Белокурихинский, 41 – Синюшенский,
42 – Айский, 43 – Атуркольский, 44 – Тархатинский, 45 – Теранжикский, 46 – Калгутинский,
47 – Чиндагатуйский).
6
11
24 25
Схема расположения гранитоидных интрузий
в геологических структурах Горного Алтя
(по [Kruk et al., 2011] с дополнениями).
7
42
32
22
21
50
8
34
33
43
++
+
35
45
9
1
10
2
Чуйская
впадина
47
15
44
36
46
Монголия 88
86
Приложение 9.
Геохимические характеристики кембрийских гранитоидов Горного Алтая
трондьемиты, граниты, лейкограниты
кварцевые диориты, тоналиты, гранодиориты
10
а
порода/хондрит
III
II
2
саракокшинский комплекс
10
джегантерекский комплекс
б
IV
8
III
II
-4
I
1
1000
г
1000
100
100
10
10
1
1
Lu
Er
Tm
Yb
Dy
Ho
Gd
Tb
Pr
Nd
Sm
Eu
Lu
Er
Tm
Yb
Dy
Ho
Gd
Tb
Sm
Eu
1
La
Ce
Pr
Nd
80
La
Ce
I
70
SiO2, мас. %
12
0
д
100
барангольский комплекс
I
0
60
4
200
мештуерыкский комплекс
10
порода/прим. мантия
K2O, мас. %
6
4
в
100
IV
8
Na2O+K2O-CaO
200
е
Y
Yb
Ti
Gd
Zr
Hf
Rb
Ba
Th
Ta
Nb
La
Ce
Sr
Nd
Sm
Ti
Gd
Y
Yb
Zr
Hf
Rb
Ba
Th
Ta
Nb
La
Ce
Sr
Nd
Sm
0.1
0.1
80
70
SiO2, мас. %
а – диаграмма «SiO2-K2O»; поля составов пород I – низкокалиевых, II – умеренно калиевых, III – высококалиевых, IV – ультракалиевых. Границы полей – по [Rickwood, 1989]; б – диаграмма «SiO2-Na2O+K2O-CaO»
[Frost et al., 2001], поля составов: I – известковистых, II – известково-щелочных, III – щелочно-известковистых, IV – щелочных; в-е – спектры распределения РЗЭ и мультиэлементные диаграммы для гранитоидов.
-8
60
Приложение 10.
Геохимические характеристики раннедевонских гранитоидов Горного Алтая
Al2O3/(Na2O + K2O)
IV
6
III
4
II
метаглино2 земистые
1
IV
III
II
I
-4
1000
г
железистые
0.8
0.6
магнезиальные
SiO2, мас. %
70
SiO2, мас. %
60
80
70
La
Ce
Pr
N
d
1000
е
100
100
10
10
1
1
80
d
Sm
Eu
G
Tb
D
y
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
1
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
0.4
-8
60
d
з
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
FeO*/(FeO*+MgO)
Na2O+K2O-CaO
8
1
2
1.0
б
0
10
Sm
Eu
Gd
Tb
D
y
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
SiO2, мас. %
12
4
1
Al2O3/(CaO + Na2O + K2O)
80
70
60
ж
100
щелочные
I
0
перглиноземистые
200
д
100
La
Ce
Pr
N
2
200
в
порода/прим. мантия
8
K2O, мас. %
3
а
порода/хондрит
10
гранодиориты, граносиениты
граниты, лейкограниты
тургундинский комплекс
каракудюрский комплекс
катандинский комплекс
югалинский комплекс
турочакский комплекс
а – диаграмма «SiO2-K2O»; поля составов пород I – низкокалиевых, II – умеренно калиевых, III – высококалиевых, IV – ультракалиевых. Границы полей – по [Rickwood, 1989]; б – диаграмма «SiO2-Na2O+K2O-CaO» [Frost et al., 2001].
Поля составов пород поля составов: I – известковистых, II – известково-щелочных, III – щелочно-известковистых, IV – щелочных; в – диаграмма «Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) – Al2O3/(Na2O+K2O)» (молекулярные количества [Maniar,
Piccoli, 1989]; г – диаграмма «SiO2-FeO*/(FeO*+MgO)» [Frost et al., 2001]; д - з – спектры распределения РЗЭ и мультиэлементные диаграммы для гранитоидов.
Приложение 11.
Геохимические характеристики среднедевонских гранитоидов Горного Алтая.
3
Al2O3/(Na2O + K2O)
а
IV
III
II
2
щелочные
кызылташский комплекс
80
1
Al2O3/(CaO + Na2O + K2O)
2
1.0
б
8
IV
III
II
I
-4
La
Ce
Pr
N
70
SiO2, мас. %
Условные обозначения – в прил. 10.
г
железистые
0.8
0.6
80
70
SiO2, мас. %
е
100
магнезиальные
0.4
-8
60
d
1000
порода/прим. мантия
Na2O+K2O-CaO
1
топольнинский комплекс
10
1
12
0
перглиноземистые
I
0
60
4
метаглино-
2 земистые
Sm
Eu
Gd
Tb
D
y
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
4
д
100
60
10
1
80
70
SiO2, мас. %
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
6
FeO*/(FeO*+MgO)
K2O, мас. %
8
200
в
порода/хондрит
10
Приложение 12.
Геохимические характеристики франских гранитоидов Горного Алтая
3
1
Al2O3/(CaO + Na2O + K2O)
10
III
II
I
-4
80
1
d
железистые
0.8
магнезиальные
0.6
60
70
SiO2, мас. %
80
1000
100
100
100
10
10
10
1
1
1
0.1
0.1
0.1
известково-щелочные кварцевые диориты и гранодиориты
умеренно-щелочные гранит-лейкограниты
киндерлинский комплекс
майорский комплекс
елиновско-бутачихинский комплекс
1
d
1000
1000
0.4
70
SiO2, мас. %
1
2
порода/прим. мантия
FeO*/(FeO*+MgO)
d
известково-щелочные гранит-лейкограниты
щелочные гранит-лейкограниты
Условные обозначения – в прил. 10.
Приложение 13.
Геохимические характеристики фаменских гранитоидов Горного Алтая.
1
-12
80
60
1.0
Al2O3/(Na2O + K2O)
3
перглиноземистые
метаглиноземистые
2
1
70
SiO2, мас. %
80
0.8
0.6
магнезиальные
0.4
100
100
10
10
1
1
0.1
0.1
щелочные
1
Al2O3/(CaO + Na2O + K2O)
2
усть-беловский к-с
60
70
SiO2, мас. %
боровлянский к-с
80
тоналиты и гранодиориты
рахмановский к-с
d
1000
1000
железистые
1
Sm
Eu
Gd
Tb
D
y
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
60
10
La
Ce
Pr
N
70
SiO2, мас. %
10
кубадринский к-с
Rb
Ba
Th
Ta
Nb
La
Ce
Sr
Nd
Sm
Zr
Hf
Ti
Gd
Y
Yb
I
0
порода/хондрит
-6
II
2
I
La
Ce
Pr
Nd
Sm
4
III
II
0
Eu
G
d
Tb
D
y
H
o
E
r
Tm
Y
b
Lu
III
порода/прим. мантия
K2O, мас. %
6
IV
6
200
100
Rb
Ba
Th
Ta
Nb
La
Ce
Sr
Nd
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Yb
IV
8
200
100
порода/хондрит
12
10
Na2O+K2O-CaO
Na2O+K2O-CaO
10
щелочные
1.0
IV
-8
60
1
80
8
0
10
La
Ce
Pr
N
Sm
Eu
Gd
Tb
D
y
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
70
SiO2, мас. %
12
4
100
I
I
0
60
100
елиновско-бутачихинский комплекс
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
II
100
La
Ce
Pr
N
Sm
Eu
Gd
Tb
D
y
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
2
500
киндерлинский комплекс
La
Ce
Pr
N
Sm
Eu
Gd
Tb
D
y
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
III
500
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
IV
4
перглиноземистые
майорский комплекс
Rb
Ba
Th
Ta
N
b
La
Ce
Sr
N
d
Sm
Zr
H
f
Ti
G
d
Y
Y
b
6
метаглино-
2 земистые
FeO*/(FeO*+MgO)
K2O, мас. %
8
500
порода/хондрит
Al2O3/(Na2O + K2O)
10
гранит-лейкограниты
Условные обозначения – в прил. 10.
Км
0 10 20 Км
Приложение 14.
0.8
Бийско-Барнаульская впадина
Соотношение Nd изотопных характеристик ранне-среднепалеозойских
гранитоидов и пород коры Горного Алтая (по [Kruk, 2015]).
0.8
0.84
0.8
1.1
0.75
1.05
52
0.68
0.81
1.2
0.73
Террейны
0.83
1.2
0.77
палеоокеанические
1.05
0.9
островодужные
0.91
Ануйско-Чуйский
Западный Саян
1.1-1.3
0.85
турбидитовые
бассейны
1.15
0.7
Чарышско-Талицкий
Холзунско-Чуйский
метамофические
1.1-1.2
0.85
1.0
0.83
Гранитоиды
0.8
0.63
0.67
0.7-0.8
Чуйская
впадина
1.4-1.6
50
M-тип
I-тип
S-тип
А-тип
Nd модельные возрасты
0.95
1.5
гранитоиды, M, I и S-типы
0.84 гранитоиды, А-тип
1.2-1.3
0.9
породы первичной коры
Монголия
Китай
88
86
Приложение 15.
Сопоставление редкоэлементных характеристик ранне-среднепалеозойских гранитоидов Горного Алтая с составами выплавок,
полученных при геохимическом моделировании процессов частичного плавления главных типов пород первичной коры Горного Алтая.
1
а
1000
200
б
000
200
100
100
100
100
10
10
10
10
1
Sr
1
Th Nb La
2
Yb
3
Hf
Y
4
La Ce
5
1
1
1
Rb Ba
6
Nd Sm Eu Gd Tb
7
8
Yb Lu
Rb Ba
Sr
Th Nb La
Hf
2
1
10
9
Yb
Y
3
La Ce
4
5
Nd Sm Eu Gd Tb
7
6
8
Yb Lu
9
А) Палеоокеанические и островодужные террейны. 1-4 – составы модельных выплавок:
1 – из раннекембрийских океанических базальтов Горного Алтая, 2-3 из раннекембрийских островодужных базальтов (2-дегидратационное плавление, 3 – плавление в присутствии воды), 4 – из островодужных осадочных пород.
5-10 – составы гранитоидов: 5-7 – позднекембрийских (5 – тоналит Барангольского массива, 6 – тоналит Джегантерекского массива, 7 – трондьемит Джегантерекского массива); 8-9 – раннедевонских (8 – меланогранит Югалинского массива, 9 – гранит Турочакского массива); 10 – среднедевонских (гранит массива г. Цыган).Б) Турбидитовые палеобассейны. . 1-3 – составы модельных выплавок: 1 – из турбидитов чарышской свиты, 2 – из низкотитанистого базальта засурьинской свиты, 3 – из усредненнго состава базальтов засурьинской свиты. 4-9 – составы позднедевонских гранитоидов:4-6 – I-типа (4 – тоналит Колыванскогомассива, 5-6 – гранодиориты Колыванского массива); 7-9 S-типа (7 – гранит Чарышского массива,8 – гранит Боровлянского массива, 9 – гранит Абинского массива).
Приложение 16.
Соотношение изотопных характеристик Nd в гранитоидах и породах первичной
коры палеоокеанических и островодужных террейнов Горного Алтая.
Приложение 17.
Диаграмма Ce/Nb-εNd(T) для гранитоидов и вмещающих пород
Чарышско-Талицкого турбидитового бассейна.
базальты
засурьинской
свиты
10
DM
8
модельные
выплавки из
метабазальтов
Курайский симаунт
базальты
онгудайской
свиты
S-граниты
боровлянского
комплекса
океаническое основание
островных дуг
5
4
ENd(T)
E(Nd)T
6
Катунский симаунт
породы
усть-беловского
комплекса (I-тип)
2
модельные
выплавки
из турбидитов
CHUR
0
0
0
200
гранитоиды:
400
600
возраст, млн. лет
позднекембрийские
800
- 2
0
Породы островодужных разрезов: синие – базальты, зеленые – дациты и риолиты,
желтые – осадочные породы (кружки, ромбы и квадраты - Балхашский, Садринский
и Сарысазский ареалы соответственно). Черные маркеры - океанические базальты.
Поля эволюции изотопного состава Nd:
в океанических базальтах Курайского и Катунского палеосимаунтов
в кислых островодужных вулканитах
в островодужных базальтах
в осадочных породах островных дуг
в модельном коровом источнике, сформированном за счет дифференциации
первичной ювенильной коры в позднем кембрии - раннем ордовике
(Т=500 млн лет)
гранодиориты
турбидиты
чарышской
свиты
1000
девонские
тоналит
1
2
La/Nb
3