WWW.LIB.KNIGI-X.RU
Ѕ≈—ѕЋј“Ќјя  »Ќ“≈–Ќ≈“  Ѕ»ЅЋ»ќ“≈ ј - Ёлектронные материалы
 

Pages:   || 2 | 3 | 4 |

Ђ‘≈ƒ≈–јЋ№Ќќ≈ √ќ—”ƒј–—“¬≈ЌЌќ≈ Ѕёƒ∆≈“Ќќ≈ ”„–≈∆ƒ≈Ќ»≈ Ќј” » —»Ѕ»–— ќ≈ ќ“ƒ≈Ћ≈Ќ»≈ –ќ——»…— ќ… ј јƒ≈ћ»» Ќј”  ‘≈ƒ≈–јЋ№Ќќ≈ √ќ—”ƒј–—“¬≈ЌЌќ≈ ...ї

-- [ —траница 1 ] --

‘≈ƒ≈–јЋ№Ќќ≈ √ќ—”ƒј–—“¬≈ЌЌќ≈ Ѕёƒ∆≈“Ќќ≈ ”„–≈∆ƒ≈Ќ»≈ Ќј” »

—»Ѕ»–— ќ≈ ќ“ƒ≈Ћ≈Ќ»≈ –ќ——»…— ќ… ј јƒ≈ћ»» Ќј” 

‘≈ƒ≈–јЋ№Ќќ≈ √ќ—”ƒј–—“¬≈ЌЌќ≈ Ѕёƒ∆≈“Ќќ≈ ”„–≈∆ƒ≈Ќ»≈ Ќј” »

“”¬»Ќ— »… »Ќ—“»“”“  ќћѕЋ≈ —Ќќ√ќ ќ—¬ќ≈Ќ»я ѕ–»–ќƒЌџ’ –≈—”–—ќ¬

—»Ѕ»–— ќ√ќ ќ“ƒ≈Ћ≈Ќ»я –ќ——»…— ќ… ј јƒ≈ћ»» Ќј” 

 ќ–ќћјЌ“»…Ќџ≈ –”ƒЌќћј√ћј“»„≈— »≈ —»—“≈ћџ

ЅЋј√ќ–ќƒЌќ-–≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќќ…

—ѕ≈÷»јЋ»«ј÷»» ¬ ћ≈“јЋЋќ√≈Ќ»»

“”¬»Ќќ-ћќЌ√ќЋ№— ќ√ќ —≈√ћ≈Ќ“ј

÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ-ј«»ј“— ќ√ќ

— Ћјƒ„ј“ќ√ќ ѕќя—ј

ќ“¬≈“—“¬≈ЌЌџ… –≈ƒј “ќ–

ƒќ “ќ– √≈ќЋќ√ќ-ћ»Ќ≈–јЋќ√»„≈— »’ Ќј”  ¬.». Ћ≈Ѕ≈ƒ≈¬

“ув» ќѕ– —ќ –јЌ  ызыл Ц 2012 ”ƒ  (470 + 571); (571.52); (517); (5Ц015); 552.32+551.24; 551.2+553.2+550.4+550.3 ЅЅ  26.451Ц1 (2 –ос. “ув + 5 ћонг + 6 ћар)   683 јвторский коллектив: Ћебедев ¬.»., ярмолюк ¬.¬.,  оваленко ƒ.¬., ћонгуш ј.ј., —угоракова ј.ћ., ќйдуп „. ., ѕрудников —.√.,  ужугет  .—.,  овач ¬.ѕ.,  озаков ». .,  отов ј.Ѕ., Ћеснов ‘.ѕ., —имонов ¬.ј.,  озловский ј.ћ.,  удр€шова ≈.ј., Ќикифоров ƒ.¬., –ычкова  .ћ., Ёнжин √.,  ужугет –. ., Ћебедев Ќ.»., Ћебедева ћ.‘., √орбунов ƒ.ѕ., √оршкова Ћ. ., ƒружкова ≈. ., Ёрдэнэжаргал „. и др.



  683  ќ–ќћјЌ“»…Ќџ≈ –”ƒЌќ-ћј√ћј“»„≈— »≈ —»—“≈ћџ ЅЋј√ќ–ќƒЌќ-–≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќќ…

—ѕ≈÷»јЋ»«ј÷»» ¬ ћ≈“јЋЋќ√≈Ќ»» “”¬»Ќќ-ћќЌ√ќЋ№— ќ√ќ —≈√ћ≈Ќ“ј ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќј«»ј“— ќ√ќ — Ћјƒ„ј“ќ√ќ ѕќя—ј: –≈«”Ћ№“ј“џ »——Ћ≈ƒќ¬јЌ»… ѕќ Ѕј«ќ¬ќћ”  ќЌ ”–—Ќќћ”

ѕ–ќ≈ “” 7.5.2.8 / Ќауч. рук. и отв. ред. докт. геол.-мин. наук ¬.». Ћебедев; координаторы: чл.-кор. –јЌ √.¬. ѕол€ков; докт. геол.-мин. наук ј.—. Ѕорисенко; акад. –јЌ ¬.¬. ярмолюк [Ёлектрон. ресурс: май 2013]. Ц  ызыл: “ув» ќѕ– —ќ –јЌ, 2012. Ц 154 с. Ц –ежим доступа: http://ipc-publisher.ru/monographs.aspx?id_mn=12, свободный ISBN 978Ц5Ц94897Ц050Ц9 ¬ коллективной монографии по результатам исследований по Ѕазовому конкурсному проекту 7.5.2.8 представлен р€д принципиально новых и важных в теоретическом и практическом отношении результатов. ”становлена отчЄтлива€ св€зь формировани€ редкометалльного оруденени€ ÷ентрально-јзиатского складчатого по€са (÷ј—ѕ) с процессами внутриплитного магматизма, активного как на доаккреционной стадии развити€ каледонской коры ÷ј—ѕ, так и после неЄ. —воеобразие развити€ каледонид со сквозным про€влением в их истории магматизма внутриплитной специфики объ€сн€етс€ с позиций аккреции венд-кембрийских структур океанического ложа над гор€чей точкой мантии.

”становлено, что главными источниками пород ’алдзан-Ѕурэгтэйской группы массивов, вмещающих одноимЄнное редкометалльное месторождение, €вл€ютс€ мантийные и мантийно-коровые обогащЄнные источники OIB, ≈-MORB и IAB, второстепенными Ч источники N-MORB и верхн€€ континентальна€ кора. ѕоказано сходство эволюции вулканизма ’анбогдинской верхнепалеозойской впадины с эволюцией западной окраины —еверной јмерики в кайнозое.

ќбоснована св€зь редкометалльного ’анбогдинского щЄлочногранитного массива и системы близких к нему по возрасту грабенов с бимодальными базальт-комендит-пантеллеритовыми вулканическими ассоциаци€ми.





¬ ÷ентральной “уве и ёжной ћонголии изучен флюидный состав включений в минералах карбонатитовых комплексов. ¬ кварце комендитов района ƒзарата-’удук вы€влены сильно дифференцированные редкометалльные щелочные расплавы, обогащЄнные Na, F, Li, Zr и редкоземельными элементами. Ќа примере „айлюхемского рудопро€влени€ показано, что вещественно-геохимический состав и текстурно-структурные особенности его рудоносных пород соответствуют карбонатитовым рудам  арасугского рудного пол€. ѕо данным расплавных включений во флюорите сделан вывод об образовании карбонатитовых руд из магматического расплава натровой специфики, обогащЄнного Mn, Fe, Ba, Sr, Ce, F и Cl. –асплавные включени€ минералов редкометалльных гранитов массива ’алдзан-Ѕурэгтэй (ћонголи€) свидетельствуют, что их образование происходило из расплава, насыщенного многими редкими и редкоземельными элементами, что отвечает геохимической специфике образующихс€ из них пород. —уд€ по составу расплавных включений и закалочных стЄкол, средний состав субдукционных базитовых магм, обеднЄнных Nb и Ta и, в меньшей мере, Ti, Zr, Sm, но обогащены Cl, H2O, F и P. ¬ариации содержаний элементов св€заны с кристаллизационной дифференциацией, смешением магм и участием нескольких источников.

ѕоказано, что наиболее веро€тным механизмом образовани€ среднего состава кислых агпаитовых расплавов островных дуг и активных континентальных окраин в надсубдукционных обстановках €вл€етс€ плавление обогащЄнных щелочами основных и средних пород, включа€ спилитизированные разности базальтов нормальной щЄлочности. ѕалеомагнитные данные свидетельствуют, что венд-кембрийские, позднепалеозойские, мезозойские и кайнозойские внутриплитные магматические комплексы ÷ј—ѕ были сформированы на разных широтах из разных мантийных источников.

»сследовани€ палеомагнетизма венд-кембрийских пород позволили ограничить пространственное положение источников их внутриплитного магматизма двадцатыми-тридцатыми градусами северной широты. ћагматические расплавы выплавл€лись из деплетированных по изотопному составу источников мантии.

–абота предназначена дл€ специалистов соответствующих областей знаний.

»ллюстрации 80. “аблицы 14. Ѕиблиографи€ 238 назв.

–ецензенты: докт. геол.-мин. наук ё.ј.  алинин (»√ћ, Ќовосибирск);

докт. геол.-мин. наук ».¬. √аськов (»√ћ, Ќовосибирск)

Ц  Ц  Ц

¬¬≈ƒ≈Ќ»≈

—ѕ»—ќ  јЅЅ–≈¬»ј“”– » —ќ –јў≈Ќ»…

1. ќ÷≈Ќ ј –ќЋ» ¬Ќ”“–»ѕЋ»“Ќџ’ ѕ–ќ÷≈——ќ¬ ¬ ‘ќ–ћ»–ќ¬јЌ»»  ќ–џ “”¬»ЌќћќЌ√ќЋ№— ќ√ќ —≈√ћ≈Ќ“ј ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ-ј«»ј“— ќ√ќ — Ћјƒ„ј“ќ√ќ ѕќя—ј

1.1. ’ј–ј “≈–»—“» ј Ёѕќ’  ќ–ќќЅ–ј«ќ¬јЌ»я » ћ≈’јЌ»«ћќ¬  ќ–ќќЅ–ј«”ёў»’ ѕ–ќ÷≈——ќ¬

(Ќј ѕ–»ћ≈–≈  јЋ≈ƒќЌ»ƒ ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ-ј«»ј“— ќ√ќ — Ћјƒ„ј“ќ√ќ ѕќя—ј)

1.2. ’ј–ј “≈–»—“» ј Ёѕќ’ ЅЋј√ќ–ќƒЌќ-–≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќќ√ќ ћј√ћј“»«ћј

1.3. √≈ќƒ»Ќјћ»„≈— »… –≈∆»ћ ћ≈“јЋЋќЌќ—Ќќ√ќ ћј√ћј“»«ћј » –ќЋ№ ¬Ќ”“–»ѕЋ»“Ќџ’

ѕ–ќ÷≈——ќ¬ ¬ ≈√ќ ‘ќ–ћ»–ќ¬јЌ»» (Ќј ѕ–»ћ≈–≈ ѕќ«ƒЌ≈ѕјЋ≈ќ«ќ…— ќ-–јЌЌ≈ћ≈«ќ«ќ…— ќ…

ћ≈“јЋЋќ√≈Ќ»„≈— ќ… Ёѕќ’» ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ… ј«»»)

2. ЅЋј√ќ–ќƒЌќ-–≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќќ≈ ќ–”ƒ≈Ќ≈Ќ»≈ ¬  ќћѕЋ≈ —ј’ ў≈Ћќ„Ќџ’

ѕќ–ќƒ ÷ј—ѕ: »—“ќ„Ќ» », —ќ—“ј¬, ѕ–ќ»—’ќ∆ƒ≈Ќ»≈

2.1. ¬ј–»ј÷»» »«ќ“ќѕЌќ√ќ —ќ—“ј¬ј Ќ≈ќƒ»ћј, —ќƒ≈–∆јЌ»… » ќ“ЌќЎ≈Ќ»…

ЁЋ≈ћ≈Ќ“ќ¬-ѕ–»ћ≈—≈… ¬ ў≈Ћќ„Ќџ’ √–јЌ»“ќ»ƒј’ » Ѕј«»“ј’ ’јЋƒ«јЌ-Ѕ”–Ё√“Ё…— ќ√ќ

–≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќќ√ќ ћ≈—“ќ–ќ∆ƒ≈Ќ»я. ’ј–ј “≈–»—“» ј ў≈Ћќ„Ќџ’ √–јЌ»“ќ»ƒќ¬

» —¬я«јЌЌџ’ — Ќ»ћ» ѕќ–ќƒ

2.2.  ќћ≈Ќƒ»“-—ќƒ≈–∆јў»≈ —”Ѕƒ” ÷»ќЌЌџ≈ ¬”Ћ јЌ»„≈— »≈ ј——ќ÷»ј÷»»

’јЌЅќ√ƒ»Ќ— ќ√ќ –ј…ќЌј ё∆Ќќ… ћќЌ√ќЋ»»

2.3. –≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќџ≈ √–јЌ»“ќ»ƒџ ћ≈—“ќ–ќ∆ƒ≈Ќ»я ”Ћ”√-“јЌ«≈  (“”¬ј)

2.4. „ј…Ћё’≈ћ— ќ≈ ѕ–ќя¬Ћ≈Ќ»≈ –≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќџ’  ј–ЅќЌј“»“ќ¬ ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ-“”¬»Ќ— ќ√ќ

ј–≈јЋј ѕќ«ƒЌ≈ћ≈«ќ«ќ…— ќ√ќ  ј–ЅќЌј“»“ќ¬ќ√ќ ћј√ћј“»«ћј

2.5. «ќЋќ“ќ-ћ≈ƒЌќ-ѕќ–‘»–ќ¬ќ≈ ћ≈—“ќ–ќ∆ƒ≈Ќ»≈ ќё “ќЋ√ќ… (ё∆Ќјя ћќЌ√ќЋ»я)

3. ”—Ћќ¬»я ќЅ–ј«ќ¬јЌ»я –”ƒќЌќ—Ќџ’ ћј√ћ ѕќ ƒјЌЌџћ »«”„≈Ќ»я

‘Ћё»ƒЌџ’ ¬ Ћё„≈Ќ»…

3.1. ћј√ћџ Ѕ»ћќƒјЋ№Ќџ’ » ў®Ћќ„Ќќ√–јЌ»“Ќџ’ ј——ќ÷»ј÷»…

4. √≈ќƒ»Ќјћ»„≈— »≈ –≈ ќЌ—“–” ÷»» –ј—ѕ–≈ƒ≈Ћ≈Ќ»я ћјЌ“»…Ќџ’ »  ќ–ќ¬џ’

»—“ќ„Ќ» ќ¬ ћј√ћј“»«ћј ÷ј—ѕ ¬ ‘јЌ≈–ќ«ќ≈ Ќј ќ—Ќќ¬≈ ѕјЋ≈ќћј√Ќ»“Ќџ’

» »«ќ“ќѕЌќ-√≈ќ’»ћ»„≈— »’ ƒјЌЌџ’

4.1. ѕјЋ≈ќћј√Ќ≈“»«ћ ¬≈Ќƒ- ≈ћЅ–»…— »’  ќћѕЋ≈ —ќ¬ ћќЌ√ќЋ»»

4.2. ѕјЋ≈ќћј√Ќ≈“»«ћ ѕќ«ƒЌ≈ѕјЋ≈ќ«ќ…— »’, ћ≈«ќ«ќ…— »’ »  ј…Ќќ«ќ…— »’  ќћѕЋ≈ —ќ¬ ћќЌ√ќЋ»»..... 117

4.3. »Ќ“≈–ѕ–≈“ј÷»я ѕјЋ≈ќћј√Ќ»“Ќџ’ ƒјЌЌџ’

4.4. ѕјЋ≈ќћј√Ќ»“Ќџ≈ –≈ ќЌ—“–” ÷»» ѕ–ќ—“–јЌ—“¬≈ЌЌќ√ќ –ј—ѕ–ќ—“–јЌ≈Ќ»я

јЌќћјЋ№Ќќ… ћјЌ“»» ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ… ј«»» ¬ ѕќ«ƒЌ≈ћ ћ≈«ќ«ќ≈ »  ј…Ќќ«ќ≈

4.5. —“–ќ≈Ќ»≈ ѕќ«ƒЌ≈ћ≈«ќ«ќ…— ќ- ј…Ќќ«ќ…— ќ… ¬Ќ”“–»ѕЋ»“Ќќ… ¬”Ћ јЌ»„≈— ќ… ѕ–ќ¬»Ќ÷»» ÷ј—ѕ... 130

«ј Ћё„≈Ќ»≈

Ћ»“≈–ј“”–ј

¬¬≈ƒ≈Ќ»≈

¬ы€снение св€зей оруденени€ с составом и источниками рудообразующих магм €вл€етс€ одной из важнейших проблем современной геологии. –азличные аспекты этой проблемы исследовались нами на примере благородно-редкометалльного магматизма ÷ентрально-јзиатского складчатого по€са (÷ј—ѕ). ќбщие закономерности рудоносного магматизма и конкретные месторождени€ и рудопро€влени€ благородных и редких металлов изучались по следующим направлени€м: 1) оценка роли внутриплитных процессов в формировании коры, магматизма, благородно-редкометалльных месторождений и рудопро€влений; 2) установление состава, условий образовани€ и источников металлоносных магм по данным изучени€ включений минералообразующих сред; 3) геодинамические реконструкции распределени€ мантийных и коровых источников магматизма в фанерозое на основе новых палеомагнитных и изотопногеохимических данных. ќбща€ цель этих работ Ч вы€снение главных особенностей состава металлоносных магм, необходимых дл€ обосновани€ генетической св€зи оруденени€ с магматизмом в континентальных област€х.

  металлоносным магматическим породам отнесены магматиты резко обогащЄнные (вплоть до рудных концентраций) такими элементами, которые в обычных услови€х либо рассеиваютс€ в породообразующих и акцессорных минералах, либо образуют собственно акцессорную и рассе€нную минерализацию, практически не вли€ющую на средний состав пород. »зучение таких пород, с одной стороны, вносит вклад и в общие проблемы магматической петрологии, а также в разработку теоретических основ рудообразовани€ и рудоносности геологических структур, в их использовании при поисках и оценке месторождений стратегического сырь€, прогнозе металлоносности магматических ассоциаций. — другой стороны, благородно-редкометалльный магматизм, как и магматизм вообще, не может быть полно охарактеризован без исследовани€ особенностей образовани€ других магматических формаций региона, их геологической и тектонической позиции ( ритерииЕ, 1978: «оненшайн и др., 1990). ѕоэтому первый раздел посв€щЄн результатам исследований мантийно-корового магматизма и процессов корообразовани€ в каледонидах ÷ј—ѕ, которые €вл€ютс€ фундаментом дл€ последующего внутриплитного магматизма и св€занного с ним благородноредкометалльного оруденени€. ¬о второй части представлены результаты геологического, геохронологического, геохимического и изотопно-геохимического изучени€ пород и руд месторождений и рудопро€влений благородно-редкометалльной специализации; в третьей привод€тс€ новые данные об услови€х формировани€ и составах рудообразующих расплавов, полученные при изучении расплавных включений в минералах; в четвЄртой обсуждаютс€ результаты палеомагнитных исследований, позволившие реконструировать положение в пространстве мантийных источников расплавов, в т. ч. и тех, с которыми св€зано благородно-редкометалльное оруденение ÷ј—ѕ.

»сследовани€ проводились с привлечением многочисленных современных методов. Ќар€ду с традиционными геологическими, петрографическими и геохимическими, были широко использованы изотопно-геохимические (Sr, Nd, O) методы, необходимые дл€ оценки источников вещества, а также геохронологические методы (U-Pb по цирконам и Rb-Sr), обеспечивающие корректность коррел€ции геологических процессов.

ѕалеомагнитный метод обеспечил возможность оценки пространственного положени€ мантийных магматических источников в различные периоды истории «емли. ¬ыполненные исследовани€ позволили получить р€д новых важнейших научных результатов, касающихс€ природы и состава источников металлоносных магм, закономерностей их пространственного положени€ в различные геологические периоды.

—ѕ»—ќ  јЅЅ–≈¬»ј“”– » —ќ –јў≈Ќ»…

Ц  Ц  Ц

»√√ƒ –јЌ Ч »нститут геологии и геохронологии –јЌ Ч –оссийска€ академи€ наук докембри€ –јЌ, —анкт-ѕетербург “ув» ќѕ– —ќ –јЌ Ч “увинский институт ком»√≈ћ –јЌ Ч »нститут геологии рудных месторож- плексного освоени€ природных ресурсов —ќ дений, петрографии, минералогии и геохимии –јЌ,  ызыл –јЌ, ћосква —ќ –јЌ Ч —ибирское отделение –оссийской ака»√ћ —ќ –јЌ Ч »нститут геологии и минералогии демии наук —ќ –јЌ, Ќовосибирск »√ћ– ћјЌ Ч »нститут геологии и минеральных ресурсов ћонгольской јкадемии наук, ”ланЅатор

1. ќ÷≈Ќ ј –ќЋ» ¬Ќ”“–»ѕЋ»“Ќџ’ ѕ–ќ÷≈——ќ¬

¬ ‘ќ–ћ»–ќ¬јЌ»»  ќ–џ “”¬»Ќќ-ћќЌ√ќЋ№— ќ√ќ

—≈√ћ≈Ќ“ј ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ-ј«»ј“— ќ√ќ

— Ћјƒ„ј“ќ√ќ ѕќя—ј

1.1. ’ј–ј “≈–»—“» ј Ёѕќ’  ќ–ќќЅ–ј«ќ¬јЌ»я » ћ≈’јЌ»«ћќ¬

 ќ–ќќЅ–ј«”ёў»’ ѕ–ќ÷≈——ќ¬ (Ќј ѕ–»ћ≈–≈  јЋ≈ƒќЌ»ƒ

÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ-ј«»ј“— ќ… — Ћјƒ„ј“ќ… ќЅЋј—“»)

ѕрирода и особенности про€влени€ редкометалльного магматизма св€заны с целым р€дом проблем, включающих, прежде всего, вопросы источников магматизма и геодинамических обстановок, определ€ющих как состав источников, так и их дифференциацию.
»звестно, что источники рудоносного магматизма бывают мантийными, коровыми и смешанными Ч мантийно-коровыми ( оваленко и др.,1996 а; 1999 а, б; 2002, 2003 а, б; 2008; 2009 и др.;  огарко, 2006; ¬оронцов и др., 2007). ¬ этом разделе основное внимание уделено характеристике коровой составл€ющей рудоносных магм.

¬ыполненные в последнее дес€тилетие геохронологические, геохимические и изотопные исследовани€ магматических комплексов ÷ј—ѕ вы€вили удивительную особенность этих комплексов, а именно преобладание среди них пород с характеристиками ювенильной континентальной коры. Ќа этом основании возникли представлени€ о св€зи ÷ј—ѕ с процессами ювенильного корообразовани€ (Dergunov et al., 2001;

ћоссаковский, 1975; ћоссаковский и др., 1993; Jahn et al., 2000; Wu et al., 2000), которые протекали в регионе на прот€жении позднего рифе€ и, очевидно, палеозо€.

¬ажной составл€ющей этих построений остаютс€ вопросы о механизмах формировани€ и источниках пород ювенильной континентальной коры, о природе еЄ последующих преобразований, о выделении корообразующих событий и об оценке скоростей роста континентальной коры в позднем докембрии и фанерозое. ѕрежде всего, это относитс€ к каледонидам ÷ј—ѕ, составл€ющим основной объЄм его пород и насыщенных многочисленными блоками (террейнами и микроконтинентами) более древних структур, что долгое врем€ служило основанием дл€ рассмотрени€ каледонид в качестве структур, сформировавшихс€ на древнем континентальном основании (“ектоника ћонгольскойЕ, 1974). ¬ последние годы получено много новых данных о составе и возрасте гранитоидов в каледонидах ÷ј—ѕ ( оваленко и др., 2004 а;  озаков и др., 2003; –уднев и др., 2009 а), тогда как особенности состава и строени€ стратифицированных вулканогенных и вулканогенно-осадочных комплексов каледонид оставались, за редким исключением ( оваленко и др., 1996 б, в), не охарактеризованными. Ќо именно они, в первую очередь, отражают характер тех процессов, которые привели к образованию основного объЄма пород коры каледонской складчатой области. ¬ этом разделе обобщены данные о составе и строении офиолитовых, островодужных и терригенно-сланцевых толщ ќзЄрной зоны каледонид, а также о составе и возрасте ассоциирующих с ними гранитоидов, и на этой основе рассмотрены основные геологические закономерности формировани€ и основные рубежи в истории формировани€ континентальной коры каледонид ÷ј—ѕ.

ќ—Ќќ¬Ќџ≈ „≈–“џ √≈ќЋќ√»„≈— ќ√ќ —“–ќ≈Ќ»я ќ«®–Ќќ… «ќЌџ. ќзЄрной зоне каледонид в современной структуре ÷ентральной јзии соответствует  отловина Ѕольших ќзЄр «ападной ћонголии (рис. 1). √раницами зоны на западе служат поздние каледониды ћонгольского и √обийского јлта€, а на востоке Ч структуры дорифейского ƒзабханского микроконтинента (ƒергунов, 1989).

–исунок 1. —хема геологического строени€ восточной части ÷ј—ѕ 1 Ч —ибирский кратон; 2 Ч —ино- орейский кратон; 3 Ч аллювиальные отложени€ и базальты MZЦKZ; 4 Ч вулканоплутонические по€са JЦK; 5 Ч вулканоплутонические по€са PЦT; 6 Ч палеозойские наложенные троги и осадочные бассейны; 7Ц11 Ч мобильные по€са: 7 Ч индосинийские, 8 Ч герцинские, 9 Ч позднекаледонские, 10 Ч раннекаледонские, 11 Ч позднерифейские; 12 Ч микроконтиненты; 13 Ч палеозойские метаморфические по€са; 14 Ч мезозойские и палеозойские гранитоиды; 15 Ч границы: а Ч тектонические: б Ч геологические.

–ис. 2

__________________________

–исунок 2. —хема геологического строени€ северной части ќзЄрной зоны 1 Ч позднемезозойско-кайнозойские и отложени€; 2 Ч юрские конгломераты; 3 Ч ранне-среднепалеозойские отложени€ ћонгольского и √обийского јлта€; 4 Ч венд-раннекембрийские вулканогенные и кремнисто-терригенные толщи палеокеанических и островодужных комплексов; 5 Ч юрские риолиты; 6 Ч палеозойские гранитоиды; 7 Ч ультраосновные породы офиолитовых комплексов; 8 Ч образовани€ ƒзабханского микроконтинента; 9 Ч разломы; 10 Ч места отбора проб; 11 Ч район исследований хр.

—эрийн-Ќуру (см. далее, рис. 3).

ќсобенности геологического строени€, обща€ характеристика состава и свойств комплексов пород, слагающих разновозрастные структуры ќзЄрной зоны рассмотрены в многочисленных работах (ƒергунов и др., 1980; ’ераскова, 1986;  оваленко, 1996 а-в;

Ќагибина, 1999; ярмолюк и др., 2002; –уднев и др., 2009 б; и др.).

ѕоказано, что ќзЄрна€ зона (рис. 2) характеризуетс€ покровно-складчатой структурой, характер которой определ€ют тектонически совмещЄнные блоки и пластины, сложенные разными по составу фрагментами венд-кембрийских офиолитовых и островодужных комплексов. ¬ центральной части ќзЄрной зоны преобладают базальты и андезибазальты, в меньшей степени андезиты, объедин€емые в спилит-диабазовую формацию (ƒергунов, 1989), но, кроме того, широко распространены толщи кремнисто-терригенных пород преимущественно грауваккового состава. “акое строение доскладчатых образований этих участков позвол€ет сопоставить их с комплексами океанических бассейнов Ч океанических островов (лавовых плато) и энсиматических островных дуг, которые возникли вне сферы вли€ни€ континентальных источников, как осадочного, так и магматического материала (ƒергунов, 1989;  оваленко и др., 1996 б;

ярмолюк и др., 2002; –уднев и др., 2009 б; и др.). ќб этом, в частности, свидетельствовали первые изотопные и геохимические данные, которые дл€ этих участков были получены ранее ( оваленко и др., 1996 б, в; ярмолюк и др., 2002). ¬улканические комплексы здесь отвечают нескольким типам ассоциаций, имевших разную геодинамическую природу. ¬ качестве базовой территории исследований выбрана система низкогорных массивов в центральной части ќзЄрной зоны, расположенна€ между озЄрами ’€ргас-Ќур и ’ара-”с-Ќур Ч ’ара-Ќур. «десь были изучены пол€ развити€ каледонид на хр. —эрийн-Ќуру в районе г. √элбэн-”ла (юго-западное обрамление оз. ’€ргас-Ќур) и в районе г. ’алдзан-Ѕурэгтэй-”ла.

—“–ј“»‘»÷»–ќ¬јЌЌџ≈  ќћѕЋ≈ —џ  јЋ≈ƒќЌ»ƒ ќ«®–Ќќ… «ќЌџ. ’ребет —эрийнЌуру пересекает ќзЄрную зону с запада на восток и включает практически все магматические и терригенные комплексы, характеризующие центральные участки ќзЄрной зоны. Ѕлоки, сложенные вулканическими породами ранее относились в целом к спилит-диабазовой формации, однако отвечающие ей толщи неоднородны по составу и строению. —реди них, в соответствии с долей участи€ пород основного и среднего состава, различаетс€, по меньшей мере, две ассоциации пород, одна из которых существенно базальтового, а втора€ Ч базальт-андезитового состава.

Ѕазальтова€ ассоциаци€ слагает толщу подушечных лав небольшой мощности с сопровождающими их гиалокластитами. Ћавы, как правило, интенсивно эпидотизированы и хлоритизированы. —реди них преобладают чЄрные плагиоклаз-порфировые базальты, однако в верхней трети разреза по€вл€ютс€ также пиллоу-лавы афировых базальтов. Ќар€ду с лавами в составе толщи отмечаютс€ редкие маломощные (0,5 м) прослои и линзы кремнистых алевролитов. ќбща€ наблюдаема€ мощность толщи превышает 1 км.

Ѕазальт-андезитова€ ассоциаци€ наиболее полно вскрыта в южной части хр. —эрийн-Ќуру (рис. 3), где породы сильно дислоцированы и характеризуютс€ в целом крутым падением (~70Ц80) к востоку. ¬ строении толщи выдел€етс€ р€д пакетов пород (снизу вверх), претерпевших зеленокаменные изменени€ и сложенных базальтами, андезибазальтами и андезитами. ¬ подчинЄнном количестве присутствуют прослои вулканомиктовых терригенных пород, в т. ч. конгломератов с галькой плагиоклазовых порфиритов. ¬енчаетс€ разрез пачками зеленовато-серых и зелЄных витрокластических андезитовых туфов и туфопесчаников с маломощными горизонтами туфоконгломератов с галькой миндалекаменных андезитов. ќбща€ мощность видимой части разреза превышает 1,5 км.   этому комплексу относитс€ ещЄ р€д полей, слагающих обособленные блоки по всей площади хребта. ќни различаютс€ между собой, прежде всего, долей участи€ терригенных пород.

–исунок 3. —хема геологического строени€ хр.

—эрийн-Ќуру 1 Ч подушечные лавы базальтового комплекса; 2Ц5 Ч базальт-андезитовый комплекс: 2 Ч базальты, андезибазальты, 3 Ч пиллоу-лавы, гиалокластиты с просло€ми €шм, 4 Ч туфы и гиалокластиты основного и среднего состава, 5 Ч €шмы, туффиты, базальты; 6, 7 Ч аккреционна€ призма: 6 Ч €шмы, кремнистые алевролиты, песчанки, редкие гравелиты, 7 Ч биогермовые известн€ки; 8 Ч серпентиниты; 9 Ч тоналиты, гранодиориты; 10 Ч граниты; 11 Ч дайки плагиодацитов (а) и гранит-порфиров (б); 12 Ч девонские вулканиты, позднемезозойские красноцветные отложени€; 13 Ч разломы; 14 Ч геологические границы и направлени€ падени€ толщ; 15 Ч линии опробовани€, в пр€моугольных рамочках Ч номера проб. «вЄздочкой показаны места отбора проб дл€ геохронологических исследований.

јссоциаци€ кремнисто-терригенных пород сопоставл€етс€ с терригеннотуффитовой формацией, выдел€емой ј.Ѕ. ƒергуновым (1989), широко распространЄнной в ќзЄрной зоне. Ёта ассоциаци€ характеризуетс€ крупным ритмичным строением и слагает тектонически обособленный блок в северной части хр. —эрийн-Ќуру.

—троение ритмов мощностью до 150 м определ€ют в нижней части гравелиты и песчаники с Ђплавающимиї карбонатными конкреци€ми, в верхней Ч тонкослоистые кремнистые алевролиты, аргиллиты и €шмы. ¬се они в значительной степени представлены вулканокластическими образовани€ми, формировавшимис€ за счЄт размыва пород основного и среднего состава. Ќа восточном фланге выходов пород этого комплекса наблюдаютс€ крупные линзообразные тела рифогенных известн€ков, которые фиксируют рифогенное подн€тие в зоне развити€ кремнисто-терригенного комплекса.

¬улканическое поле района г. ’алдзан-Ѕурэгтэй-”ла расположено в пределах хребтов ћонгольского јлта€ на западном продолжении горной гр€ды —эрийн-Ќуру.

¬ строении пол€ участвуют две согласно залегающие толщи, одна из которых представлена андезитовой ассоциацией, а втора€ Ч существенно конгломератовой. Ќижн€€ часть вулканической толщи сложена относительно мощными (10Ц15 м) потоками тЄмно-серых андезитовых порфиритов, содержащих вкрапленники плагиоклаза и амфибола, размер и количество которых варьируют в разных потоках. ¬ верхней части толщи по€вл€ютс€ горизонты песчаников и гравелитов, дол€ которых возрастает вверх по разрезу, а его верхи практически лишены вулканитов и представлены мощной (300 м) толщей переслаивающихс€ песчаников, гравелитов и мелкосреднегалечных конгломератов. —остав обломочного материала определ€етс€ продуктами разрушени€ лавовой толщи. ¬озраст андезитов этого пол€ (Ar-Ar метод по амфиболу) составл€ет 5463 млн л.; вулканиты прорваны гранодиоритами с возрастом 4412 млн л. и массивами щелочных гранитоидов ’алдзан-Ѕурэгтэйской группы, становление которых происходило 395Ц391 млн л. назад ( оваленко и др., 2004 а, б).

√–јЌ»“ќ»ƒџ ќ«®–Ќќ… «ќЌџ.

“ерритори€ каледонской складчатой области насыщена многочисленными массивами гранитоидов, образующими прот€жЄнные линейно выт€нутые по€са, а также крупные батолиты. ѕо составу среди них преобладают породы тоналит-гранодиорит-плагиогранитовой ассоциации (–уднев и др., 2009 а), широким распространением пользуютс€ также нормальные и субщелочные граниты и граносиениты ( озаков и др., 2003), более редкую группу образуют щелочные гранитоиды Ч агпаитовые граниты, щелочные и нефелиновые сиениты (ярмолюк и др., 2002, 2006).

»нтрузивные массивы хр. —эрийн-Ќуру. —тратифицированные комплексы хребта пронизаны интрузивными массивами различного состава, которые, кроме того, имеют разное отношение к тектонической структуре района, что позвол€ет оценить врем€ еЄ формировани€ и, соответственно, определить верхнюю возрастную границу стратифицированных образований. Ќа хр. —эрийн-Ќуру опробованы интрузи€ расслоенного габбро и два массива гранитоидов.

»нтрузи€ расслоенного габбро представл€ет собой дайкообразное тело мелкосреднезернистых оливиновых габбро, характеризующегос€ внутренней расслоенностью с образованием слоЄв, различающихс€ содержанием темноцветных минералов.

–анее на основе результатов Sm-Nd датировани€ возраст этой интрузии был определЄн с большой погрешностью равным 52747 млн л. ( оваленко и др., 1996 а).

ћассивы гранитоидов расположены в поле развити€ пород кремнистотерригенного комплекса недалеко друг от друга. ќдин из них Ч Ѕа€нхайрханский, расположен в непосредственной близости от г. Ѕа€н-’айрхан-”ла, а другой, выходы которого обнаружены немного западнее, Ч назван «ападно-Ѕа€нхайрханским. ќн сложен биотит-амфиболовыми кварцевыми диоритами, тоналитами, гранодиоритами, трондьЄмитами и, в подчинЄнном количестве, лейкократовыми габбро и габбродиоритами. ¬ эндоконтактовой зоне массива встречаютс€ многочисленные ксенолиты вмещающих терригенных пород в экзоконтактовой Ч широко распространены дайкообразные тела плагиориолитов и плагиориодацитов. ќни деформированы вместе с породами кремнисто-терригенной толщи, что свидетельствует о их формировании совместно с плагиогранитоидами «ападно-Ѕа€нхайрханского массива в доаккреционный этап развити€ ќзЄрной зоны.

Ѕа€нхайрханский массив отличаетс€ резко дискордантными соотношени€ми со складчатой структурой кремнисто-терригенной толщи и сложен довольно однородными по составу биотитовыми среднезернистыми граносиенитами и субщелочными гранитами. ¬ строении массива отмечаютс€ многочисленные дайки кварцевых монцонитов и риодацитов, прослеживающиес€ через тектонические границы, что свидетельствует об их формировании после образовани€ покровно-складчатой структуры хр. —эрийн-Ќуру.

√ранитоиды обрамлени€ оз. ’€ргас-Ќур представлены серией массивов. ѕо южному обрамлению Ч это ’€ргаснурский, јйрагнурский и Ўаратолгойский массивы.

¬ строении ’€ргаснурского и Ўаратолгойского массивов преобладают породы диоритгранодиорит-плагиогранитной ассоциации. ¬озраст массивов практически совпадает и составл€ет, соответственно, 4952 и 49410 млн л. ( оваленко и др., 1996 а, б, 2004 а, б; –уднев и др., 2009 б). јйрагнурский массив резко дискордантен по отношению к складчатым структурам ќзЄрной зоны, что свидетельствует об его постаккреционном формировании. —ложен он нормальными биотитовыми и лейкократовыми гранитами с возрастом 46511 млн л. ( оваленко и др., 2004 а, б).

¬ северном обрамлении оз. ’€ргас-Ќур (на склонах хр. ’ан-’ухийн) развиты массивы диорит-гранодиорит-гранитной ассоциации. ѕо составу и геологическому положению они сопоставимы с гранитоидами ’€ргаснурского и Ўаратолгойского массивов, также возникших в позднескладчатой Ц раннепостскладчатой фазе формировани€ структуры каледонид ќзЄрной зоны. ¬ поле развити€ этих гранитоидов закартировано небольшое (~ 100 м в поперечнике) тело средне-крупнозернистых щелочных гранитов Ч Ѕоминхаринский массив. ѕлагиогранитоиды по составу и геологическому положению сопоставл€ютс€ с позднеколлизионными гранитами ’€ргаснурского массива, становление которого произошло около 495 млн л. назад ( оваленко и др., 2004 а, б).

ƒанные о возрасте щелочных гранитов отсутствуют. ќднако отмеченные выше изменени€ их состава вблизи с плагиогранитоидами, скорее всего, свидетельствуют об их более древнем возрасте.

–≈«”Ћ№“ј“џ U-Pb √≈ќ’–ќЌќЋќ√»„≈— »’ »——Ћ≈ƒќ¬јЌ»… √–јЌ»“ќ»ƒќ¬, выполненных дл€ тоналитов «ападно-Ѕа€нхайрханского и субщелочных гранитов Ѕа€нхайрханского массивов хр. —эрийн-Ќуру, а также дл€ щелочных гранитов Ѕоминхаринского массива северного борта оз. ’€ргас-Ќур.

Ц  Ц  Ц

«ападно-Ѕа€нхайрханский массив. ‘игуративные точки изотопного состава циркона образуют дискордию (рис. 4 а), верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 5148 млн л., который, учитыва€ морфологические особенности изученного циркона, можно рассматривать как возраст его кристаллизации из расплава и, соответственно, как возраст кристаллизации тоналитов «ападно-Ѕа€нхайрханского массива.

Ѕа€нхайрханский массив. »зученный циркон (см. рис. 4 б) конкордантен (геохронологическое определение є 5 и є 7 в табл. 1) или незначительно дискордантен (т. 6, см. табл. 1), а его конкордантный возраст соответствует 4491 млн л. (— ¬ќ Ч 1,7;

веро€тность Ч 0,42). ћорфологические характеристики и особенности внутреннего строени€ циркона указывают на его магматическое происхождение. —ледовательно, полученный дл€ него конкордантный возраст можно считать как возраст кристаллизации расплавов, родоначальных дл€ гранитоидов Ѕа€нхайрханского массива.

Ѕоминхаринский массив. »з рисунка 4 в видно, что верхнее пересечение дискордии соответствует возрасту 5158 млн л. ќдна из точек изотопного состава циркона после аэроабразивной обработки (т. 9, см. табл. 1) расположена на конкордии (см. рис. 4 в), а еЄ конкордантный возраст Ч 5112 млн л. (— ¬ќ Ч 1,06; веро€тность Ч 0,30), который и прин€т в качестве наиболее точной оценки возраста кристаллизации исходного дл€ щелочных гранитов Ѕоминхаринского массива расплава.

ѕолученные геохронологические данные позвол€ют сделать вывод о том, что формирование аккреционно-складчатой структуры ќзЄрной зоны произошло позже 5148 млн л. и продолжалось по крайней мере до рубежа ~ 4904 млн л., которому соответствуют становление синтектонических тоналитов параавтохтона хр. ƒарвийнЌуру ( озаков и др., 2002) и метаморфизм амфиболитовой фации толщи ’овд с возрастом 4876 млн л. ( оваленко и др., 1996 а).

ѕ≈“–ќ’»ћ»„≈— јя ’ј–ј “≈–»—“» ј ѕќ–ќƒ ћј√ћј“»„≈— »’ »  –≈ћЌ»—“ќ-“≈––»√≈ЌЌџ’ ј——ќ÷»ј÷»…. ѕороды вулканических комплексов. —одержани€ главных элементов в породах вулканических, магматических и кремнисто-терригенных толщ ќзЄрной зоны представлены на рисунках 5, 6.

“аблица 1. –езультаты U-Pb геохронологических исследований цирконов из гранитоидов ќзЄрной зоны

Ц  Ц  Ц

ѕримечани€. а Ч изотопные отношени€, скорректированные на бланк и обычный свинец; б Ч коэффициент коррел€ции ошибок отношений 207Pb / 235U Ц 206Pb / 238U; ј=10 % Ч количество вещества, удалЄнное в процессе аэроабразивной обработки циркона; Ќ–‘ 2 ч. Ч остаток циркона после кислотной обработки в течение двух часов; прочерк Ч навеска циркона не определ€лась. ¬еличины ошибок (2) соответствуют последним значащим цифрам.

Ц  Ц  Ц

Ѕазальтова€ ассоциаци€ хр. —эрийн-Ќуру сложена афировыми и плагиоклазпорфировыми низкомагнезиальными (Mg# = 31Ц47) пиллоу-лавами, отличающимис€ от пород других комплексов высокими содержани€ми TiO2 (1,91Ц3,12 мас. %), более высокими содержани€ми щелочей, Fe2O3 и P2O5, более низкими Ч SiO2, Al2O3 и CaO.

ѕо составу они измен€ютс€ от базальтов до трахибазальтов и трахиандезибазальтов.

”станавливаетс€ коррел€ци€ содержаний TiO2 и Na2O (рис. 7), что свидетельствует о незначительном вли€нии эффекта спилитизации на повышенную щЄлочность пород.

ѕо соотношению FeO* / MgO Ч SiO2 они отвечают полю пород толеитовой серии (см. рис. 6). Ѕлизкими к ним петрохимическими особенност€ми характеризуютс€ габброиды дифференцированного силла, секущего этот комплекс.

Ћавы базальт-андезитовой ассоциации отвечают породам с низким содержанием TiO2 (0,56Ц1,37 вес. %). Ёто умеренно- и высокоглинозЄмистые вулканиты, варьирующие по магнезиальности в широком диапазоне значений Ч Mg# = 38Ц73. —реди них преобладают породы известково-щелочной серии Ч преимущественно базальты, андезибазальты и андезиты. Ѕолее кислые породы Ч дациты и риолиты €вл€ютс€ редкими, характеризуютс€ повышенными содержани€ми Na2O и пониженными  2ќ, по составу близки к интрузивным породам диорит-гранодиорит-плагиогранитных комплексов ќзЄрной зоны. —реди пород андезитовой ассоциации развиты преимущественно низко- и умеренномагнезиальные (Mg# = 4555) известково-щелочные андезиты нормального р€да с подчинЄнным количеством высокомагнезиальных (Mg# = 59) низкотитанистых базальтов.

ќсадочные породы кремнисто-терригенной ассоциации, так же как и осадочные породы, ассоциирующие с вулканитами, в целом близки по составу к последним. Ѕолее кислый состав тонкозернистых пород (€шм, кремнистых алевролитов с содержанием SiO2 62Ц74 мас. %), св€зываетс€ с участием растворов кремнекислых гидротерм в формировании таких пород.

ѕолученные геохронологические данные позвол€ют сделать вывод о том, что формирование аккреционно-складчатой структуры ќзЄрной зоны произошло позднее 5148 млн л. и продолжалось, по крайней мере, до рубежа ~4904 млн л., которому соответствуют становление синтектонических тоналитов параавтохтона хр. ƒарвийн-Ќуру ( озаков и др., 2002) и метаморфизм амфиболитовой фации толщи ’овд (4876 млн л.

по  оваленко и др., 1996 а).

ѕороды вулканических комплексов (см. рис. 5, 6). Ѕазальтова€ ассоциаци€ хр. —эрийн-Ќуру сложена афировыми и плагиоклаз-порфировыми низкомагнезиальными (Mg# = 3147) пиллоу-лавами, отличающимис€ от пород других комплексов высокими содержани€ми TiO2 (1,91Ц3,12 мас. %), более высокими содержани€ми щелочей, Fe2O3 и P2O5 и более низкими Ч SiO2, Al2O3 и CaO. ѕо составу они измен€ютс€ от базальтов до трахибазальтов и трахиандезибазальтов. ќтмечаетс€ коррел€ци€ содержаний TiO2 и Na2O см. рис. 7), что говорит о незначительном вли€нии эффекта спилитизации на повышенную щЄлочность пород. ѕо соотношению FeO*/MgO Ч SiO2 они попадают в поле пород толеитовой серии (см. рис. 7). Ѕлизкими к ним петрохимическими особенност€ми характеризуютс€ габброиды секущего их дифференцированного силла.

–исунок 8. ƒиаграмма A / NK Ц A / CNK дл€ гранитоидов ќзЄрной зоны –исунок 7.

 оррел€ционные зависимости между 1 Ч до- и синаккреционных, 2 Ч постаккреционных.

TiO2 и Na2O в породах вулканических ассоциаций ќзЄрной зоны Ћавы базальт-андезитовой ассоциасм. на рис. 5; 5 Ч лини€ коррел€ции дл€ высокоции этой группы отвечают породам низкотитанистых вулканитов базальтового комплекса (хр. —этитанистым (TiO2 0,56Ц1,37 вес. %), умерийн-Ќуру) ренно- и высокоглинозЄмистым вулканитам, варьирующим по магнезиальности в широком диапазоне значений (Mg# = 3873). ѕреобладают породы известково-щелочной серии Ч преимущественно базальты, андезибазальты и андезиты. Ѕолее кислые разности Ч дациты и риолиты Ч редки, характеризуютс€ повышенными содержани€ми Na2O, пониженными Ч  2ќ и по составу сближаютс€ с интрузивными диорит-гранодиоритплагиогранитными комплексами ќзЄрной зоны.

јндезитова€ ассоциаци€. —реди пород этой ассоциации развиты преимущественно низко- и умеренно магнезиальные (Mg# = 4555) известково-щелочные андезиты нормального р€да с подчинЄнным количеством высокомагнезиальных (Mg# = 59) низкотитанистых базальтов.

 ремнисто-терригенна€ ассоциаци€. ќсадочные породы этой группы, также как и осадочные породы, ассоциирующие с вулканитами, близки к ним по составу. Ѕолее кислый состав тонкозернистых пород (€шм, кремнистых алевролитов; SiO2 от 62 до 74 мас. %), св€зываетс€ с участием растворов кремнекислых гидротерм в формировании таких пород.

ƒл€ гранитоидов приведены не только данные о химическом составе (рис. 8, см.

рис. 5Ц7), но и суммированы результаты петрохимических исследований дл€ тех из них, дл€ которых ранее выполнены Sm-Nd изотопно-геохимические исследовани€ и рассмотрены вопросы их петрогенеза (–уднев и др., 2009 б). ƒоаккреционные гранитоиды, за исключением щелочных разностей Ѕоминхаринского массива, отвечают низко- и высокоглинозЄмистыми кварцевым диоритам, тоналитам и трондьЄмитам известково-щелочной серии нормального р€да. Ќа диаграмме A / NK Ц A / CNK (см. рис. 8) они попадают в пол€ умеренноглинозЄмистых и пересыщенных глинозЄмом гранитоидов, тогда как щелочные граниты наход€тс€ в поле пересыщенных щелочами пород.

√≈ќ’»ћ»„≈— јя ’ј–ј “≈–»—“» ј ѕќ–ќƒ ¬”Ћ јЌќ√≈ЌЌџ’ »  –≈ћЌ»—“ќ-“≈––»√≈ЌЌџ’

 ќћѕЋ≈ —ќ¬. ѕороды базальтовой ассоциации имеют фракционированное распределение микроэлементов с обеднением высоко несовместимыми элементами (Th-La) и сильно фракционированным распределением умеренно несовместимых редких элементов (рис. 9), приближающимс€ к их распределению в базальтах океанических островов.

¬ высокотитанистых базальтах Nb-Ta аномалии не про€влены (или слабые отрицательные), а Ti Ч положительные (или отсутствуют). ѕри этом содержани€ всех несовместимых редких элементов, особенно высоко- и умеренно несовместимых, а также степень их фракционировани€ выше, чем в низкотитанистых базальтах и андезибазальтах.

–исунок 9. –аспределение нормированных к примитивной мантии редких элементов и нормированных к хондриту –«Ё в вулканогенных и кремнисто-терригенных комплексах ќзЄрной зоны Ѕазальт-андезитова€ ассоциаци€ представлена толеитовыми базальтами и андезибазальтами, характеризующимис€ слабо фракционированным распределением содержаний иммобильных несовместимых элементов с отрицательными аномали€ми Nb-Ta, Zr-Hf и Ti и положительными аномали€ми Sr (см.

рис. 9), слабо фракционированным распределением –«Ё (см. рис. 4) с преобладанием лЄгких –«Ё над т€жЄлыми, что типично дл€ базальтов юных островных дуг. ƒациты обладают более высокими содержани€ми микроэлементов и несколько большей степенью их фракционированности, отчЄтливыми отрицательными аномали€ми Sr, P, Ti и Eu при слабо выраженных отрицательных аномали€х Nb-Ta и более плоском, чем в базальтах, распределении т€жЄлых –«Ё.

ѕороды андезитовой ассоциации в р-не г. ’алдзан-Ѕурэгтэй-”ла по своим геохимическим особенност€м сходны с базальтами базальт-андезитовой ассоциации и характеризуютс€ отчЄтливыми отрицательными аномали€ми Nb-Ta и Ti, низкими отношени€ми Sr / Y = 19 и повышенными Th / Nb = 0,29, слабо фракционированным распределением –«Ё.

“аким образом, вулканиты исследованных разрезов различаютс€ между собой как по содержани€м и отношени€м иммобильных редких элементов, так и по характеру их распределени€, что позвол€ет предположить, что формировались они из геохимически различных мантийных источников.

“онкозернистые кремнистые алевролиты, аргиллиты и €шмоиды кремнистотерригенной ассоциации характеризуютс€ умеренно фракционированными распределени€ми редких элементов с отчЄтливыми отрицательными аномали€ми Nb-Ta, P и Ti, слабо фракционированным распределением –«Ё с обогащением лЄгкими и плоским распределением т€жЄлых –«Ё, слабой отрицательной Eu аномалией (рис. 9). “акие особенности свидетельствуют о преимущественно слабо фракционированных, возможно островодужных, источниках их сноса.

Nd-»«ќ“ќѕЌјя —»—“≈ћј“» ј ѕќ–ќƒ ¬”Ћ јЌќ√≈ЌЌџ’ »  –≈ћЌ»—“ќ-“≈––»√≈ЌЌџ’

ј——ќ÷»ј÷»… (рис. 10). ѕороды базальтовой ассоциации характеризуютс€ в целом умеренно положительными величинами Nd(T), варьирующими от +7,5 до +4,8.   ним близки высокотитанистые габброиды и диабазы [Nd(T) = +7,0... +6,6] и образующие прослои и линзы среди базальтов терригенные породы и карбонаты [Nd(T) = +6,8... +5,6]. ¬еро€тно, в петрогенезе высокотитанистых базальтов и габброидов принимал участие обогащЄнный плюмовый источник.

Ц  Ц  Ц

ѕо сравнению с породами базальтовой ассоциации вулканиты базальт-андезитовой ассоциации отличаютс€ более высокими значени€ми Nd(T) ( +7,3), хот€ и характеризуютс€ локальными различи€ми. Ќа хр. —эрийн-Ќуру вулканиты этой ассоциации обладают высокими положительными величинами Nd(T) (от +7,3 до +9,8), что, как уже говорилось выше, близко к изотопному составу деплетированной мантии (DM) соответствующего возраста. ќтклонени€ состава в сторону более низких значений Nd(T) возможно свидетельствует об участии в формировании расплавов нар€ду с мантией N-MORB древнекорового материала, поступавшего в зоны субдукции.

ѕороды андезитовой ассоциации имеют промежуточные характеристики между составами пород базальтовой и базальт-андезитовой ассоциаций в районе г. √элбэн”ла и определ€ютс€ интервалом значений Nd(T) = +8,1 Е +7,3.

 ремнисто-терригенна€ ассоциаци€.  ремнистые алевролиты, аргиллиты и €шмоиды аккреционной призмы характеризуютс€ широкими вариаци€ми величины Nd(T) (от +7,8 до +4,9) и повышенными относительно среднекоровых отношени€ми (147Sm / 144Nd = 0,17860,1463), что позвол€ет говорить о преимущественном вкладе ювенильных источников сноса в процессы осадконакоплени€ при подчинЄнной роли древнекорового материала.

√≈ќ’»ћ»„≈— јя » Nd-»«ќ“ќѕЌјя ’ј–ј “≈–»—“» ј √–јЌ»“ќ»ƒќ¬. —одержани€ редких элементов в исследованных гранитоидах ќзЄрной зоны анализируютс€ совместно с данными по гранитоидам с известными Nd-изотопными параметрами из работы —.Ќ. –уднева и др. (2009 б), в которой детально рассмотрены вопросы петрогенеза гранитоидов.

–исунок 11. Ќормированные к примитивной мантии распределени€ редких элементов и нормированные к хондриту распределени€ –«Ё в гранитоидах ќзЄрной зоны ЌизкоглинозЄмистые тоналиты-трондьЄмиты представлены породами толеитовой и известково-щелочной (I-тип) серий, различающимис€ содержани€ми и отношени€ми редких элементов. ƒл€ толеитовых тоналитов и трондьЄмитов характеры пологие профили распределени€ –«Ё со слабым обогащением лЄгкими –«Ё, плоским или обогащЄнным Yb распределением т€жЄлых –«Ё, отчЄтливыми отрицательными аномали€ми Eu (рис. 11), низкими отношени€ми (Sr/Y = 1,413,0).

»звестково-щелочные низкоглинозЄмистые тоналит-трондьЄмиты отличаютс€ умеренно фракционированным распределением –«Ё с обогащением лЄгкими –«Ё, близким к плоскому слабо вогнутому распределению т€жЄлых –«Ё, практическим отсутствием аномалии Eu, более высокими отношени€ми Sr / Y = 1547. ƒл€ обоих типов плагиогранитоидов характерны отрицательные аномалии Nb-Ta, P и Ti. “олеитовые плагиогранитоиды обладают высокими положительными величинами Nd(T) = = +6,6 Е +7,9 при высоких отношени€х 147Sm/144Nd = 0,15010,1736. “оналит-трондьЄмиты известково-щелочной серии отличаютс€ более фракционированным отношением Sm / 144Nd = 0,11620,1506, но имеют близкие значени€ Nd(T) (от +6,5 до +7,9) и позднерифейский Nd-модельный возраст TNd(DM) = 0,730,70 млрд л. (см. рис. 10).

¬ысокоглинозЄмистые кварцевые диориты-трондьЄмиты известково-щелочной серии характеризуютс€ умеренно фракционированными профил€ми распределени€ редких элементов с отрицательными аномали€ми Th, Nb-Ta и, в меньшей степени, Ti (см. рис. 11), а также сильно варьирующими отношени€ми Sr/Y = 39173.

¬ысокоглинозЄмистые плагиогранитоиды отличаютс€ от низкоглинозЄмистых в целом более высокими положительными величинами Nd(T) (от +9,0 до +7,4) и более молодым венд-кембрийским Nd-модельным возрастом TNd(DM) = 0,650,50 млрд л., не завис€щим от возраста кристаллизации.

ўелочные граниты и монцодиориты Ѕоминхаринского массива характеризуютс€ обогащением LIL- и HFS-элементами, отрицательными аномали€ми Nb и Ti, положительными Ч Zr и Hf, слабо и умеренно фракционированным распределением –«Ё с незначительным обогащением лЄгкими и обеднением средними –«Ё в гранитах, отчЄтливой отрицательной аномалией Eu (см. рис. 11). ќни обладают высокой положительной величиной Nd(T) = +7,2, близкой к аналогичному показателю плагиогранитоидов (см. рис. 10).

ѕостаккреционные (465Ц440 млн л.) гранитоиды соответствуют по химическому составу известково-щелочным гранодиоритам, гранитам и лейкогранитам умеренно насыщенным и пересыщенным глинозЄмом. ќт доаккреционных тоналитов-трондьЄмитов они отличаютс€ более фракционированными профил€ми распределени€ редких и редкоземельных элементов с обогащением LIL-элементами (см. рис. 11). ƒл€ них характерны отрицательные аномалии Nb-Ta, Zr-Hf и Ti, варьирующие величины Nd(T) (от +6,9 до +3,1) и TNd(DM) = 1,10,64 млрд лет (TNd(DM-2st) = 0,940,58 млрд л.), отражающие как относительно короткоживущие, так и долгоживущие коровые источники расплавов постаккреционных гранитоидов.

ќ—ќЅ≈ЌЌќ—“» √≈ќЋќ√»„≈— ќ√ќ –ј«¬»“»я  јЋ≈ƒќЌ»ƒ ќ«®–Ќќ… «ќЌџ. ѕриведЄнные геологические, геохимические и изотопные характеристики, а также результаты предыдущих исследований ( оваленко и др., 1996 б) позвол€ют сделать р€д выводов о геологической природе породных ассоциаций, участвующих в строении осевой части ќзЄрной зоны.

ѕороды базальтовой ассоциации представлены однообразными пиллоу-лавами, сопровождающимис€ практически исключительно хемогенным материалом, что свидетельствует о их формировании в морском бассейне вдали от источников сноса терригенного материала. ќни про€вл€ют черты петрохимического и геохимического сходства с океаническими базальтами, св€занными с обогащЄнными плюмовыми источниками (базальтами океанических плато и островов и базальтами E-MORB типа) и характеризуютс€ пониженными относительно вулканитов других вулканических комплексов величинами Nd(T) (от +7,5 до +4,8), отсутствием или слабой отрицательной аномалией Nb-Ta, варьирующим отношением La/Nb = 1,42,0 и фракционированным распределением –«Ё. Ќа диаграмме Nb / Yb Ц TiO2 / Yb (рис. 12) точки составов высокотитанистых базальтов и трахибазальтов хр. —эрийн-Ќуру попадают преимущественно в поле толеитовых базальтов океанических плато и островов. ‘ормирование этих пород определ€етс€ обстановками типа океанического острова или лавового плато, св€занными с активностью гор€чей точки мантии.

Ц  Ц  Ц

Ѕазальт-андезитова€ ассоциаци€ характеризуетс€ широкими вариаци€ми составов пород от базальтов до андезитов и, реже, дацитов. — вулканитами этой группы ассоциирует туфогенный материал, типичный дл€ субаэральных извержений. ѕрактически повсеместно в разрезах присутствуют терригенные породы разной зернистости, состав обломков которых отвечает продуктам размыва вулканитов. ќчевидно, это свидетельствует об их образовании при размыве вулканических подн€тий, которые, веро€тно, можно сопоставить с островными дугами. ѕринима€ во внимание, что низкотитанистые базальты и андезибазальты характеризуютс€ слабо фракционированными спектрами распределени€ редких и редкоземельных элементов с отрицательными аномали€ми Nb-Ta, Zr-Hf и Ti, а также высокими положительными величинами Nd(T) = +8,2 Е +9,9, можно предположить, что они формировались в обстановках юных островных дуг. Ќа хребте —эрийн-Ќуру базальты и андезиты (см. рис. 3) про€вл€ют сходство с базальтами островных дуг и задуговых бассейнов. ¬ысокие положительные величины Nd(T) = +8,5 Е +8,7, слабо фракционированное распределение несовместимых микроэлементов, их пониженные содержани€. «накопеременные Nb-Ta аномалии и положение на дискриминационных диаграммах пород этой группы более всего согласуетс€ с их формированием в услови€х заостроводужных бассейнов.

¬ составе андезитовой ассоциации преобладают андезиты, содержащие амфибол, что свидетельствует о водонасыщенности расплавов. — ними ассоциируют конгломераты, в т. ч. и крупногалечные, свидетельствующие о значительной дифференциации рельефа вулканической гр€ды. »зотопный состав пород ассоциации (Nd(T) = +9,8 Е +7,3) позвол€ет говорить об их формировании в обстановках внутриокеанических островных дуг.

 ремнисто-терригенна€ ассоциаци€ включает породы преимущественно вулканокластического происхождени€, а наличие флишоидной ритмичности в строении толщ подчЄркивает образование их на склонах подн€тий на некотором удалении от области размыва. ƒиапазон вариаций величин Nd(T) в осадочных породах (от +5,6 до +7,4, TNd(DM) = 0,87Ц0,76 млрд л.) перекрываетс€ с вариаци€ми во вмещающих вулканитах, хот€ встречаютс€ и более низкие величины Nd(T) (см. рис. 10). ¬еро€тно, источниками сноса рассматриваемых осадков были вулканиты, близкие по составу к вмещающим.

“аким образом, на основании приведЄнных данных можно сделать вывод о формировании исходных комплексов складчатых структур ќзЄрной зоны в разных услови€х и, по-видимому, в разных участках палеокеанического бассейна. Ёто были обстановки внутриокеанической гор€чей точки и конвергентных границ островных дуг.

»—“ќ„Ќ» » » ќЅ—“јЌќ¬ » ‘ќ–ћ»–ќ¬јЌ»я –ј—ѕЋј¬ќ¬ √–јЌ»“ќ»ƒќ¬. ѕо отношению к процессам формировани€ покровно-складчатых структур выдел€ютс€, по меньшей мере, три этапа гранитообразовани€: доаккреционный (островодужный), позднеаккреционный и постаккреционный.

√ранитоиды островодужной (доаккреционной) стадии. Ёти гранитоиды по составу сопоставл€ютс€ с умеренно- и высокоглинозЄмистыми породами тоналиттрондьЄмит-гранодиоритовой ассоциации (TTG) современных вулканических дуг. «начени€ Nd(T) варьируют в высокоглинозЄмистых породах от +7,4 до +9,0 (TNd(DM) = = 0,66Ц0,50 млрд л.), в низкоглинозЄмистых Ч Nd(T) = +6,6 (TNd(DM) = 0,73Ц0,70 млрд л.).

ѕо этим параметрам они близки к вулканитам островодужных комплексов и наход€тс€ в поле эволюции их Nd-изотопного состава (см. рис. 10).

√ранитоидам аккреционной стадии отвечают ’€ргаснурский (4952 млн л. ( оваленко и др., 2004 а, б)) и Ўаратолгойский массивы (49410 млн л. (–уднев и др., 2009 б)). ’арактер распределени€ редких и редкоземельных элементов в этих породах подобен островодужным гранитоидам. ¬еличины Nd(T) в высокоглинозЄмистых тоналитах +7,7 (TNd(DM) = 0,61 млрд л.), а в низкоглинозЄмистых варьируют от +6,6 до +7,9.

Ќа диаграмме ЂNd(T) Ц ¬озрастї (см. рис. 10) гранитоиды попали в поле эволюции изотопного состава Nd-вулканитов островных дуг. Ёти данные, исход€ из геологического положени€ и возраста тоналитов-трондьЄмитов, позвол€ют предположить, что их становление происходило на островодужной и аккреционной стади€х развити€ ќзЄрной зоны посредством плавлени€ метабазитов субдуцирующей океанической плиты и мантийного клина или (и) основани€ островной дуги при подчинЄнном участии древнекорового материала.

√ранитоиды внутриплитной специфики представлены щелочными гранитоидами Ѕоминхаринского массива. —уд€ по геохимическим и Nd-изотопным данным (Nd(T) = = 6,0 Е + 7,4, TNd(DM) = 0,80 млрд л.), формирование исходных дл€ них расплавов могло быть св€зано с плавлением обогащЄнного мантийного источника и пород ювенильной коры. »х геологическа€ позици€ предполагает, что они были сформированы на доаккреционной стадии и в ходе аккреции были захвачены плагиогранитоидами.

Ё“јѕџ ќ«®–Ќќ…

ћј√ћј“»«ћј ¬ ѕ–ќ÷≈——≈ ‘ќ–ћ»–ќ¬јЌ»я  јЋ≈ƒќЌ»ƒ «ќЌџ.

Ќаиболее ранний этап развити€ ќзЄрной зоны фиксируетс€ становлением плагиогранитов офиолитовых комплексов хр. ’ан-“айширын-Ќуру (5684 млн л. н. Ч √ибшер и др., 2001) и хр. ƒарвийн-Ќуру (5736 млн л. н. Ч  озаков и др., 2002). ‘ормирование этих офиолитовых комплексов св€зываетс€ с обстановками внутриокеанических островных дуг (√ибшер и др., 2001; Dijkstra et al., 2006). јналогичный возраст установлен дл€ плагиогранитов из офиолитов јгардаг-Ёрзинской и  аахемской зон “увы (5692 млн л., Pb-Pb метод; Pfnder et al., 2002). ќчевидно, в это же врем€ формировались и породы базальтового и базальт-андезитового комплекса ќзЄрной зоны, изученные нами в районе хр. —эрийн-Ќуру и г. √элбэн-”ла, тогда как накопление толщ андезитового комплекса (р-н ’алдзан-Ѕурэгтэй-”ла) происходило 5463 млн л. назад ( оваленко и др., 2004 а, б). “аким образом, в ќзЄрной зоне в период 570Ц540 млн л. н. произошло формирование океанических плато и/или островов, заложение внутриокеанических энсиматических островных дуг и их эволюци€ от юных до зрелых.

¬ интервале 540Ц520 млн л. н. в ќзЄрной зоне фиксируетс€ начало гранитоидного магматизма, про€вившегос€ в становлении высокоглинозЄмистых известково-щелочных диоритов, кварцевых диоритов, тоналитов и трондьЄмитов ’аранурского плутона (5296 и 53110 млн л.), а также низкоглинозЄмистых тоналитов Ўаратолгойского плутона Ч 5198 млн л. (–уднев и др., 2009 б). —инхронно с ним протекал базитультрабазитовый магматизм.

— учЄтом погрешностей геохронологических данных, в качестве границы между доаккреционной и аккреционной стади€ми эволюции структуры каледонид ќзЄрной зоны достаточно условно может быть прин€т рубеж ~ 515Ц505 млн л. “аким образом, можно предполагать, что процессы аккреции в ќзЄрной зоне происходили в интервале 515Ц 480 млн л. н.

√≈ќƒ»Ќјћ»„≈— јя ћќƒ≈Ћ№ ‘ќ–ћ»–ќ¬јЌ»я  јЋ≈ƒќЌ»ƒ ÷ј—ѕ.  ак было показано выше и отмечалось раннее (ярмолюк и др., 2003, 2006), особенностью строени€ каледонид ÷ј—ѕ €вл€етс€ широкое про€вление магматизма внутриплитной специфики на всех стади€х их развити€, начина€ с доаккреционной. ¬ ќзЄрной зоне такие породы представлены высокотитанистыми субщелочными базальтами, возникшими, повидимому, в св€зи с активностью внутриокеанической гор€чей точки мантии. Ўирокое развитие про€влени€ магматизма внутриплитной петрохимической специфики получили также на позднеаккреционной и постаккреционной стади€х развити€ коры.

ѕолученные геохимические и петрохимические данные говор€т о том, что область воздействи€ обогащЄнного мантийного источника (мантийного плюма) охватывала значительную часть палеокеана. ≈го вли€ние, в частности, сказалось на составах пород островодужных комплексов. ¬ аккреционную стадию магматизм внутриплитного типа широко про€вилс€ в пределах блоков, аккретированных совместно с ќзЄрной зоной. ¬ пределах северного обрамлени€ ќзЄрной зоны (—ангиленский выступ) в это врем€ сформировались субщелочные и щелочные (агпаитовые) граниты ’оромнугского массива (495 млн л.), нефелиновые и щелочные сиениты ƒжаргалантского (490 млн л.) ( озаков и др., 2003) и Ѕотогольского массивов (495 млн л.) (ярмолюк и др., 2006), массивы субщелочных габброидов мажалыкского комплекса (»зох и др., 2007). ¬ постаккреционную стадию в ќзЄрной зоне сформировались субщелочные лейкограниты јйрагнурского (465 млн л.) и —еверного массива хр. —эрийн-Ќуру (449 млн л.). ¬ северном обрамлении зоны в этом же интервале сформировались Ѕашкымугурский массив щелочных габброидов (4656 млн л. Ч  озаков и др., 2001),  атунский и јрысканский массивы щелочных гранитов (455 млн л. Ч –уднев и др., 2006).

 роме ќзЄрной зоны магматические про€влени€ внутриплитной геохимической специфики широко про€влены в других структурных зонах каледонид Ч в  узнецком јлатау (ѕлотников и др., 2000), ƒжидинской и јгинской зонах (¬рублевский и др., 2003, 2009, –уженцев и др., 2005). ¬ аккреционный и постаккреционный периоды развити€ коры про€влени€ внутриплитного магматизма охватывали всю площадь јлтае—а€нской области (ярмолюк и др., 2003; »зох и др., 2007), ќльхонской зоны (—кл€ров и др., 2009), ’амар-ƒабана ( отов и др., 1997). —квозное по отношению к формирующейс€ складчатой структуре каледонид, развитие внутриплитного магматизма св€зано с формированием каледонского континентального супертеррейна над гор€чей точкой мантии, котора€ до аккреции располагалась в пределах ѕалеоазиатского океана.

“аким образом, полученные геологические, геохронологические и вещественные характеристики пород вулканогенных и кремнисто-терригенных ассоциаций, а также разновозрастных гранитоидов ќзЄрной зоны каледонид ÷ј—ѕ позвол€ют сделать р€д выводов о геологических услови€х их формировани€, о специфике магматизма и об основных этапах эволюции континентальной коры “увы и сопредельных регионов ÷ентральной јзии.

1. ”становлены этапы эволюции складчатой структуры каледонид ќзЄрной зоны. «аложение островных дуг произошло ~ 570 млн л. н. »х развитие, сопровождавшеес€ про€влени€ми плутонического магматизма, в т. ч. образованием расслоенных габброидов (527 43 млн л. н.) и тоналит-трондьЄмитового массива в хр. —эрийн-Ќуру (514 8 млн л. н.), продолжалось вплоть до начала аккреции. јккреци€ в каледонидах произошла в интервале 515Ц480 млн л. н. и характеризовалась образованием крупных массивов тоналит-гранодиорит-плагиогранитовой серии.

2. ёвенильна€ кора ќзЄрной зоны была образована в венд-кембрийское врем€ (~ 570Ц490 млн л. н.) в обстановке внутриокеанических островных дуг и океанических островов и последующих аккреционных процессов палеокеанических и островодужных комплексов и докембрийских микроконтинентов, завершившихс€ к рубежу ~ 490 млн л.

3. √еохимические и Nd-изотопные данные свидетельствуют о том, что источником исходных расплавов низкотитанистых базальтов, андезитов и дацитов островодужных комплексов €вл€лась главным образом деплетированна€ манти€ надсубдукционного клина.

4. ќбразование высокотитанистых базальтов и габброидов было св€зано с обогащЄнным плюмовым источником.

5. ќсадочные породы доаккреционных комплексов формировались при размыве преимущественно ювенильных островодужных источников с незначительным участием пород зрелой континентальной коры.

6. —воеобразие развити€ каледонид, определ€емое сквозным про€влением в их истории магматизма внутриплитной специфики, объ€сн€етс€ с позиций аккреции венд-кембрийских структур океанического ложа (островных дуг, океанических островов, задуговых бассейнов и т. д.), произошедшей над гор€чей точкой мантии.

ѕредполагаетс€, что еЄ воздействие на характер магматизма в литосфере продолжалс€ и после формировани€ каледонской складчатой области.

1.2. ’ј–ј “≈–»—“» ј Ёѕќ’ ЅЋј√ќ–ќƒЌќ-–≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќќ√ќ ћј√ћј“»«ћј

Ќа территории ÷ентрально-јзиатского складчатого по€са (÷ј—ѕ) металлоносный магматизм нар€ду с другими про€влени€ми внутриплитной активности имеет достаточно широкое распространение. Ќа рисунке 13 представлены важнейшие редкометалльные месторождени€ и про€влени€ региона, крупнейшие фанерозойские батолиты (јнгаро-¬итимский, ’ангайский, ’ентейский), а также тектонические структуры типа континентальных грабенов и рифтов. ¬се эти редкометалльные про€влени€ ÷ј—ѕ отнесены к совокупности разновозрастных благородно-редкометалльных провинций.

Ѕольшинство рудных объектов контролируетс€ внутриплитными тектоническими структурами (в основном грабенами и их обрамлени€ми, прогибами и впадинами). ћеталлоносный магматизм в ÷ентральной јзии возник, по крайней мере, начина€ с ~2 млрд л. (Ћарин и др., 2001).

ƒќ ≈ћЅ–»…— јя » –јЌЌ≈-—–≈ƒЌ≈ѕјЋ≈ќ«ќ…— јя Ёѕќ’». –анее (ярмолюк,  оваленко, 1991) были намечены эпохи про€влени€ металлоносного магматизма: докембрийска€ (нерасчленЄнна€, св€занна€ с формированием и разрушением структур суперконтинента –одини€), а также ранне- и среднепалеозойские, позднепалеозойскоЦ раннемезозойска€, позднемезозойскоЦраннекайнозойска€, сопр€жЄнные с формированием складчатого обрамлени€ —ибири.

Ц  Ц  Ц

“аблица 2. Ёпохи, провинции, области внутриплитного магматизма в фанерозое ÷ентрально-јзиатского складчатого по€са (÷ј—ѕ) и некоторые редкометалльные про€влени€ и месторождени€

Ц  Ц  Ц

ќдним из объектов редкометалльного магматизма в докембрийской истории —ибири €вл€етс€  атугинское месторождение (Ta, Nb, Zr, Y, TR), св€занное со щелочными гранитами одноимЄнного комплекса (2066 млн л.). ќно, как и другое суперкрупное месторождение “орлейк (2094 млн л. Ч Ћарин и др., 2002), по времени формировани€ св€зано с глобальным раннепротерозойским (2,0Ц2,2 млрд л. н.) геотектоническим циклом, начавшегос€ с широко про€вленного рифтогенеза, приведшего к последующему континентальному расколу и формированию Ђпредсвекофенскихї океанских структур. —ледующий возрастной уровень про€влени€ благородно-редкометалльного магматизма Ч рифейский, дл€ которого характерно формирование ультраосновных щелочных комплексов с карбонатитами, а также их размещение вдоль позднерифейской тектонической границы —ибирской платформы. √еохронологические данные свидетельствует о возрастной близости этих про€влений внутриплитной активности.

“ак, врем€ формировани€ по€сов даек и силлов в пределах центральной части јлданского щита оцениваетс€ как интервал 700Ц620 млн л. н. (Condie, Rosen, 1994). ќбразование ќлокитского грабена с платобазальтовым и контрастным базальтовориолитовым магматизмом на границе платформы с Ѕайкало-ћуйской складчатой зоной произошло 700Ц670 млн л. назад (–ыцык и др., 1999). ¬ пределах ћуйской глыбы обнаружены карбонатиты возрастом 649 млн л. (Rb-Sr) и 625 млн л. (Ar-Ar) (–ипп и др., 2005). ћассивы щелочных пород с карбонатитами среднетатарского комплекса на ≈нисейском кр€же датируютс€ 670Ц620 млн л. (¬рублевский и др., 2005). »нтервал 670Ц630 млн л. определ€ет возраст максимума внутриплитной активности, локализаци€ про€влений которой вдоль кра€ —ибирской платформы свидетельствует о произошедшем в это врем€ крупном литосферном расколе рифтогенного типа, разделившем —ибирь и Ћаврентию.

ѕослерифейска€ геодинамическа€ истори€ внутриплитной активности продолжалась практически непрерывно, в течение всего фанерозо€ вплоть до голоцена, хот€ и со спадами и пиками (рис. 14).

ѕо максимумам активности она раздел€етс€ на ранне- и среднепалеозойскую, позднепалеозойско-раннемезозойскую (с позднепалеозойским и раннемезозойским дополнительными пиками), позднемезозойско-раннекайнозойскую эпохи (табл. 2), в пределах которых показаны провинции, области внутриплитного магматизма в фанерозое ÷ј—ѕ и некоторые рудопро€влени€ и месторождени€.

Ц  Ц  Ц

ћеталлогеническа€ специфика ранне-среднепалеозойской эпохи обусловлена специализацией магматических про€влений јлтае-—а€нской складчатой области (рис. 15), котора€ на юго-западном складчатом обрамлении —ибири охватывает территории ћинусинской котловины, “увы, ¬осточного и «ападного —а€на и —еверо«ападной ћонголии общей площадью 500700 км.

¬ целом в истории развити€ јлтае-—а€нской внутриплитной провинции ÷ј—ѕ могут быть выделены ордовик-силурийска€ и девонска€ эпохи магматизма и металлогении. –аннепалеозойска€ (OЦS) эпоха представлена преимущественно плутоническими образовани€ми. —реди последних преобладают массивы I-типа (кварцевые диориты, тоналиты, гранодиориты) и S-типа (высокоглинозЄмистые граниты, лейкограниты, гранодиориты) коллизионных зон. ¬ажные дл€ редкометалльной металлогении щелочные граниты, литий-фтористые (сподуменовые) граниты и пегматиты, субщелочные и щелочные габброиды также присутствуют, но, как правило, представлены отдельными массивами, рассредоточенными на большой площади. — этими массивами св€заны месторождени€ Li (—оль-Ѕельдир и “астыг), Ta, Nb и TR (”луг-“анзек и јрыскан).

ƒевонска€ эпоха характеризуетс€ широко про€вленным магматизмом, сопр€жЄнным с образованием прогибов и грабенов, выполненных ассоциаци€ми пород нормального р€да, а также повышенной щЄлочности и щелочных (существенно базальтовых, базальтово-андезибазальтовых, базальтово-трахитовых, бимодальных базальт-трахидациттрахириолитовых, нефелинитфенотефритовых). — пол€ми вулканических пород ассоциируют их интрузивные эквиваленты Ч долериты, тешениты, тералиты, щелочные сиениты и граниты.

— породами этой эпохи св€заны редкометалльные месторождени€ ћонгольско-јлтайской провинции:

Ўартолгой (Zr,Nb,Y/Ta), “сахир (Zr,Nb,Y/Ta), ’алдзан-Ѕурэгтэй (Zr,Nb,Y/Ta); Ёдельвейс (Nb).

ѕќ«ƒЌ≈ѕјЋ≈ќ«ќ…— јя

Ёѕќ’ј. √еодинамическа€ ситуаци€ в ÷ј—ѕ в период 330Ц 185 млн л. н. показана на рисунке 16. ÷ентральным геологическим событием этой эпохи было формирование огромной ÷ентрально-јзиатской рифто- –исунок 16. —хема про€влений редкометалльного магматизма вой системы представленной в системе позднекаменноугольно-раннепермских (а Ч C3ЦP1) и субширотно выт€нутыми по€- пермских (б Ч P1-2), магматических ассоциаций ÷ј—ѕ сами субпараллельных риф- (усл. обозначени€ см. на рис. 15) товых зон (√оби-“€ньшанска€, √оби-јлтайска€, —еверо-ћонгольска€), выполненных бимодальными базальт-комендит-пантеллерит-щЄлочногранитными ассоциаци€ми, сопровождаемыми громадными по€сами даек пород той же ассоциации. —истема располагаетс€ преимущественно в ћонголии, но захватывает и сопредельные территории  ита€ и ѕрибайкаль€ –оссии. ќбразовалась она в интервале времени 310Ц250 млн л. н. Ќаиболее ранние внутриплитные магматические ассоциации (—3–1) т€готеют к √оби-“€ньшанской рифтовой зоне (см. рис. 16 а), более молодые (–1Ц2) Ч к √оби-јлтайской и —еверо-ћонгольской зонам (см. рис. 16 б). —кольжение возраста рифтогенных ассоциаций с омоложением их к северу объ€сн€лось ранее (ярмолюк и др., 2000) перекрытием —ибирской плитой плюмового источника в герцинском палеокеане, который ныне выдел€етс€ как ћонгольский плюм.

Ќа завершающем этапе формировани€ рифтовой системы возник зональный магматический ареал, €дро которого (см. рис. 16 б) представлено ’ангайским батолитом (возраст 250 млн л.), а северна€ и южна€ перифери€ Ч рифтовыми зонами. ¬ их составе широко развиты щелочные и редкометалльные литий-фтористые граниты, а также вулканиты бимодальных ассоциаций. ¬ магматических породах ÷ентральнојзиатской рифтовой системы вы€влены крупные редкометалльные объекты Ч ’анЅогдинский и ’архадский массивы редкометалльных щелочных гранитов (возраст 290 млн л.) в южной ћонголии, несущие циркониевую, ниобиевую и редкоземельную минерализацию, а также «ашихинский массив с аналогичной минерализацией в северной части рифтовой системы. ¬ √оби-“€ньшанской рифтовой зоне известны ( оваленко и др., 1999) и детально опробованы Ћугингольский массив калиевых щелочных пород с редкоземельными карбонатитами (возраст 250 млн л.) и ёгодзырский массив редкометалльных литий-фтористых гранитов (возраст 284 млн л.).

–јЌЌ≈ћ≈«ќ«ќ…— јя Ёѕќ’ј ¬Ќ”“–»ѕЋ»“Ќќ√ќ ћј√ћј¬ раннемезозойскую “»«ћј.

эпоху внутриплитного магматизма в пределах ÷ј—ѕ образовались ћонголо-«абайкальска€ и —а€но-јлтайска€ внутриплитные области (рис.

17 а). ћонголо-«абайкальска€ область обладает таким же зональным строением, как и рассмотренна€ выше позднепалеозойска€ рифтова€ система ÷ентральной јзии на завершающей стадии своего развити€.

  центру магматического ареала т€готеет ’ентейский или  ыринский гранитоидный батолит (~210Ц220 млн л.), с севера, запада и юга он окаймл€етс€ по€сами щелочных и литий-фтористых гранитов и пол€ми вулканитов бимодальных базальт-комендитовых ассоциаций (возраст 220Ц200 млн л.), которые структурно св€заны с «ападно-«абайкальской и —еверогобийской рифтовыми зонами. ¬ —еверогобийской рифтовой зоне установлено ƒзарта-’удукское –исунок 17. —хема про€влений редкометалльного магматизма в про€вление редкометалльных системе раннемезозойских (а Ч T2J1) и позднемезозойскоЦ щелочных гранитов и пантел- раннекайнозойских (б Ч MZ2KZ1) магматических леритов (возраст 200 млн л.), ассоциаций ÷ј—ѕ в центральной ћонголии Ч ¬нутриплитные магматические области: ћ« Ч ћонголо-«абайкальска€, ∆анчивланский, јбдарский, —ј Ч —а€но-јлтайска€, «« Ч «ападно-«абайкальска€, ё’ Ч ёжноЅагагазрынский массивы ред- ’ангайска€, ¬ћ Ч ¬осточно-ћонгольска€ (усл. обозн. см. на рис. 15).

кометалльных литий-фтористых гранитов ( оваленко и др., 1999).

ѕќ«ƒЌ≈ћ≈«ќ«ќ…— ќ-–јЌЌ≈ ј…Ќќ«ќ…— јя Ёѕќ’ј внутриплитного магматизма началась ~ 180 млн лет назад и завершаетс€ в конце олигоцена (~30Ц25 млн л. н.), хот€ с границы мела по палеоген интенсивность внутриплитного магматизма про€влена слабо. ¬нутриплитна€ активность этой эпохи в основном про€влена в «абайкалье, ÷ентральной и ¬осточной ћонголии, а также на южной окраине јлданского щита, где сформировались «ападно-«абайкальска€, ¬осточно-ћонгольска€, ёжнохангайска€ и јлданска€ области (см. табл. 2, рис. 17 б). –едкометалльные месторождени€ этих областей св€заны главным образом с двум€ типами магматизма Ч кремнекислыми комплексами пород с поздними фазами Li-F-гранитов и онгонитов, и карбонатитсодержащими комплексами преимущественно основного и среднего состава.

ƒл€ ранних фаз комплексов кремнекислых пород характерна W- и Sn-W специфика месторождений различных генетических типов ( узнецова, «агорский, 2001; ћесторождени€ «абайкаль€, 1995): грейзеновое вольфрам-олов€нное (јлдакачанское), кварцево-жильно-грейзеновое месторождени€ (јнтоновогорское), вольфрамовомолибденовые месторождени€ жильного и штокверкового типов (—ундалинское), вольфрамовые рудопро€влени€ вольфрамит-кварцевой формации (—покойнинское).

— Li-F-гранитами и онгонитами св€заны месторождени€ Ta, Li, Nb и Be: в восточном «абайкалье Ч ќрловка, Ётыка, јры-Ѕулак (возраст 140 млн л. Ч  оваленко и др., 1999); в восточной ћонголии Ч Ѕарун-÷огт, ёгодзырь, ќнгон-’айрхан (возраст 150Ц 120 млн л. Ч Ёволюци€Е, 1990); в ёжнохангайской вулканической области Ч вулканические редкометалльные литий-фтористые онгониты с бериллиевой минерализацией (“эг-”ла с возрастом ~ 120 млн л. Ч Ёволюци€Е, 1990).

ѕозднемезозойские карбонатитсодержащие комплексы известны в ёж. ћонголии (ћушугайский, ’отогорский, ”лугейский и др. массивы), в «ап. «абайкалье (’алютинский, ќшурковский, јршанский и др.), на јлдане (ћаломурунский массив, »нагли, “оммот, џллымах, Ѕилибинский и др.), в ÷ентральной “уве ( арасугское, ”латай„озское, „айлюхемское и др.), на востоке  ита€ (Zijinshan, LaiwuЦZibo в Central Shandong Province). ‘ормирование этих комплексов происходило в сравнительно узком интервале времени: в ёжной ћонголии ( -јr датировки) около 145 млн л. назад (Ёволюци€Е, 1990); «ападного «абайкаль€ (Rb-Sr) Ч 120 млн л. (Ќикифоров и др., 2002; –ипп и др., 2000); ћаломурунского массива (Rb-Sr) Ч ~140 млн л. ( онев и др., 1996), »нагли (129Ц137 млн л.), “оммота (146Ц153 млн л.); карбонатиты ÷ентральной “увы (RbЦ Sr) Ч 118 млн л. (Ќикифоров и др., 2006 а, б);  итай (U-Pb) Ч 110Ц135 млн л. (2004, 2006).

√еохимическа€ специализаци€ пород рассматриваемых комплексов (как карбонатитов, так и силикатных магматических) выражаетс€ высокими содержани€ми в них Sr, Ba, LREE, P, S и низкими концентраци€ми Nb и Ta. ¬ карбонатитах уровень концентрации Sr, Ba и –«Ё часто оказываютс€ настолько высокими, что в породах не только по€вл€ютс€ их собственные минералы, но минералы эти уже выступают в роли породообразующих.

¬ ѕќ«ƒЌ≈ ј…Ќќ«ќ…— ”ё Ёѕќ’” внутриплитна€ активность продолжалась, сопровожда€сь исключительно базитовым магматизмом повышенной щЄлочности. Ѕлагородно-редкометалльные про€влени€ пока не вы€влены, но это не значит, что их нет.

ќ—ќЅ≈ЌЌќ—“» √≈ќЋќ√»„≈— ќ√ќ –ј«¬»“»я » ћ≈“јЋЋќ√≈Ќ»» –≈√»ќЌј. “увинский регион и трансгранична€ —еверо-«ападна€ ћонголи€ €вл€ютс€ составной частью ÷ентрально-јзиатского подвижного по€са, возникшего в св€зи с геодинамической эволюцией и закрытием ѕалеоазиатского океана («оненшайн и др., 1990; Ѕерзин и др., 1994).   област€м максимального раскрыти€ ѕалеоазиатского океана в возрастном интервале 640Ц550 млн л. н. на территории “увы и сопредельных территори€х ћонголии относ€тс€ јгардагска€ (570 млн л.), Ўишхидска€ (631Ц590 млн л.),  аахемска€,  уртушибинска€, «ападно-“увинска€, ћонгунтайгинска€ и р€д других зон, в которых происходило формирование офиолитовых ассоциаций с про€влени€ми золотоплатиноидной ультрамафит-мафитовой формации.   структурам закрыти€ ѕалеоазиатского океана относ€тс€ венд-раннекембрийские островодужные системы, в частности, ќндумска€, ”лугойска€, ¬осточно-“аннуольска€ и более мелкие фрагменты других подобных структур, плохо распознаваемые среди гранитоидных массивов. ћеталлогеническа€ специализаци€ их определ€етс€ золото- и серебросодержащими медноколчеданными и колчеданно-полиметаллическими формаци€ми.

ƒлительный характер эволюции обусловил многоактную аккреционную природу по€са с возрастным смещением аккреционных, коллизионных и постколлизионных процессов, с каждым из которых сопр€жЄн вполне определЄнный комплекс рудных формаций. Ёто стало главной причиной его общей латеральной металлогенической зональности (ƒистанов, ќболенский, 1994; Rasskazov et al. 2004 ), а также, с одной стороны, про€влением металлогенической зональности в выделенных временных интервалах, а с другой Ч пространственным совмещением разноэтапного оруденени€ в одних и тех же тектонических зонах. Ёто обусловлено унаследованным характером развити€ зон, предопределЄнного, в свою очередь, спецификой протекани€ аккреционных процессов. —пецифика аккреции обусловлена наличием в районе “увы Ђзаливообразногої в направлении —ибирского кратона изгиба единой субдукционной границы ѕалеоазиатского океана, резко затруднившего субдукцию и способствовавшего утолщению и охлаждению здесь океанической литосферы (рис. 18).

Ц  Ц  Ц

ѕериодическое заклинивание зоны субдукции в смежных  узнецкой и ќзЄрной част€х субдукционной границы океаническими подн€ти€ми (симаунтами Ч Ѕерзин и др., 1994; Ѕуслов, ¬атанабе, 1996) привело, в конечном итоге, к смещению этой границы в сторону палеокеана и обособлению от него посредством ќзЄрно- узнецкой магматической дуги “увинского океанического Ђзаливаї. ƒальнейша€ геодинамическа€ эволюци€ региона сопр€жена с очень длительным, медленным и пульсационно-прерывистым погружением ЂохлаждЄнногої и Ђот€желЄнногої блока мантийной части литосферы, сопровождавшегос€ компенсационной дегазацией подстилающих горизонтов мантии и компенсационным перемещением вверх магматических расплавов. ѕогружение осуществл€лось на фоне общего горизонтального сжати€ литосферы, вызванного схождением смежных литосферных плит. Ќад краевой частью погружающегос€ блока мантии размещалс€ “аннуольско-’амсаринский блок, представл€вший собой Ђблюдцеобразноеї горстовое подн€тие активизированного шельфа “увино-ћонгольского микроконтинента (см. рис. 18). ќн был несколько наклонЄн на северо-запад, о чЄм свидетельствует постепенное увеличение мощности венд-кембрийских отложений при продвижении в этом направлении, и характеризовалс€ геоантиклинальным (островодужным) положением в силу того, что погружение его фундамента полностью компенсировалось накоплением мощных терригенно-карбонатно-вулканогенных отложений ( ембрийска€ тектоникаЕ, 1970). Ѕлок подвергалс€ интенсивному горизонтальному сжатию, вызванному как схождением смежных литосферных плит, так и погружением подстилающего блока мантии, под воздействием которого он как бы Ђзасасывалс€ї во внутрь «емли. ¬ раннем докембрии в блоках коры, характеризовавшихс€ подобной геодинамической позицией, формировались гранулит-гнейсовые по€са (Ўарков и др., 1996), тогда как в “аннуольско-’амсаринском блоке осуществл€лс€ длительный процесс становлени€ гранитоидных тел, приведший, в конечном итоге, к возникновению обширного ¬осточно-“увинского гранитоидного по€са. √алька гранитоидов фиксируетс€ в конгломератах осадочных отложений, начина€ уже со второй половины раннего кембри€ (серлигска€ и дыттыгска€ свиты ¬осточного “анну-ќла, Ѕа€нкольский разрез нижнего кембри€), но особенно обильна она в конгломератах среднего кембри€ (иргитхемска€ свита Ч „учко, 1971) и ордовика (шемушдагска€ сери€). ќценки возраста гранитоидов таннуольского комплекса  -јr методом попадают в интервал 510Ц 410 млн л. н. (Ћеонтьев и др., 1981), а по данным U-Pb и Pb-Pb методов Ч 451,0Ц 446,7 млн л. н. ( озаков и др., 1998; Pfnder et al., 1998). ѕоследние значени€ возраста относ€тс€ к периоду наиболее массового становлени€ гранитоидов.

–исунок 19. —хема геолого-тектонического строени€  аахемской рифтогенной зоны (составлена ј.ћ. „ерезовым по материалам крупномасштабной геологической съЄмки “увинской √–Ё) 1 Ч терригенные толщи (D1Ц2 и J); 2 Ч вулканогенные образовани€ (D1Ц2); 3 Ч терригенные толщи (OЦS); 4 Ч вулканогенно-терригенные отложени€ тапсинской свиты (™1 tp); 5 Ч риолит-дацит-андезит-базальтовые вулканогенные образовани€ улугойского вулканического комплекс (™1); 6 Ч андезит-дацит-риолитовые образовани€ нижнего кембри€ (ондумского вулканического комплекса ™1); 7 Ч терригенно-углисто-сланцевые отложени€ охемской свиты (V oh); 8 Ч вулканогенно-осадочные отложени€ харальской серии (R2 hr); 9 Ч метаморфические комплексы (PR2); 10Ц12 Ч интрузивные породы: 10 Ч гранитоиды таннуольского ( ™2Ц3 ta), 11 Ч габброиды тесхемского ( ™1 ts) и мажалыкского ( ™1 m) и, 12, Ч гипербазиты актовракского ( ™1 ak) комплексов; 13 Ч разломы; 14 Ч оси гребневидных выступов центрального антиклинорного подн€ти€; 15 Ч золоторудные узлы (1 Ч ’аральский, 2 Ч “апса- оптинский, 3 Ч “арданский, 4 Ч  ундусский, 5 Ч  агжирбинский); 16 Ч колчеданно-полиметаллические узлы (6 Ч “аскыльский, 7 Ч ќндуттайгинский, 8 Ч ќндумский).

ѕод воздействием погружающегос€ блока мантии, “аннуольско-’амсаринский блок коры испытывал не только тенденцию к Ђзасасываниюї вовнутрь «емли, но и подвергалс€ гравитационному раздавливанию (Ђбудинированиюї). —ледствием этого стало возникновение в его центральной части  аахемской рифтогенной зоны, контролируемой системой дугообразных расход€щихс€ обратных сбросов, выступавших в качестве границ структурно-формационных подзон (рис. 19) и проникавших в смежные тектонические зоны. ѕервоначально она формировалась в виде обширной и несколько наклонЄнной на запад поперечной депрессии, захватывающей краевую часть “увиноћонгольского микроконтинента. ¬ последующем произошло заложение обратных сбросов и центрального антиклинорного подн€ти€ термальной природы, фиксируемого на современном эрозионном срезе јгойско-Ѕийхемским, ”лугойским и ќжинским выступами. ѕо€вление последнего обусловило обособление от  аахемской зоны краевой ¬осточно-“увинской рифтогенной зоны, характеризующейс€ развитием ареального типа офиолитовой ассоциации протрузивно-магматической природы ( оробейников,  ов€зина, 1988, 1989) и занимающей пограничное положение между “аннуольско’амсаринским блоком и “увино-ћонгольским микроконтинентом.

¬ процессе развити€  аахемской рифтогенной зоны блок коры в еЄ поперечном сечении испытывал некоторое вращение (разворот). ≈го наличие предполагаетс€ на основании того, что в северо-восточной части рифтогенной зоны мощность венд-кембрийских осадочно-вулканогенных отложений существенно больше по сравнению с юго-западной.

¬ тоже врем€, здесь широко распространены протрузии мантийных гипербазитов, которые, по-видимому, первоначально проникали в кору вдоль плоскостей обратных сбросов, а затем, на уровне рифейско-нижнекембрийского чехла, использовали при своЄм продвижении вверх межформационные границы, о чЄм косвенно свидетельствует диагональное пересечение гипербазитовыми по€сами структурноформационных подзон от южного борта к северному (см. рис. 19).

ѕротрузии играли роль своеобразных магмо- и флюидопроводников. »меет место концентраци€ протрузий гипербазитов и нижнепалеозойских интрузий габброидов и гранитоидов в Ђкольцеобразныеї ареалы, которые при продвижении на запад смен€ютс€ палеовулканическими постройками. ¬ пределах  арабельдирского палеовулкана на крайнем юго-восточном окончании ƒерзиг-”жепской подзоны кислые вулканиты содержат включени€ гипербазитов ( оробейников, »саков, 1981). — Ђкольцеобразнымиї

ареалами раннепалеозойских интрузий пространственно сопр€жены золоторудные и золотороссыпные узлы, смен€ющиес€ при продвижении на запад колчеданнополиметаллическими, приуроченными к древним палеовулканическим постройкам.

–исунок 20. —хема геологического строени€ ќндумского рудного узла (по Ќ.—. Ѕухарову, ¬.ј. √уменюку (1979) с добавлени€ми „. . ќйдуп) 1 Ч рыхлые отложений (Q); 2 Ч юрские (J) отложени€; 3 Ч тапсинска€ свита (™1 tp): а Ч сероцветные алевролиты, песчаники, б Ч известн€ки; 4Ц6 Ч туматтайгинска€ свита (™1 tm) в зоне  аахемского разлома: 4 Ч базальтовые порфириты и их туфы, 5 Ч андезитовые порфириты и их туфы, 6 Ч дацитовые порфиры и их туфы; 7Ц9 Ч туматтайгинска€ свита (™1 tm) в ќндумской зоне: 7 Ч андезитовые порфириты, 8 Ч туфы дацитового состава, 9 Ч риолитовые порфиры (а), туфы риолитового состава (б); 10 Ч предполагаемые вулканические аппараты; 11Ц13 Ч таннуольский комплекс (™2Ц3 tn): 11 Ч плагиограниты (), 12 Ч диориты (), 13 Ч габбро (); 14 Ч нижнекембрийские (™1) субвулканические интрузии основного и среднего состава; 15 Ч разломы; 16 Ч рудопро€влени€: 1 Ч ћедное, 2 Ч ƒоргунское, 3 Ч “еректигское, 4 Ч  арасирт; 5 Ч ќндум.

¬ ќндумском колчеданно-полиметаллическом узле в пределах ќндумской подзоны (рис. 20) рудопро€влени€ локализованы в краевой части дугообразной в плане и корытообразной в разрезе кальдеры проседани€ выполненной вулканогенно-карбонатными отложени€ми тапсинской свиты (Ѕухаров, 1974). ¬ расположенном восточнее “арданском золоторудном узле, в краевой части подобной кальдеры, на площади, замещЄнной раннепалеозойскими интрузи€ми габброидов и гранитоидов, размещаютс€ золотоскарновые про€влени€, в т. ч. и “арданское месторождение.

¬ северо-восточной части  аахемской рифтогенной зоны интенсивно про€влен венд-нижнекембрийский риолит-базальтовый вулканизм (анахемский и туматтайгинский вулканические комплексы ”лугойской и ’аральско-ќттугтайгинской подзон Ч «айков, 1991)) и наиболее крупные колчеданно-полиметаллические узлы, в т. ч. крупное  ызыл-“аштыгское месторождение. «десь же расположен и ’аральский золотороссыпной узел. ¬ысока€ металлогеническа€ продуктивность этой части рифтогенной зоны обусловлена не только интенсивным про€влением здесь магматизма, но и р€дом геодинамических факторов, объективно затрудн€вших процесс магматической разгрузки глубоких недр и способствовавших накоплению и обособлению в магматических расплавах газово-флюидной составл€ющей. “акими факторами €вл€ютс€ грушевидный характер поперечного профил€ коры в этой части рифтогенной зоны с Ђгорлышкомї, обращЄнным к дневной поверхности (см. рис. 19), а также зарождение и вертикальный рост центрального антиклинорного подн€ти€, вызвавшего смещение активных магматических процессов в краевые депрессии, вмещающие колчеданнополиметаллические узлы.

Ќаиболее изучена  ызылташтыгска€ депресси€, включающа€ одноимЄнное рудное поле. ƒл€ неЄ характерна корытообразна€ форма поперечного сечени€. ¬ бортах депрессии породы имеют крутое залегание с углами падени€ пластов 40Ц70, а в осевой части Ч субгоризонтальное («айков, 1991). ѕоперечный профиль депрессии €вно указывает на то, что еЄ формирование происходило путЄм гравитационного проседани€ клиновидного блока фундамента. ¬ свою очередь, такое проседание, по-видимому, можно рассматривать как естественную реакцию на давление магмы, поступающей из глубоких горизонтов. ѕри своЄм проседании клиновидный блок фундамента заклинивал пути движени€ магмы и способствовал возникновению промежуточных очагов Ч магмоотстойников, широкое развитие которых устанавливаетс€ данными палеовулканических исследований ( узебный, 1995).

Ќа территории ’аральского золотороссыпного узла, сложенного верхнерифейской харальской серией, метаморфизованной в услови€х зеленосланцевой фации, крупных золоторудных объектов не вы€влено. ’аральска€ сери€ имеет двучленное строение («айков, 1976): нижн€€ еЄ часть (демиржинска€ свита) существенно метатерригенна€, а верхн€€ (харальска€ свита) Ч вулканогенна€. ¬ составе серии широко представлены углеродистые сланцы, сконцентрированные в верхней толще демиржинской свиты.

ќни характеризуютс€ повышенной золотоносностью («айков, 1976; –удные формацииЕ, 1981), развиты в зонах гребневидных складок и постскладчатого рассланцевани€, которые ограничивают или раздел€ют блоки, сложенные вулканогенными породами харальской свиты. ѕо результатам исследований ј.ћ. „ерезова, ».Ќ. Ўироких и ј.—. ¬аськова (1992), содержание золота в сланцах по данным атомно-абсорбционного анализа составл€ет 0,074Ц0,092 г/т, серебра Ч 0,11Ц1,90 г/т, а по данным пробирного анализа Ч 1,2 г/т. «олото сланцев пылевидное, высокопробное (910 Й) и ртутистое. —реднее содержание Hg в нЄм составл€ет 4,61 мас. % при дисперсии от 0 до 14,37 мас. %. »зотопный состав серы пирита углеродистых сланцев (34S = 3,2 Й) свидетельствует о существенной роли эндогенного источника в образовании рассе€нной золото-сульфидной минерализации сланцев, как это предполагаетс€, напр., гипотезой эндогенной (магматогенной) графитизации рудовмещающих толщ (»ванкин, Ќазарова, 1984), подтверждЄнной тонкими геохимическими исследовани€ми (Ћетников и др., 1996).

ѕри продвижении от  аахемской рифтогенной зоны в юго-западном и северовосточном направлени€х колчеданно-полиметаллическое и золотое оруденение смен€етс€ медно-молибден-порфировым. ћедно-порфировое оруденение непромышленного значени€ впервые по€вл€етс€ в св€зи с ранне-среднекембрийскими интрузи€ми габбро-плагиогранитов, ассоциирующими с базальт-андезитовыми эффузивами островодужного комплекса, но более важна€ в промышленном отношении медномолибденова€ минерализаци€ формировалась уже после становлени€ гранитоидных плутонов главной фазы (Ѕерзина и др., 1994).  рупным представителем рассматриваемого типа оруденени€ €вл€етс€ јксугское месторождение, локализованное на крайнем северо-востоке “аннуольско-’амсаринского тектонического блока.

¬ среднепалеозойскоЦраннемезозойский период геотектоническа€ эволюци€ “аннуольско-’амсаринского тектонического блока и рассматриваемого региона в целом также контролировалась погружением Ђт€жЄлогої блока мантии, о чЄм свидетельствует унаследованный характер развити€ основных тектонических зон, сформированных в предыдущий этап развити€. ¬ частности, в среднем палеозое отмечалась высока€ тектономагматическа€ активность в контурах  аахемской рифтогенной зоны и осуществл€лось становление в рассматриваемом блоке крупных гранитоидных плутонов бреньского комплекса. ¬ свою очередь, унаследованность в погружении Ђт€жЄлогої блока мантии обусловлена тем, что, погружа€сь, он, действу€ своим весом на кору и прикоровый слой мантии, Ђзасасываетї их внутрь «емли и вызывает уплотнение, т. е. этот блок не только регенерируетс€, но и, по-видимому, постепенно увеличиваетс€ в мощности. ћеталлогенический профиль “аннуольско-’амсаринского блока в рассматриваемый период развити€ определ€ют золоторудные, медно-молибден-порфировые и, особенно, редкоземельно-редкометалльные месторождени€. Ќа границе блока с “увино-ћонгольским массивом (—ангиленским блоком) сформировано крупнейшее тантал-ниобиевое ”луг-“анзекское месторождение, а на крайнем северовостоке блока Ч существенно иттриевое јрысканское. ¬ рудно-геохимической модели вертикальной зональности тектоносферы ј.ƒ. ўеглова и ».Ќ. √оворова (1985) слои, обогащЄнные редкими земл€ми и редкими металлами, залегают на глубинах, превышающих 500 км. Ёта модель даЄт основание полагать, что погружающийс€ Ђт€жЄлыйї

блок мантии достиг этих глубин и, воздейству€ своим весом, обусловил их дефлюидизацию. ¬ рассматриваемый период наследуетс€ и направление тренда металлогенической зональности “аннуольско-’амсаринского блока, что видно на примере  аахемской зоны. «десь при продвижении с востока на запад редкометалльное оруденение ƒерзиг-—айлыгского грабена, выполненного девонским андезит-риолитовым комплексом (Ѕухаров, «айков, 1979), смен€етс€ медно-молибден-порфировым ( ызык„адрское месторождение) и золотым оруденением ќжинского выступа.

¬ венд-нижнекембрийский этап развити€ региона ÷ентрально-“увинска€ и Ўибэтујгардагска€ зоны (см. рис. 19) представл€ли собой аккреционные призмы краевой части ѕалеоазиатского океана. ќни характеризуютс€ двучленным строением. ¬ нижней части развиты метаморфические парасланцы с просло€ми метаморфизованных подушечных лав основного состава устуишкинской серии. Ќа сланцевый комплекс обдуцирован венд-кембрийский офиолитовый комплекс, в наиболее полном виде сохранившийс€ в пределах ’емчикско- уртушибинской зоны. Ўибэту-јгардагска€ зона фиксировала собой Ђзаливї субдукционной границы более высокого пор€дка.

¬ процессе обособлени€ и замыкани€ “увинского океанического Ђзаливаї, сопровождавшегос€ интенсивным горизонтальным сжатием литосферы, осуществл€лось вдавливание клиновидного океанического блока в “увино-ћонгольский микроконтинент.

— океаническим и аккреционным этапами развити€ региона св€зано формирование месторождений хромитов. »х залежи локализуютс€ в крупных олистолитах тектонизированных гипербазитов офиолитовой ассоциации.

Ќачина€ со среднего кембри€ и по мел, развитие ÷ентрально-“увинской и Ўибэтујгардагской зон полностью контролировалось пульсационно-прерывистым погружением Ђт€жЄлогої блока мантии. Ѕлок погружалс€ в услови€х стеснЄнной деформации, что обусловило неоднородный (шарнирный и клавишно-блоковый) тип погружени€ дна рассматриваемых зон. ¬ их различных част€х между одними и теми же толщами пород имеют место как постепенные переходы, так и несогласи€, в т. ч. и угловые, что особенно отчЄтливо устанавливаетс€ дл€ чергакского ракушн€кового горизонта с базальными гравелитами в основании. Ётот горизонт со структурным несогласием перекрывает кембрийские вулканогенно-осадочные образовани€ в ’овуаксынском рудном узле и залегает согласно с терригенными отложени€ми позднего ордовика Ц раннего силура на северо-западном крыле ÷ентрально-“увинской зоны. ѕодобные взаимоотношени€ с подстилающими породами характерны дл€ базальных слоЄв нижнего девона (конгломераты кендейской свиты), эйфельского €руса (агломератовые туфы саглинской свиты), турнейского €руса (конгломераты кызылчиринской, суглугхемской и хербесской свит).

–исунок 21. —хема геолого-тектонического строени€ ÷ентрально-“увинского прогиба (а) и принципиальна€ схема размещени€ рудных месторождений внутри поперечных трапециевидноклиновидных блоков (б) (составлена ј.ћ. „ерезовым по материалам “ув√–Ё) 1Ц7 Ч осадочные и вулканогенно-осадочные отложени€: 1 Ч юры, 2 Ч нижнего карбона, 3 Ч среднегоЦверхнего девона, 4 Ч нижнегоЦсреднего девона, 5 Ч силура, 6 Ч ордовика, 7 Ч среднегоЦверхнего кембри€; 8 Ч салаириды; 9 Ч интрузивы нижнепалеозойских дифференцированных габброидов; 10 Ч среднедевонские гранитоиды сютхольского комплекса; 11 Ч нижнекарбоновые габброиды торгалыгского комплекса; 12 Ч крупные разломы, разграничивающие поперечные трапециевидно-клиновидные блоки; рудные пол€: 13 Ч золотокварцевые, 14 Ч карбонатитовые железорудно-флюорит-редкоземельные, 15 Ч ртутные, 16 Ч никель-кобальтовые арсенидные, 17 Ч свинцово-цинковые стратиформные.

÷ифры на рисунке (а) Ч рудные пол€: 1 Ч јмыло-—ыстыгхемское, 2 Ч Ёйлигхемское, 3 Ч јлдан-ћаадырское, 4 Ч  арасугское, 5 Ч “ерлигхайское, 6 Ч ’овуаксынское, 7 Ч Ўемушдагское и 8 Ч —олчурское.

÷ифры на рисунке (б) отражают положение рудных полей в обобщЄнной схеме строени€ поперечных блоков: 1 Ч ’овуаксынского,  арасугского, 2 Ч “ерлигхайского, 3 Ч Ўемушдагского, 4 Ч —олчурского, 5 Ч золото-кварцевых.

ѕреобладание нисход€щих движений в динамике развити€ ÷ентрально-“увинской и Ўибэту-јгардагской зон обусловило доминирование в их тектонической структуре простых (штамповых) синклинальных форм и моноклиналей, отделЄнных друг от друга гребневидными горст-антиклинал€ми и разломами. Ќа современном эрозионном срезе гребневидные антиклинали сложены венд-кембрийскими осадочно-вулканогенными образовани€ми, но в целом р€де мест фиксируетс€ наличие в их €дерных част€х подстилающих терригенно-сланцевых отложений. ќбщий план клавишно-блоковой тектонической структуры ÷ентрально-“увинской зоны определ€етс€ чередованием вдоль еЄ простирани€ поперечных трапециевидно-клиновидных блоков, попеременно обращЄнных своими клиновидными окончани€ми на северо-запад и юго-восток (рис. 21).

ѕогружение Ђт€жЄлогої блока мантии сопровождалось компенсационным перемещением вверх магматических расплавов и их накопление в подкоровой области. ѕериоды накоплени€ критических объЄмов магмы синхронны с периодами воздымани€ дна ÷ентрально-“увинского прогиба, расчленени€ его на горсты и грабены, накоплени€ молассоидов и про€влени€ бимодального вулканизма. ѕоследний имел место в среднем кембрии („учко и др., 1969), нижнем ордовике («айков и др., 1971), но наиболее интенсивно про€вилс€ в нижнем девоне Ц эйфеле. Ќакопление магматических расплавов в подкоровой и внутрикоровой област€х, по-видимому, сопровождалось эрозией коры в результате магматического подслаивани€ (underplating). Ётим и объ€сн€етс€ отсутствие внутри прогиба крупных гранитоидных плутонов ранне- и среднепалеозойского возраста. Ќебольшие по размерам плутоны сютхольского (D2) и торгалыгского (D3ЦC1) комплексов размещаютс€ преимущественно в пределах кровли вендкембрийских образований внутри горст-антиклинальных блоков и на современном уровне эрозионного среза т€готеют к краевым част€м прогиба (см. рис. 21).

ѕо многим особенност€м тектонического строени€ и развити€ ÷ентрально“увинский прогиб можно отнести к категории структур, которые ўеглов ј.ƒ. (1997) определил как зоны синхронного рифтогенеза, перспективные на стратиформный тип оруденени€. ¬ прогибе известны свинцово-цинковые стратиформные рудопро€влени€, локализующиес€ на эйфельском (месторождение —олчур Ч Ѕартьев и др., 1990) и живетском (јнастасиев, «лобина, 1991) стратиграфических уровн€х. Ќар€ду с ними в прогибе развиты рудные объекты золото-кварцевой (јлдан-ћаадырский, Ёйлигхемский и јмыло-—ыстыгхемский рудные пол€), арсенидной никель-кобальтовой Ђп€тиэлементнойї (’ову-јксы,  ызыл-ќюк, “ээли,  адый, јкол и др.) и меднокобальтовой сульфоарсенидно-блЄкловорудной (”зуной,  ендей, “олайлыг и др.) {(Ca, Fe)CO3..) + [(As+Co+Ni, As+S+Co, As+Sb+Cu+Co) + (Ag, Bi, U, Au, W, Mo...)]}, сурьм€носеребр€ной (”зун-’ем,  аат-“айга, ћерген-Ѕулак и др.) Ч {[(Fe, Ca)CO3 + SiO2 + BaSO4Е] + [(Ag+Sb, Ag+Sb+Pb) + (Co, Bi, Cu, Zn, Hg...)]}, сурьм€но-мышь€ковой ртутной (“ерлиг-’а€, јрзак, „азадыр и др.) Ч {[SiO2 + BaSO4 + (Ca, Fe)CO3Е] + [(HgS, Hg+ZnS) + (Sb, As, Ag...)]}, карбонатитовой железорудно-флюорит-редкоземельной ( арасуг, „оза, ”латай и др.) Ч {[(Fe, Ca)CO3...]+[BaSO4 + CaF2 + (Ce,La,Pr)(CO3)F] + (Y, Er, Sr, Th...)} и некоторых других рудных формаций (—еребро-сурьм€на€Е, 1992).

«олото-кварцевые рудные пол€ размещаютс€ в пределах горст-антиклиналей, раздел€ющих поперечные трапециевидно-клиновидные блоки ÷ентрально-“увинского прогиба. ¬ северо-восточной части прогиба (јмыло-—ыстыгхемское рудное поле) возраст оруденени€, по-видимому, раннепалеозойский. ќно св€зано со становлением кембро-ордовикских габбро-плагиогранитных интрузий и содержит платиноидную минерализацию ( оробейников, 1994). ¬ центральной и юго-западной част€х прогиба оруденение формировалось уже совместно со становлением позднепалеозойского дайкового комплекса (¬асильев и др., 1979). Ќесмотр€ на различи€ в возрасте, структурные услови€ локализации гидротермальной золоторудной минерализации аналогичны: размещение в продольных и поперечных трещинных зонах осевых частей горст-антиклиналей.

Ѕольшинство месторождений и про€влений других перечисленных выше рудных формаций размещаетс€ внутри поперечных трапециевидно-клиновидных блоков.

Ќаиболее продуктивные в промышленном отношении рудные объекты локализуютс€ в пределах клиновидных окончаний этих блоков, характеризующихс€ своеобразием тектонического режима осадконакоплени€. ¬ рудных пол€х и узлах это фиксируетс€ несогласи€ми, особенност€ми литологического состава и изменчивостью мощностей стратиграфических разрезов среднепалеозойских отложений. ƒанные минералогических, изотопных термобарогеохимических и палеогидрогеологических исследований (Ѕорисенко и др., 1984; ќзерова и др., 1986; Ѕорисенко, 1990; —еребро-сурьм€на€Е, 1992) говор€ о формировании этих месторождений в результате смешени€ эндогенных флюидов и захороненных внутри прогиба эвапоритовых рассолов. ¬ процессе развити€ поперечных трапециевидно-клиновидных блоков осуществл€лс€ вертикальный рост пограничных горст-антиклиналей и одновременное Ђпроседаниеї накапливающихс€ между ними вулканогенно-осадочных образований. Ёто Ђпроседаниеї, с одной стороны, сопровождалось Ђзасасываниемї вадозных вод во внутренние области депрессий и формированием палеартезианских бассейнов, а с другой Ч резко затрудн€ло магматическую разгрузку расположенных под ними магматических очагов, способству€ тем самым их флюидному насыщению и обособлению в них водно-солевой металлоносной фазы. ”становлена также приуроченность рудных узлов к краевым част€м серповидных тектонических блоков, формирующихс€ на участках флексурных перегибов верхнего сло€ коры в зонах крупных разломов („ерезов и др., 1996).

 ак уже говорилось выше, специфика аккреционных процессов в рассматриваемой части окраины ѕалеоазиатского океана выразилась в постепенном обособлении от него “увинского океанического Ђзаливаї. ѕосле его Ђотторжени€ї дальнейша€ длительна€ геодинамическа€ эволюци€ региона происходила на фоне медленного и пульсационно-прерывистого погружени€ охлаждЄнного и Ђот€желЄнногої блока мантийной части литосферы. Ёти процессы обусловили многоэтапный и унаследованный характер развити€ основных тектонических зон и контролировали размещение в них полихронного эндогенного оруденени€ различных формационных типов.

Ќаблюдаема€ смена во времени колчеданно-полиметаллических и золоторудных месторождений арсенидно-никель-кобальтовыми, ртутными и редкометалльноредкоземельными хорошо согласуетс€ с рудно-геохимической моделью тектоносферы ј.ƒ. ўеглова и ».Ќ. √оворова (1985), если допустить, что по мере погружени€ Ђт€жЄлогої блока мантии осуществл€лась последовательна€ дефлюидизаци€ подстилающих горизонтов мантии.

ѕродуктивные в промышленном отношении месторождени€ приурочены к мобильным участкам тектонических зон, характеризовавшимс€ одновременно про€влением целого р€да геодинамических факторов, затрудн€вших магматическую разгрузку глубоких недр и способствовавших флюидному насыщению промежуточных магматических очагов и обособлению в них газово-флюидной металлоносной составл€ющей.

¬ период от позднего докембри€ до ранней перми в границах рассматриваемой территории ÷ентрально-јзиатского по€са существовали консолидированные области (“увино-ћонгольский остаточный эпибайкальский срединный массив; ¬осточно—а€нский докембрийский массив; “увинский эписалаирский массив ранней консолидации) и мобильные зоны (ƒолиноозЄрна€ и  емброса€нска€ байкало-салаирские; «ападно-—а€нска€ салаиро-каледонска€; ƒелюно-ёстыдска€ каледоно-герцинска€; ћонголо-јлтайска€ герцинска€).

“увино-ћонгольский остаточный эпибайкальский срединный массив объедин€ет байкалиды —ангилена, ѕрихубсугуль€, “арбагата€ и ’ан-’ухийна. Ќа юге массив погружаетс€ под структуры эпикаледонского —еленгинского прогиба, на севере и северозападе ограничен јгардагско-ќкинской, а на западе и юго-западе Ч ƒзабханской системами глубинных разломов. ‘ундамент его представлен гнейсово-сланцевыми и сланцево-карбонатными в различной степени гранитизированными метаморфическими образовани€ми протерозо€. Ќижний этаж чехла, занимающий ~ 7 % площади массива, сложен терригенно-карбонатными, терригенно-вулканогенными отложени€ми нижнего кембри€ и классифицируетс€ как салаирский сингеосинклинальный, синхронный с океаническими комплексами прогибов ÷ентральной и —еверо-¬осточной “увы, ’анга€ и —еверо-«ападной ћонголии. ќн сохранилс€ в отдельных прогибах Ч Ёмийско-„ахыртойском, ’ангайском, ƒэлгэр-ћурэнском и в наложенных впадинах Ч —архойской,  аргинской и др. —труктуры орогенного этажа пользуютс€ ограниченным распространением и представлены осадочно-вулканогенными континентальными образовани€ми нижнего девона Ц эйфел€, сохранившимис€ в —амагалтайской, »дэрской, “осонцэнгэльской и других грабен-синклинал€х. ƒейтероорогенные наложенные приразломные впадины выполнены вулканогенно-терригенными пермскими (ќнгинские, ’усуингольска€) и угленосными юрскими (’алтские, ¬ерхнетэсийнгольска€, ’архиринские) молассоидами.  раевые зоны остаточного массива сложены меланжированными венд-кембрийскими образовани€ми офиолитовой ассоциации и островодужноокеанического комплекса геологических формаций, которые в среднем Ц позднем палеозое и раннем мезозое были интрудированы относительно разновозрастными гранитоидами и габброидами. Ёти зоны фиксируютс€ гравитационными ступен€ми пол€ и цепочками положительных магнитных аномалий интенсивностью до 4,8 мэ, тогда как центральна€ часть массива характеризуетс€ относительно спокойным магнитным полем низкой интенсивности (0,5Ц0,8 мэ) и отрицательными значени€ми пол€ силы т€жести. ћощность гранитно-метаморфического сло€ измен€етс€ от 20 до 24 км, а базальтового Ч от 30 км (в относительно мобильных краевых част€х) до 33 км (в наиболее стабилизированных блоках). ѕоверхности ћохо и  онрада залегают согласно, за исключением краевых частей, что свидетельствует о стабильном, устойчивом плане структурных деформаций, сохранившихс€ с байкальского этапа. »нверси€ их в периферийных част€х массива и на участках возникновени€ наложенных прогибов, впадин и грабенов свидетельствует об относительной подвижности этих блоков.

ћеталлогенические зоны “увинско-ћонгольского сегмента ÷ј—ѕ преимущественно редкометалльной, редкоземельной и медно-молибден-порфировой специализации, совпадают с ареалами про€влени€ внутриплитного плюмового магматизма, представленного среднепалеозойскими щЄлочноультраосновными и позднепалеозойскими щЄлочногранитоидными массивами ¬осточной “увы, среднепалеозойскими литийфтористыми гранитами «ападной “увы, мезозойскими карбонатитовыми массивами ÷ентральной “увы и пол€ми кайнозойских щЄлочнобазальтовых вулканитов ¬осточной “увы. –€д из перечисленных объектов представл€ет собой уникальные месторождени€ (Ѕа€нкольское алюминиевое, ”луг-“анзекское редкометалльное, “астыгское литиевое,  арасугское редкоземельное, јксугское медно-молибденовое). ќдним из представителей плюмового магматизма редкометалльной специализации €вл€ютс€ сподуменовые гранитоиды —олбельдирского месторождени€ с возрастом 494 млн л.

¬ы€вление новых ареалов распространени€ плюмового магматизма, в частности карбонатитового железорудно-редкоземельного, повышает редкометалльный потенциал региона (рис. 22).

–исунок 22. ѕерспективы повышени€ потенциала редкометалльного оруденени€ на территории “увы (по ј.ћ. —угораковой и др.) 1 Ч юрска€ моласса; 2 Ч кайнозойские базальты; 3 Ч вулканические аппараты; 4 Ч термальные воды; 5 Ч крутопадающие разломы и надвиги и их номера (цифры в кружочках): 1 Ч √лавный —а€нский, 2 Ч  андатский, 3 Ч ’амсаринско- уртушибинский, 4 Ч  аахемский, 5 Ч ”бсунур-Ѕа€нкольский, 6 Ч јгардагский, 7 Ч ’ан-’ухийнский, 8 Ч ÷агаан-Ўибэтинский, 9 Ч  обдинский.

–удные зоны и узлы: 6 Ч кобальт-никель-мышь€ковые: ’ј Ч ’ову-јксы, „ Ч „ергак,   Ч  ара- уль,  ќ Ч  ызылќюк, ќн Ч ќнинский; 7 Ч серебр€ные: ћЅ Ч ћерген-Ѕулак, —— Ч —ат-—ай, Ќ√ Ч Ќамирийн-√ол, јс Ч јсхат, “Ѕ Ч “олбо-Ќур, ЎЅ Ч Ўары-Ѕурэг; 8 Ч ртутные: “’ Ч “ерлиг-’а€, “— Ч “оро-—аир, „ƒ Ч „азадыр; 9 Ч редкоземельные:  с Ч  ара-—уг, јр Ч јрыскан, ƒ Ч ƒугду, ”„ Ч ”латай-„оза,  ƒ Ч  оргере-ƒабан, ѕх Ч ѕихтовый; 10 Ч алюминиевые: Ѕ  Ч Ѕа€н- ол; 11 Ч редкометалльные: Ѕ“ Ч Ѕай-“айга, —б Ч —оль-Ѕельдир, јг Ч јгой,  х Ч  октыг’ем, ’ Ч ’айломинский, “с Ч “астыг, ”“ Ч ”луг-“анзек, “ Ч “ербен, — Ч —нежный, јп Ч јптарга; 12 Ч золоторудные: “р Ч “ардан, Ё Ч Ёми,  „ Ч  ызык-„адр,  “ Ч  ызыл-“аштыг, ј— Ч јк-—уг, јћ Ч јлдан-ћаадыр, Ѕх Ч Ѕажи’ем, ѕх Ч ѕихтовый, Ѕ Ч Ѕильдык, ® Ч ®лочка, ј Ч јгар-ƒаг,  Ѕ Ч  ара-Ѕельдир, ’ Ч ’арал, ќ  Ч ќкт€брь, ¬“ Ч ¬осточно-“аннуольское, Ё’ Ч Ёйлиг-’ем, ѕ Ч ѕионерский, ”х Ч ”т-’ем, Ў Ч Ўишхид, Ѕу Ч Ѕулган; 13 Ч ареалы про€влени€ карбонатитового магматизма; 14 Ч ареалы про€влени€ литий-фтористых гранитов; 15 Ч ареалы про€влени€ щЄлочно-ультраосновных карбонатитсодержащих массивов.

— ареалами развити€ вулканоплутонических комплексов, становление которых св€зано с про€влением различных геодинамических режимов (спрединг, субдукци€, аккреци€, коллизи€) на этапах зарождени€, существовани€ и закрыти€ ѕалеоазиатского океана, совпадают металлогенические зоны преимущественно благороднометалльной и полиметаллической специализации. «олото-платиноидна€ минерализаци€ ультрамафит-мафитов характерна дл€  аахемской, ћонгунтайгинской, јгардагской,  уртушибинской, Ѕилин-Ѕусиингольской и Ўишхидгольской офиолитовых зон, золотосодержащие медно-колчеданные и колчеданно-полиметаллические формации повышенной сереброносности приурочены к ќндумской, ”лугойской, ¬осточно“аннуольской островодужным зонам.

«начительна€ часть рассматриваемой территории (ёжна€ “ува, ёго-¬осточный јлтай, —еверо-«ападна€ ћонголи€) принадлежит к области позднекембрийской стабилизации и выдел€етс€ (–удные формацииЕ, 1981) в качестве “увинского эписалаирского массива ранней консолидации (“Ё— ћ– ). Ётот геотектоноген на востоке ограничен јгардагско-ќкинской,  аахемской и јзасской, на севере и северо-западе Ч ¬осточно-—а€нской,  андатской и ’емчикско- уртушибинской, на западе и югозападе Ч “елецкой,  урайской, ’архиринской и ’ангайской системами глубинных разломов. “Ё— ћ–  характеризуетс€ отчЄтливо выраженным двухъ€русным строением, обусловленным наличием складчатого фундамента и менее дислоцированного чехла. —труктуры фундамента сложены преимущественно островодужноокеаническими стратифицированными комплексами позднего докембри€ Ц раннего кембри€, которые прорваны в позднем кембрии Ц раннем ордовике гранитоидами пЄстрого состава. ¬ современном эрозионном срезе островодужные образовани€ занимают ~ 40 % площади “Ё— ћ– . ќтложени€, слагающие чехол, представлены породами ордовикского, силурийского, девонского, каменноугольного и юрского возраста (25 % от общей площади массива). Ќаиболее древние образовани€ докембрийского возраста (средний протерозой) установлены в контурах жЄстких выступов фундамента в пределах “елецко-„улышманской и “аннуольско-ќндумской мобильных зон. ¬ их составе присутствуют метаморфические сланцы, гнейсы, мраморы, метаморфизованные вулканогенные и терригенные толщи. —редн€€ часть комплекса основани€, отвечающа€ венду Ц нижнему кембрию, пользуетс€ наибольшим распространением среди структур фундамента и представлена вулканогенными и осадочно-вулканогенными образовани€ми. ѕо составу вулканических продуктов и комагматичных интрузий они отвечают офиолитовой, андезит-базальтовой и андезит-риолитовой ассоциаци€м пород, занимающих, соответственно, 5, 7 и 2 % общей площади “Ё— ћ– . ѕерва€ из них в большей мере характерна дл€ ’емчикско-—ыстыгхемского, втора€ и треть€ Ч дл€ “аннуольско-ќндумского террейнов (—‘«), что подчЄркивает неоднородность геодинамических режимов в венде Ц раннем кембрии. ¬улканогенно-терригенно-карбонатные среднекембрийские и терригенные верхнекембрийские отложени€ занимают около 3 % площади. ќбнажены они преимущественно в эрозионных окнах ’емчикско—ыстыгхемской зоны и сохранились в структурах “аннуольско-ќндумской и ’архиринской зон. ƒл€ фундамента массива характерно широкое, но неравномерное распространение гранитоидных интрузий (18 %). ќсобенностью “Ё— ћ–  €вл€етс€ много€русность чехла, формировавшегос€ в протоорогенную и дейтероорогенную стадии развити€. ¬ северной и центральной части массива чехол почти нацело перекрывает структуры фундамента, а в юго-западной и восточной част€х отложени€, слагающие чехол, распространены лишь в отдельных мульдах и грабенах.  аледонские сингеосинклинальные образовани€ (21 %) представлены терригенными и терригеннокарбонатными молассоидными и прибрежно-морскими осадками; протоорогенные структуры чехла сложены континентальными терригенно-вулканогенными соленосными толщами нижнего девона Ц эйфел€ (10 %). ѕесчано-мергелисто-алевролитовые отложени€ среднего Ц верхнего девона и телепирокластические осадки нижнего карбона (10 %) могут рассматриватьс€ как верхний €рус орогенного чехла или как сингеосинклинальный Ч относительно герцинид √орного јлта€. ѕрисутствие в составе живетских (таштыпский горизонт) и нижнекаменноугольных (хархиринский горизонт) отложений морских сланцево-карбонатных формаций свидетельствует не только об их временной, но и фациальной св€зи с герцинскими миогеосинклинальными прогибами.

—тепень дислоцированности отложений фундамента и чехла различны. ¬ отличие от линейных складок, развитых в мобильных зонах, шовных прогибах и структурах фундамента, пликативные дислокации отложений чехла представлены брахиформными, коробчатыми, сундучными, штамповыми складками, куполовидными подн€ти€ми. Ћинейна€ складчатость про€влена лишь в приразломных блоках. ¬ерхние этажи чехла в большинстве структур амагматичны. √ранитоидные интрузии обычно развиты в краевых част€х жЄстких блоков в виде мелких штоков. ƒейтероорогенный €рус чехла, сложенный угленосной молассой среднего Ц верхнего карбона, нижней перми и нижней Ц средней юры, развит в центральной и юго-западной част€х массива. ќн образует наложенные мульды и приразломные грабены, в краевых част€х которых зонами разрывных нарушений контролируютс€ малые интрузии базальтоидного и щЄлочнобазальтоидного состава. ƒл€ современной структуры массива характерно сложное блоковое строение. ∆Єсткие блоки имеют различную конфигурацию в плане и размеры, отличающиес€ соотношением структур чехла и фундамента. Ќар€ду с небольшими блоками удлинЄнной формы, согласными с простиранием зон глубинных и региональных разломов, присутствуют крупные изометричные и ромбовидные блоки. ћежблоковые зоны чЄтко выражены в западной и центральной част€х массива, а в восточной Ч нос€т фрагментарный характер, что обусловлено глубоким уровнем эрозионного среза, особенност€ми строени€ чехла и характером про€влени€ разрывных деформаций в дейтероорогенную стадию развити€.

√етерогенность строени€ “увинского эписалаирского массива ранней консолидации, вы€вл€юща€с€ в результате анализа особенностей распределени€ геологических формаций в контурах структурно-формационных зон, отражаетс€ на структуре геофизических полей. ¬ поле силы т€жести дл€ интервала 0Ц8 км обособл€ютс€ две крупные положительные гравитационные аномалии, разделЄнные полосой отрицательного значени€ пол€, пространственно совпадающей с контуром “увинского каледонскогерцинского прогиба, включа€ ’емчикско-—ыстыгхемский и Ўапшало-÷аганшибэтинский террейны. ёго-восточна€ полоса положительных гравитационных аномалий интенсивностью до 30 мгл отвечает “аннуольско-ќндумскому,  аахемско-”лугойскому и ’амсаринско-”хтумскому блокам ранних каледонид (салаирид) с байкальским гранитно-метаморфическим основанием. Ќа площади “увинского межгорного прогиба отрицательные аномалии небольшой интенсивности (до -20 мгл) пространственно совпадают с участками максимальных мощностей девонско-каменноугольных отложений.

«оны глубинных и региональных разломов в гравитационном поле интервала 0Ц8 км отражены не однотипно. ѕо нулевой изолинии чЄтко фиксируютс€ „азадыр- арасугский,  аахемский, а на отдельных участках Ч ”латайско-”бсунур-Ѕийхемский, —еверо- и ёжно-“аннуольские,  андатский и  урайский разломы. √равитационное поле дл€ интервала 8Ц39 км характеризуетс€ значени€ми от -30 до +20 мгл.  ак и на приповерхностном уровне среза, восточный фланг фиксируетс€ положительными значени€ми пол€, а западный Ч отрицательными. »з разрывных структур наиболее чЄтко фиксируетс€ ”латай- ”бсунур-Ѕийхемский разлом, с которым на всЄм прот€жении совпадает гравитационна€ ступень. ƒостаточно отчЄтливо выдел€ютс€  андатский,  урайский, јгардагско-ќкинский, ’емчикско- уртушибинский и —еверо-“аннуольский разломы, что свидетельствует об их глубинном заложении. ¬ магнитных пол€х массив относительно однороден (0,4Ц3,8 мэ). ѕоложительными магнитными аномали€ми фиксируютс€ зоны глубинных разломов с выход€щими на поверхность породами офиолитовой ассоциации. ћощность гранитно-метаморфического сло€ измен€етс€ от 18 («ападно-“аннуольский блок) до 24 км (’емчикско-”хтумский блок). ћощность Ђбазальтовогої сло€ варьирует от 24 до 30 км в ’амсаринско-”хтумском и от 27 до 33 км Ч в «ападно-“аннуольском блоках. ¬ целом мощность земной коры увеличиваетс€ в контурах наложенных прогибов с одновременным возрастанием мощности Ђбазальтовогої сло€. ќсобенно чЄтко различи€ глубинного строени€ выражены положением поверхностей ћохо и  онрада. ѕод областью “увинского прогиба поверхность  онрада расположена на глубинах 21Ц20 км, а ћохо Ч 50Ц48 км; в ’емчикском блоке поверхность ћохо опускаетс€ до глубины 54Ц56 км,  онрада Ч до 22Ц24 км, испытыва€, таким образом, относительное подн€тие в контурах наложенных структур.

1.3. √≈ќƒ»Ќјћ»„≈— »… –≈∆»ћ ћ≈“јЋЋќЌќ—Ќќ√ќ

ћј√ћј“»«ћј » –ќЋ№ ¬Ќ”“–»ѕЋ»“Ќџ’ ѕ–ќ÷≈——ќ¬

¬ ≈√ќ ‘ќ–ћ»–ќ¬јЌ»»

(Ќј ѕ–»ћ≈–≈ ѕќ«ƒЌ≈ѕјЋ≈ќ«ќ…— ќ-–јЌЌ≈ћ≈«ќ«ќ…— ќ…

ћ≈“јЋЋќ√≈Ќ»„≈— ќ… Ёѕќ’» ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ… ј«»»)

¬ позднем палеозое и раннем мезозое практически вс€ территори€ јзии была охвачена процессами магматизма (рис. 23). ¬ это врем€ сформированы траппы —ибирской платформы, произошло формирование крупного вулканоплутонического ареала в пределах южного и юго-западного складчатого обрамлени€ платформы. ¬ целом эта эпоха магматизма св€зываетс€ с воздействием на литосферу —еверо-јзиатского суперплюма (ярмолюк и др., 2000; ярмолюк,  оваленко, 2003 а, б; ярмолюк и др., 2006;

ƒобрецов, 1997), однако геодинамические обстановки формировани€ магматизма на разных участках палеоконтинента существенно различались. ≈сли образование —ибирских траппов произошло исключительно в результате подлитосферной мантийной активности, то в пределах южного кра€ палеоконтинента важную роль сыграли также процессы, св€занные с конвергенцией литосферных плит и формированием здесь активной континентальной окраины (ј ќ). ¬ результате, в этой части палеоконтинента возник краевой магматический по€с, прот€нувшийс€ на рассто€ние свыше 3000 км при ширине до 800 км и охвативший практически всю область развити€ каледонских и герцинских структур ÷ј—ѕ в пределах —редней јзии, ёжной —ибири, —еверо-«ападного  ита€, ћонголии и «абайкаль€.

–исунок 23. —хема про€влений позднепалеозойско-раннемезозойского магматизма и редкометалльных месторождений в ÷ентрально-јзиатском складчатом по€се 1, 2 Ч вулканические и интрузивные комплексы: 1 Ч карбоновые, 2 Ч пермские; 3 Ч континентальные области, 4 Ч —ибирска€ платформа, 5 Ч блоки океанической коры, 6 Ч группы месторождений: а Ч Sn, W, б Ч Ta, Nb, Zr, Li, Be, TR (REE), 7 Ч границы металлогенических провинций, 8 Ч границы металлогенических районов, 9Ц17: генетические типы месторождений: 9 Ч альбитит-полевошпатовые в щелочных гранитах, 10 Ч вулканогенногидротермальные в структурах центрального типа и стратиформные, 11 Ч грейзеновые, 12 Ч карбонатитовые, 13 Ч метаморфические, 14 Ч пегматитовые, 15 Ч порфировые, 16 Ч скарновые, 17 Ч штокверковые, жильные.

ѕќ«ƒЌ≈ѕјЋ≈ќ«ќ…— ќ-–јЌЌ≈ћ≈«ќ«ќ…— »… ћј√ћј“»«ћ ÷ј—ѕ. ¬ строении магматической провинции ÷ј—ѕ выдел€ютс€ две группы магматических ассоциаций, отвечающих разным в геодинамическом отношении стади€м развити€ активной континентальной окраины —ибирского палеоконтинента. Ѕолее ранн€€ из них типична дл€ обстановки конвергентных границ литосферных плит. Ёту группу представл€ют вулканические ассоциации дифференцированного комплекса, сложенные известковощелочными и субщелочными породами широкого диапазона составов (базальты, андезиты, дациты, риолиты), а также соответствующие им по составу гранитоиды (гранодиориты, нормальные и субщелочные граниты, граносиениты). ‘ормирование этих ассоциаций протекало со второй половины раннего карбона по начало ранней перми в два этапа (ярмолюк, 1983).

¬начале (—1Ц—2) возник ёжно-ћонгольский краевой вулканический по€с, а затем (—3-–1) вулканический по€с ÷ентральной и —еверной ћонголии Ц «абайкаль€. ќба по€са характеризуютс€ петрохимической зональностью, св€занной, прежде всего, с ростом содержани€  2ќ от однотипных базальтах и андезитах к внутриконтинентальным участкам по€сов. ѕодобна€ зональность типична дл€ магматизма надсубдукционных зон и, нар€ду с геологическими данными, свидетельствует о формировании рассматриваемой группы ассоциаций в обстановке доминировани€ условий конвергенции литосферных плит.

¬тора€ группа ассоциаций формировалась, начина€ с позднего карбона по раннюю юру включительно. ƒл€ пород этой группы характерна вещественна€ специфика и особенности структурного контрол€, типичные дл€ континентальных рифтов. Ќаиболее выразительными еЄ представител€ми €вл€ютс€ породы бимодального (базальткомендит-пантеллеритового) вулканического комплекса, выполн€ющие системы прот€жЄнных грабенов, св€занные с грабенами продольные дайковые по€са, а также сопр€жЄнные с зонами бимодального магматизма массивы щелочных гранитов и сиенитов. —овокупность сформировавшихс€ в это врем€ зон бимодального магматизма охватывает всю территорию ÷ј—ѕ, и была выделена (ярмолюк,  оваленко, 1991) как позднепалеозойско-раннемезозойска€ ÷ентрально-јзиатска€ рифтова€ система (÷ј–—). —пецифической особенностью этой рифтовой системы, отличающей еЄ, напр., от ¬осточно-јфриканской рифтовой системы, стало то, что в еЄ строении участвуют также нормальные граниты, в том числе образующие крупнейшие батолиты јзии Ч јнгаро-¬итимский, ’ангайский и ’ентейский. —толь необычное сочетание магматических пород, типичных, с одной стороны, дл€ зон раст€жени€ и, с другой Ч дл€ зон сжати€, на наш взгл€д, обусловлено специфической геодинамической обстановкой, сложившейс€ в пределах ј ќ —ибирского палеоконтинента.

Ё“јѕџ ÷≈Ќ“–јЋ№Ќќ-ј«»ј“— ќ… (÷ј–—).

‘ќ–ћ»–ќ¬јЌ»я –»‘“ќ¬ќ… —»—“≈ћџ

¬ истории формировани€ рифтовой системы могут быть выделены два крупных этапа:

1) позднекарбоновый, 2) пермско-раннетриасовый. ќбща€ схема строени€ ÷ј–— приведена на на рисунке 24. ѕозднекарбоновый этап охватил интервал времени между 320 и 280 млн л., когда произошло образование ёжно-ћонгольской пространственно обособленной рифтовой области.

Ц  Ц  Ц

ёжно-ћонгольска€ область объедин€ет две рифтовые зоны Ч √оби-“€ньшанскую и √лавного ћонгольского линеамента (см. рис. 24).

√оби-“€ньшанска€ рифтова€ зона представл€ет собой широтную цепь грабенов, прот€нувшуюс€ из —еверо-¬осточного  ита€ вдоль хребтов √обийского “€нь-Ўан€ через всю ёжную ћонголию. √рабены выполнены породами вулканического бимодального комплекса (базальты, андезибазальты, комендиты, пантеллериты, трахириолиты), с которыми ассоциируют по€са даек такого же состава, а также массивы щелочных гранитов. ƒайки образуют крупные продольные по€са с совокупной мощностью даек 1 км, что свидетельствует о режиме крупноамплитудных раздвигов во врем€ их формировани€. ѕродолжительность развити€ рифтовой зоны оценена временным интервалом 318Ц292 млн л. н. на основе U-Pb и Rb-Sr датировани€ щелочных гранитов и вулканитов из разных еЄ участков.

—пецифической особенностью рифтовой зоны стало то, что в ходе еЄ развити€ нар€ду с породами бимодальных ассоциаций возникли породы известково-щелочной серии. Ёти породы (гранодиориты, нормальные биотитовые граниты, андезиты) оказались близкими к аналогичным породам, которые образовались в регионе в раннем Ц среднем карбоне в услови€х субдукции и формировани€ краевого магматического по€са. √еологические данные свидетельствуют, что образование этих аномальных дл€ зон рифтогенеза пород происходило в св€зи с нарушением условий раст€жени€. “ак, на хр. “ост массив биотитовых гранитов возник в интервале между формированием двух серий даек щелочных гранитов и пантеллеритов.  рупнейший гранодиоритгранитный плутон хр. јтас-Ѕогд (возраст 301 млн л.) сформировалс€ в пределах √оби“€ньшанской зоны в том же возрастном диапазоне, что и породы рифтового комплекса и, в частности, на завершающей стадии своего развити€ был пронизан мощной системой субширотных даек. √еохимические данные свидетельствуют о существенно коровом источнике этих гранитов и позвол€ют св€зать их образование с эпизодами сжати€, благопри€тными дл€ масштабного анатексиса коры и контаминации мантийных расплавов коровым материалом.

–ифтова€ зона √лавного ћонгольского линеамента св€зана с тектонической границей между каледонидами и герцинидами ћонголии. ќна в основном трассируетс€ выходами массивов щелочных гранитов, прослеживающихс€ с перерывами на прот€жении 800 км. ¬озраст щелочных гранитов пород ћандахского массива на восточном окончании зоны составил 292 млн л. (U-Pb метод). ¬озраст таких же пород в западной части рифтовой зоны согласно данным Rb-Sr изохронного датировани€ варьирует в интервале 315Ц290 млн л. н. “аким образом, формирование этой рифтовой зоны произошло в том же временном интервале, что и образование √оби-“€ньшанской зоны.

ѕермский Ц раннетриасовый этап представлен рифтогенными и св€занными с ними магматическими комплексами, которые формировались в ÷ентральной ћонголии и привели к образованию зонально-симметричного ’ангайского магматического ареала, в строении которого выдел€ютс€ √оби-јлтайска€ и —еверо-ћонгольска€ рифтовые зоны и расположенный между ними ’ангайский батолит (см. рис. 24).

√оби-јлтайска€ рифтова€ зона представлена линейной цепью грабенов, выполненных породами бимодального вулканического комплекса: базальтами, комендитами, пантеллеритами, а также сопр€жЄнными с их выходами массивами щелочных гранитов и сиенитов. Ёта зона прот€гиваетс€ более чем на 800 км вдоль северного фаса хребтов √обийского јлта€, структурно совпада€ с сутурной границей, котора€ раздел€ет офиолиты ƒолины ќзЄр и терригенные террейны √обийского јлта€. ќсевые части грабенов трассируютс€ по€сами даек, совокупна€ мощность которых превышает 1000 м (ярмолюк,  оваленко, 1991). ”читыва€, что состав даек определ€ют те же породы, которые участвуют в строении бимодального комплекса, можно сделать вывод о достаточно больших по амплитуде раст€жени€х в ходе образовани€ рифтовой зоны.

ќценки времени еЄ формировани€ опираютс€, прежде всего, на палеоботанические данные, свидетельствующие об образовании лавового выполнени€ грабенов во второй половине перми. — этими выводами согласуютс€ пока немногочисленные геохронологические данные, в соответствии с которыми возраст пород в грабене хр. јргалантын-’ар-”ла оцениваетс€ в 270 млн л. ¬озможно, с рифтогенезом в √обијлтайской зоне было св€зано и образование некоторых массивов щелочных (’атан’айрхан Ч 274 млн л.) и обычных гранитов в зоне √лавного ћонгольского линеамента на том еЄ участке, который территориально наиболее близко (менее чем на 100 км) подходит к √оби-јлтайской зоне.

—еверо-ћонгольска€ рифтова€ зона прослеживаетс€ в —еверной ћонголии вдоль широтной системы разломов, ограничивающей с севера ’ангайское нагорье и совпадающей с хребтами ’ан-’ухийн, Ѕулнайн-Ќуру и Ѕутээлийн-Ќуру. «она представл€ет собой достаточно широкую полосу грабенов, выполненных базальтовыми и базальттрахит-пантеллеритовыми вулканическими толщами. ¬ еЄ же пределах сосредоточены многочисленные массивы щелочных гранитов, сиенитов и габбро-монцонитов.

ѕрот€жЄнность зоны 500 км при ширине до 70 км. ¬ соответствии с палеоботаническими данными, врем€ еЄ формировани€ пришлось на верхнюю пермь (ярмолюк,  оваленко, 1991). ѕолученные оценки, опирающиес€ на результаты Rb-Sr изохронного датировани€, совпадают с этим заключением. ¬ соответствии с ними, рифтогенный магматизм в —еверной ћонголии про€вилс€ в интервале 270Ц250 млн л. н., то есть также в поздней перми.

’ангайский батолит представлен серией крупных массивов гранитоидов, сосредоточенных в пределах ’ангайского нагорь€ (рис. 25) на общей площади, превышающей 120 000 км2. ¬ строении батолита выдел€етс€ несколько ассоциаций пород, рассматриваемых также в качестве отдельных интрузивных комплексов. –анний (тарбагатайский) комплекс сложен гранодиоритами, тоналитами, плагиогранитами и в составе ранних фаз включает габбро и габбро-диориты. ќсновной объЄм в строении батолита занимают породы хангайского комплекса, представленные средне-крупнозернистыми порфировидными роговообманково-биотитовыми и биотитовыми гранодиоритами и гранитами, св€занными между собой фациальными переходами.

Ц  Ц  Ц

«авершающими в формировании батолита стали субщелочные лейкократовые граниты шараусгольского комплекса. ¬ соответствии с геологическими соотношени€ми гранитоидов с вмещающими породами и, прежде всего, с толщами ’ангайского прогиба, их возраст определ€лс€ как послекарбоновый (‘Єдорова, 1977; √еологическиеЕ, 1995).

–езультаты геохронологических исследований указывают на позднепермский возраст батолитообразовани€. ƒанные U-Pb определений абсолютного возраста пород по циркону показали 260, 253, 252, 250, 243 млн л. (ярмолюк и др., 2008). Ѕлизкие данные были получены на по Rb-Sr изотопным датировкам с результатами 255 млн л. (–егиональна€ петрохими€ Е, 1982) и 278, 269, 252 и 248 млн л. (Takahashi et al., 2000).

—ледовательно, формирование ’ангайского зонального магматического ареала происходило практически одновременно в разных его участках при ведущей роли процессов рифтогенеза и мантийных магм. Ёто очевидно дл€ зон рифтового обрамлени€ ареала, в строении которых доминировал базальтовый магматизм. ƒл€ ’ангайского батолита вли€ние подлитосферных источников магматизма на гранитообразование подчЄркиваетс€ участием в строении гранитных массивов синплутонических даек базитов, а также наличием в районе сом. Ѕат-÷энгэл (÷ентральный ’ангай) фрагментарной зоны грабенов, котора€ проникает с востока вглубь ’ангайского батолита и контролирует здесь размещение бимодальных вулканических ассоциаций и щелочных гранитов.

Ц  Ц  Ц

позднепалеозойской ј ќ —ибирского палеоконтинента Ч в ёжной ћонголии и «ападном «абайкалье. ѕо характеру магматизма эти области различались. ¬ ёжной ћонголии процессы грабенообразовани€ сопровождались интенсивной вулканической де€тельностью, в «ападном «абайкалье преобладали плутонические формы магматизма, и зоны рифтогенеза про€вились, главным образом, в форме по€сов массивов щелочных пород. —огласно полученным геохронологическим и геологическим данным, формирование рифтовой системы охватило интервал времени продолжительностью ~ 130 млн л. ≈Є развитие в период 320Ц190 млн лет назад выразилось в последовательном перемещении зон рифтогенеза от кра€ вглубь палеоконтинента. –ифтогенные процессы, протекавшие на территории ћонголии, внесли основной вклад в формирование структурного каркаса ÷ј–—. ќбласть про€влени€ этих процессов в перми была перемещена из ёжной в ÷ентральную ћонголию (в интервале времени между 290 и 270 млн л. н.), а затем в раннем мезозое (между 250 и 230 млн л. н.) на территорию ¬осточной ћонголии. ѕри этом стиль рифтогенного магматизма практически не мен€лс€. “ак же, как и в строении позднекарбоновой √оби-“€ньшанской рифтовой зоны, в зонах пермского и раннемезозойского рифтогенеза основна€ роль принадлежала бимодальным базальт-комендитовым и базальт-пантеллеритовым вулканическим ассоциаци€м и св€занным с ними массивам щелочных гранитоидов. ¬ этом заключаетс€ несомненное сходство процессов, вызвавших образование рифтовых зон на территории ћонголии. ћиграци€ областей про€влени€ этих процессов по территории позднепалеозойской континентальной окраины обусловлена перемещени€ми палеоконтинента над гор€чей точкой мантии, выделенной под названием ћонгольска€ (ярмолюк,  оваленко, 2003; √еологическиеЕ, 1995). јмплитуды перемещени€, оцениваемые по положению центральных участков разновозрастных магматических ареалов, составили ~ 400Ц500 км (при переходе из ёжной в ÷ентральную ћонголию) и ~ 800 км (при перемещении в ¬осточную ћонголию). —корости перемещени€ составл€ют 2Ц 4 см/год, что сопоставимо со скорост€ми движени€ литосферных плит и, таким образом, не противоречит представлению о св€зи рифтовой системы с миграцией кра€ палеоконтинента над гор€чей точкой мантии.

ƒруга€ особенность позднепалеозойско-раннемезозойской рифтовой системы св€зана с участием в еЄ строении р€да крупнейших батолитов. Ѕатолиты располагаютс€ между рифтовыми зонами, фиксиру€ центральные участки магматических ареалов того или иного времени. —опр€жЄнность процессов образовани€ рифтовых зон и батолитов определ€етс€ не только одновозрастным про€влением рифтогенного, существенно базитового и щелочного магматизма, с одной стороны, и гранитоидного анатектического, с другой, но и обычным присутствием в составе батолитов синплутонических даек базитов, характеризующихс€ теми же изотопными и геохимическими особенност€ми состава, что и базиты рифтовых зон. Ќаличие таких даек свидетельствует об участии мантийных источников в образовании магм по всей площади магматических ареалов. ¬ то же врем€, очевидно, что вариации состава и типа магматизма отражают разные тектонические услови€ его про€влени€ в центральных и периферических участках ареалов.

»—“ќ„Ќ» » ћј√ћј“»«ћј. ¬ыше было обосновано, что формирование ÷ј–— инициировалось де€тельностью мантийных плюмов, вызвавших магматическую активность, котора€ различалась по составу источников магм и тектоническим услови€м их про€влени€. ƒалее мы ещЄ вернЄмс€ к этим различи€м и покажем, что в зонах рифтогенеза ведуща€ роль принадлежала производным мантийных магм, в пределах батолитов доминировали процессы корового анатексиса, развивавшиес€ на фоне латерального стресса.

»сточники рифтогенного магматизма. —остав магматических ассоциаций ÷ј–— характеризуетс€ отчЄтливо выраженным бимодальным характером распределени€ составов с максимумами значений в интервалах 48Ц54 и 72Ц78 мас. % SiO2. Ќесмотр€ на подчинЄнное распространение пород промежуточного состава, базитовые и сиалические составл€ющие ассоциаций, как правило, св€заны эволюционными зависимост€ми, контролируемыми механизмами фракционной кристаллизации при участии процессов контаминации. ѕодобные св€зи хорошо выражены в вариаци€х содержани€ рассе€нных элементов и их парных соотношений и в однотипном изотопном составе пород (ярмолюк и др., 2001;  озловский и др., 2006). ¬ соответствии с этим выводом, исходными дл€ бимодальных рифтогенных ассоциаций €вл€лись мантийные магмы. ƒл€ вы€снени€ специфики состава и возможных вариаций их источников во времени и разных участках ÷ј–— были проведены изотопные и геохимические исследовани€ продуктов базитового магматизма, прежде всего, в рифтовых зонах, св€занных с развитием ћонгольской гор€чей точки.  роме того, дл€ сопоставлени€ были привлечены материалы по составу основных магматических пород Ѕаргузинской области (ярмолюк,  оваленко, 2003), а также опубликованные данные по траппам —ибирской платформы и основным вулканитам позднетриасовой «ападно-—ибирской рифтовой системы (јльмухамедов и др., 2004).

ѕри сравнении средних составов базитов каждой из рассматриваемых областей, а также средних составов траппов —ибирской платформы и базальтов «ападно—ибирской рифтовой системы отмечаетс€, что в отличие от базальтов OIB-типа базиты ÷ј–— выдел€ютс€ пониженными содержани€ми высокозар€дных элементов Zr, Hf, Ti, Th и особенно Ta, Nb, а также относительно повышенным содержанием Ba, K, Pb, в меньшей степени Ч Sr и P (ярмолюк,  оваленко, 2003). –аспределение редкоземельных элементов в этих породах близко к распределению в OIB при несколько пониженных содержани€х лЄгких REE и более низких величинах (La / Yb)N отношени€. Ёти характеристики в целом характерны дл€ основных пород из разных рифтовых зон ÷ј–—.

ƒл€ объ€снени€ их вещественной специфики, св€занной в первую очередь с пониженным содержанием в породах высокозар€дных элементов, можно было предположить, что она обусловлена формированием рифтовой системы в пределах позднепалеозойской активной континентальной окраины. ¬ частности, на примере базитов √оби-“€ньшанской рифтовой зоны ( озловский и др., 2006) было показано, что в очагах их мантийного плавлени€ участвовал субдукционный флюидный, существенно водный компонент, который, как известно (Kelemen, Shimuzi, Dunn, 1993), способствует сохранению в рестите рутила, концентратора элементов группы Ti. Cопоставление базальтов ÷ј–— с траппами —ибирской платформы показывает, что первые имеют составы, близкие к составу субщелочных базальтов трапповой провинции, что позвол€ет говорить о сходстве источников расплавов во всех позднепалеозойско-раннемезозойских внутриплитных област€х —еверной јзии. Ѕолее того, учитыва€ разное геологическое положение рассматриваемых областей магматизма (на платформе, в пределах микроконтинентов с рифейской корой, а также каледонской и герцинской складчатых зон), следует признать, что геохимические особенности составов внутриплитных базитов рассматриваемого интервала времени не могут быть вызваны процессами коровой контаминации и отвечают характеристикам этих мантийных источников.

2. ЅЋј√ќ–ќƒЌќ-–≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќќ≈ ќ–”ƒ≈Ќ≈Ќ»≈

¬  ќћѕЋ≈ —ј’ ў≈Ћќ„Ќџ’ ѕќ–ќƒ ÷ј—ѕ:

»—“ќ„Ќ» », —ќ—“ј¬, ѕ–ќ»—’ќ∆ƒ≈Ќ»≈

2.1. ¬ј–»ј÷»» »«ќ“ќѕЌќ√ќ —ќ—“ј¬ј Ќ≈ќƒ»ћј, —ќƒ≈–∆јЌ»…

» ќ“ЌќЎ≈Ќ»… ЁЋ≈ћ≈Ќ“ќ¬-ѕ–»ћ≈—≈… ¬ ў≈Ћќ„Ќџ’

√–јЌ»“ќ»ƒј’ » Ѕј«»“ј’ ’јЋƒ«јЌ-Ѕ”–Ё√“Ё…— ќ√ќ

–≈ƒ ќћ≈“јЋЋ№Ќќ√ќ ћ≈—“ќ–ќ∆ƒ≈Ќ»я. ’ј–ј “≈–»—“» ј

ў≈Ћќ„Ќџ’ √–јЌ»“ќ»ƒќ¬ » —¬я«јЌЌџ’ — Ќ»ћ» ѕќ–ќƒ

’алдзан-Ѕурэгтэйска€ группа интрузивных массивов «ападной ћонголии (рис. 26) характеризуетс€ широким разнообразием слагающих их фациальных разновидностей пород от собственно щелочных гранитов через нордмаркиты, сиениты, пантеллериты до щелочных и промежуточных базитов, включа€ редкометалльные разности.

¬ пределах массивов вы€влено крупное месторождение Zr, Nb, редкоземельных элементов (REE), в т. ч. т€жЄлых (HREE) и Y ( оваленко, √орегл€д, ÷арЄва, 1985, 1989;

Kovalenko et al., 1995).

Ц  Ц  Ц

Ќаиболее ранними вмещающими толщами дл€ массивов группы €вл€ютс€ образовани€ офиолитовой ассоциации ќзЄрной зоны, слагающие раннекаледонскую тектоническую структуру ÷ј—ѕ ( оваленко и др., 1996 а). —реди офиолитов выдел€ютс€ базитова€ толща (шаровые лавы спилит-диабазовой ассоциации) с кремнистыми осадками и дифференцированна€ базальт-андезит-дацитова€ толща с граувакковыми и карбонатными осадками ( оваленко и др., 1996 а). Ќаиболее примитивные породы обеих толщ близки между собой по химическому составу, распределению элементовпримесей, изотопному составу Nd, изотопному возрасту (52743 млн л. и 52213 млн л.

дл€ базитовой и дифференцированной толщ соответственно). ѕо этим показател€м они занимают промежуточное положение между составами ≈-MORB, базитов примитивных островных дуг (IAB) и, возможно, OIB. ƒифференцированна€ толща, по-видимому, несколько моложе, чем базитова€, поскольку последн€€ сечЄтс€ дайками дифференцированной толщи.  оллизионный метаморфизм дифференцированной толщи имел место около 487 млн л. назад. Ѕазитова€ толща сформировалась в услови€х окраинного бассейна и принадлежит к толеитовой ненасыщенной магнетитом серии сравнительно сухих магм. ƒифференцированна€ толща образовалась в обстановке примитивной островной дуги из более богатой водой и более окисленной и насыщенной магнетитом известково-щелочной магмы. ѕороды обеих толщ подвергались вторичным процессам спилитизации и метаморфизма (от зеленосланцевого до амфиболитового). ¬ процессе спилитизации породы резко обогащались Na и обедн€лись Ca при относительном посто€нстве содержаний других породообразующих элементов и элементов-примесей.

Ц  Ц  Ц



Pages:   || 2 | 3 | 4 |
ѕохожие работы:

Ђ  85-Ћ≈“»ё ¬. ћ. Ў” Ў»Ќј ј. ј. „увакин јлтайский государственный университет, Ѕарнаул  оммуникаци€ в рассказах журнала "Ќовый мир": Ўукшин и современность јннотаци€. ќбосновываетс€ проблема "коммуникаци€ в малой прозе Ўукшина и в современных рассказах журнала УЌовый мирФ". –ассматриваетс€ феномен много€зычи€...ї

Ђ”ƒ  37.022 ѕетухова Ћюдмила ¬ладимировна Petukhova Lyudmila Vladimirovna dom-hors@mail.ru dom-hors@mail.ru –ј«¬»“»≈ ’”ƒќ∆≈—“¬≈ЌЌќDEVELOPMENT OF ARTISTIC “¬ќ–„≈— »’ —ѕќ—ќЅЌќ—“≈… AND CREATIVE ABILITIES OF SENIOR ” ƒ≈“≈… —“ј–Ў≈√ќ PRESCHOOL AGE CHILDREN ƒќЎ ќЋ№Ќќ√ќ ¬ќ«–ј—“ј IN CONDITIONS OF COOPERATION ¬ ”—Ћќ¬»я’ ¬«ј»ћќƒ≈…—“¬»я BETWE...ї

Ђ2011 ¬≈—“Ќ»  —јЌ “-ѕ≈“≈–Ѕ”–√— ќ√ќ ”Ќ»¬≈–—»“≈“ј —ер. 13 ¬ып. 4 Ћ»“≈–ј“”–ќ¬≈ƒ≈Ќ»≈ ”ƒ  821.512.161 ј. ». ѕылев ј’ћ≈ƒ ’јћƒ» “јЌѕџЌј– » ≈√ќ –ќћјЌ —ѕќ ќ…—“¬»≈ ќ Ќ≈ ќ“ќ–џ’ —“»Ћ»—“»„≈— »’ ќ—ќЅ≈ЌЌќ—“я’ ‘ќ–ћџ » —ќƒ≈–∆јЌ»я ѕ–ќ»«¬≈ƒ≈Ќ»я јхмед ’амди “анпынар (1901Ц1962), по мнению современной турец...ї

Ђ—ќ÷»јЋ№Ќјя ѕќЋ»“» ј ќ ѕќЋќ∆≈Ќ»» ƒ≈Ћ — Ћ≈ ј–—“¬≈ЌЌџћ ќЅ≈—ѕ≈„≈Ќ»≈ћ √–ј∆ƒјЌ –ќ——»…— ќ… ‘≈ƒ≈–ј÷»», ѕ–ќ∆»¬јёў»’ ¬ –ј…ќЌј’  –ј…Ќ≈√ќ —≈¬≈–ј » ѕ–»–ј¬Ќ≈ЌЌџ’   Ќ»ћ ћ≈—“Ќќ—“я’ 4 декабр€ 2007 года  омитет —овета ‘едерации по делам —евера и малочис ленных народов провел расширенное заседание, в повестке дн€ которог...ї

Ђюч\ ч -ч \&б „ јнатолий ёћјЌ Ќациональна€ библиотека „– 4-041864 4 -0 4 1 8 6 4 ¬ќ«¬–ј“»“≈  Ќ»√” Ќ≈ ѕќ«∆≈ обозначенного здесь срока V) ос ќб€загсжз, J ' If јнатолий ёман ¬ј–“» —ќ –ќ¬≈ЌЌќ≈ „ебоксары Ч 2008 „увашский государственный...ї

Ђ”ƒ  82(1-87) ЅЅ  84(4¬ел) — 46 Simon Scarrow THE BLOOD CROWS Copyright © 2013 Simon Scarrow. The Author asserts the moral right to be identified as the Author of this work. ќформление серии ј. —аукова »ллюстраци€ на переплете ѕ. “рофимова —кэрроу, —аймон. — 46  ровавые вороны –има / —аймон —кэрроу ; [пер. с англ...ї

Ђ—борник рассказов и повестей о жизни насто€щей ћосква »здательство ј—“ ”ƒ  821.161.1-32 ЅЅ  84(2–ос = –ус)6-44 ƒ24 —ерийное оформление: ћарина јкинина ¬ оформлении обложки использована иллюстраци€ јлександра «аварина ƒвойна€ радуга:сборник рассказов / сост. Ќаринэ ј...ї

Ђјндрейчева ћ.ё. ѕќ’ќƒ ¬Ћјƒ»ћ»–ј —¬я“ќ—Ћј¬ќ¬»„ј Ќј ¬ќЋ∆— »’ Ѕ”Ћ√ј– ¬ —“ј“№≈ 6493 √ќƒј ѕ¬Ћ:   ¬ќѕ–ќ—” ќ —≈ћјЌ“» ≈ —ё∆≈“ј ¬ статье 6493 года ѕовести временных лет содержитс€ следующий рассказ о походе кн€з€ ¬ладимира на Ѕолгар: "¬ лето 6493. »де ¬олодимеръ на Ѕолгары с ƒобрыною съ воемъ своимъ в лодь€х, а “оръки берего...ї

Ђ45 попозже кикимора в остожье", и прислови€, делающие речь меткой, музыкальной и выразительной. »х основна€ функци€ Ч художественно украсить речь. Ќа примере ј. ћ. ѕерм€ковой мы попытались разобратьс€ в природе бытового красноречи€. »сточники его Ч русский €зык, устна€ народна€ поэтическа€ традици€, книжные источники;...ї

Ђ‘–≈ƒ≈–»  Ѕ≈√Ѕ≈ƒ≈– »деаль ѕосв€щаетс€ мне! ќдна мо€ цель Ч быть на свободе. ƒл€ нее € всем жертвую. Ќо часто, часто думаю €, что доставит мне свобода. „то буду € один в толпе незнакомой? ‘.ћ. ƒостоевский ѕисьмо брату от 16 августа 1839 г. Ќазвание романа в русском пер...ї

Ђл. толстой –ј—— ј««Ё«  ќћ»ѕ≈–ћ√»« 1940  ”ƒџћ ј– л. толстой –ј—— ј««Ё«  ќћ»ѕ≈–ћ√»«  удымкар 1940 ѕеревод Ќ. —поровой и 8. “етюевой –едактор ѕ. ј. —порова “ехредактор 3. “етюева  орректор ‘. —. яркова —дано в набор 28/≤’-40 г. ѕодписано в печать 30/’≤-40 г....ї

Ђ¬≤ƒ Ѕј–ќ ќ ƒќ ѕќ—“ћќƒ≈–Ќ≤«ћ”. 2014. ¬ипуск XV≤≤≤ ”ƒ  821.112.2 (436) Ц 2.01 “. ≈. ѕичугина ƒнепропетровский национальный университет имени ќлес€ √ончара »Ќ“≈–ѕ–≈“ј÷»я –ќћјЌ“»„≈— ќ√ќ —ё∆≈“ј ¬ "‘јЋ”Ќ— ќћ –”ƒЌ» ≈" √”√ќ ‘ќЌ √ќ‘ћјЌ—“јЋя –озгл€даЇтьс€ ≥стор≥€ створенн€, поети...ї

ЂZaZa «ј–”Ѕ≈∆Ќџ≈ «јƒ¬ќ– » ћ≈∆ƒ”Ќј–ќƒЌџ… Ћ»“≈–ј“”–Ќќ Ц ’”ƒќ∆≈—“¬≈ЌЌџ… ∆”–ЌјЋ є 15/ »ёЋ№ 2015 јнатолий Ќиколин. ћила€ наша –осси€. Ёссе ћихаил ћатушевский.  онец обратной перспективы. —тихи. 32 Ѕорис √орзев. » жизнь, котора€ одна. ћаленький роман ≈лизавета  анибалоцка€. Homo sapiens. —тихи јндрей...ї

Ђсмена 2006 ј¬√”—“ Х 8 50 ј вдруг и правда любовь? 85 ќсторожно! ƒвери открываютс€! 129 ѕрокл€тие јнжелики ¬индзор стр. 4Ч15 Ћитературнохудожественный иллюстрированный журнал √лавный редактор ќснован в €нваре 1924 года ћихаил  изилов 2006 Х ј¬√”—“ (1702) «ам. главного редактора “амара „ичина √лавный художник Ќадежда ¬есел...ї

Ђhttp://collections.ushmm.org Contact reference@ushmm.org for further information about this collection »оффе ≈фим (’аим) »зраилевич, 1930 г.р.,  рым, 1-й участок. »нтервью записано 9.08.2006 с.«наменка  расногвардейского района. 57 мин. (≈») …оффе ≈фим »зра...ї

Ђ“¬ќ–≈÷ є44 ƒело о мудрости ’ристовой ”тилизаторы против неверующих. ¬торой день слушаний. » это происходит от √оспода —аваофа: дивны судьбы ≈го, велика премудрость ≈го! »саи€ 28:29 »так, судебное слушание, рассказ о котором мы начали в прошлом номере, продолжаетс€. » пусть этот процесс лиш...ї

Ђ√айдамака ≈лена ¬асильевна ѕќЋ»’”ƒќ∆≈—“¬≈ЌЌќ≈ ¬ќ—ѕ»“јЌ»≈ ”„јў»’—я Ќј„јЋ№Ќќ… Ў ќЋџ: ÷≈Ћ», «јƒј„» ¬ статье автор раскрывает особенности полихудожественного воспитани€ учащихс€ общеобразовательных учебных заведений, его цели,...ї

Ђ√ќ—”ƒј–—“¬≈ЌЌќ≈ »«ƒј“≈Ћ№—“¬ќ ’”ƒќ∆≈—“¬≈ЌЌќ… Ћ»“≈–ј“”–џ ј  ј ƒ ≈ ћ»я Ќј”  ———– » Ќ — “ » “ ” “ ћ » – ќ ¬ ќ … Ћ » “ ≈ – ј “ ” – џ им. ј. ћ. √ ќ – №   ќ √ ќ ¬Ћјƒ»ћ»– ћјя ќ¬— »… ѕќЋЌќ≈ —ќЅ–јЌ»≈ —ќ„»Ќ≈Ќ»… ¬ “–» Ќјƒ ÷ј“» “ќћј’ √осударственное издательство ’”ƒќ∆≈—“¬≈ЌЌќ… Ћ»“≈–ј“”–џ ћосква 19 5 9 ј  ј ƒ≈ ћ»я Ќј”  ———– »Ќ—“»“”“...ї

Ђ¬семирна€ организаци€ здравоохранени€ Ў≈—“№ƒ≈—я“ ƒ≈¬я“јя —≈——»я ¬—≈ћ»–Ќќ… ј——јћЅЋ≈» «ƒ–ј¬ќќ’–јЌ≈Ќ»я A69/7 Add.2 ѕункт 12.1 предварительной повестки дн€ 6 ма€ 2016 г. ѕитание матерей и детей грудного и раннего возрас...ї

Ђ∆изнь, отданна€ борьбе за мир 100-летие со дн€ вручени€ Ќобелевской премии мира Ѕерте фон «уттнер Уƒолой оружие!Ф название самого знаменитого романа Ѕерты фон «уттнер было одновременно программой и важнейшей жизненной целью этой незаур€дной женщины. —толетие со дн€ награждени€ Ѕер...ї

ЂAlexander Zholkovsky "¬ некотором царстве": повествовательный тур-де-форс Ѕунина –ассказ "¬ некотором царстве" (далее Ч ¬Ќ÷) был написан в эмиграции, на юге ‘ранции, летом 1923 г. и напечатан полгода спуст€, в начале 1924 г.1 Ёто третий и последний из рассказов с общим "квази-авторским" персонажем »влевым, фамили€ которого, со...ї

Ђјдминистративный регламент по исполнению государственной функции ѕ–»≈ћ »Ќ‘ќ–ћј÷»» ќ Ќј–”Ў≈Ќ»» ѕ–ј¬ » «ј ќЌЌџ’ »Ќ“≈–≈—ќ¬ ƒ≈“≈… –егламент ћетодическое руководство ѕримерные затраты  нига 1 Ќациональный фонд защиты детей от жестоког...ї










 
2017 www.lib.knigi-x.ru - ЂЅесплатна€ электронна€ библиотека - электронные материалыї

ћатериалы этого сайта размещены дл€ ознакомлени€, все права принадлежат их авторам.
≈сли ¬ы не согласны с тем, что ¬аш материал размещЄн на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.