Динамика мантийно-корового взаимодействия на глубинных уровнях коллизионных орогенов (на примере Ольхонского региона, Западное Прибайкалье)

GEODYNAMICS & TECTONOPHYSICS

PUBLISHED BY THE INSTITUTE OF THE EARTH'S CRUST SIBERIAN BRANCH OF RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES

ISSN 2078-502X

2017 VOLUME 8 ISSUE 2 PAGES 223-268

https://doi.org/10.5800/GT-2017-8-2-0240

Mechanisms of mantle-crust interaction at deep levels

of collision orogens (case of the Olkhon region,

West Pribaikalie)

A. G. Vladimirov1, 2, 3, A. S. Mekhonoshin4, 5, S. V. Khromykh1, 2, E. I. Mikheev1, 2, 3, A. V. Travin1, 2' 3 , N. I. Volkova1, 2' 3, T. B. Kolotilina4, 5, Yu. A. Davydenko5, E. V. Borodina1, V. V. Khlestov1, 2

1 V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS, Novosibirsk, Russia

2 Novosibirsk State University, Novosibirsk, Russia

3 Tomsk State University, Tomsk, Russia

4 A.P. Vinogradov Institute of Geochemistry, Siberian Branch of RAS, Irkutsk, Russia

5 Irkutsk National Research Technical University, Irkutsk, Russia

Abstract: In the Chernorud granulite zone in the Olkhon region of West Pribaikalie, we studied gabbro-pyroxenites composing tectonic plates (Chernorud, Tonta) and synmetamorphic intrusive bodies (Ulan-Khargana), as well as numerous disintegrated boudins and inclusions embedded in the metamorphic matrix. Based on the results of comparative analysis of the chemical compositions, the gabbro-pyroxenites are classified into a single island-arc tholeiitic series. The COMAGMAT software was used to simulate this series and to estimate the initial composition of the parent magma (magnesian basalt: Si02=46.0 wt. %, Ti02=0.8 wt. %, AhO3=15.3 wt. %, SFeO=9.0 wt. %, Mn0=0.15 wt. %, Mg0=10.5 wt. %, CaO=17.0 wt. %, Na2O=1.0 wt. %, K2O=0.2 wt. %, P2O5=0.05 wt. %, total = 100.0 %, Mg# = 67.5 %). It is concluded that the granulite metamorphism (P=7.7 to 8.6 kbar, T=770 to 820 °C) was due not only to dipping of the initial sedimentary-volcanic series to a depth of 25-28 km, but also to the presence of a deep chamber of magnesian basalt magma. In our estimations, garnet-pyroxenites (i.e. mafic rocks of the top facies in the above-mentioned chamber) originated at P=8.0-8.3 kbar and T=900-930 °C. Considering petrology, the deep mafic chamber under the layer of granulite facies is evidenced by metamorphic magma mingling, as well as pipe-shaped intrusions characterized by the specific morphology, internal structure and bulk rock compositions. Based on the data on the Ulan-Khargana massif and gabbro-pyroxenite bodies involved in the structure of the marble melange, we propose a petrological model showing two stages of mafic injection - Stage 1: hydraulic fracturing of granulite series and the emergence of tubular structures and bodies, which are similar to kimberlite pipes or channels of different shapes; Stage 2: rising of the flu-idized residual alkaline melt through the emerging 'pipes' and fractures armored by hardened zones, which is followed by metamorphic magma mingling under viscous deformation conditions. The mafic magmas intruding to the

RESEARCH ARTICLE Received: December 9, 2016

Revised: February 3, 2017

Recommended by E.V. Sklyarov Accepted: February 24, 2017

For citation: Vladimirov A.G., Mekhonoshin A.S., Khromykh S.V., Mikheev E.I., Travin A.V., Volkova N.I., Kolotilina T.B., Davydenko Yu.A., Borodina E.V., Khlestov V.V., 2017. Mechanisms of mantle-crust interaction at deep levels of collision orogens (case of the Olkhon region, West Pribaikalie). Geodynamics & Tectonophysics 8 (2), 223-268. doi:10.5800/GT-2017-8-2-0240.

Для цитирования: Владимиров А.Г., Мехоношин А.С., Хромых С.В., Михеев Е.И., Травин А.В., Волкова Н.И., Колотилина Т.Б., Давыденко Ю.А., Бородина Е.В., Хлестов В.В. Динамика мантийно-корового взаимодействия на глубинных уровнях коллизионных орогенов (на примере Ольхонского региона, Западное Прибайкалье) // Геодинамика и тектонофизика. 2017. Т. 8. № 2. С. 223-268. doi:10.5800/GT-2017-8-2-0240.

level of the granulite facies facilitated the deep anatexis and formation of synmetamorphic hypersthene plagiogranites (U-Pb isotope dating: 500-490 Ma) and high-K stress granites. In the Chernorud granulite zone, intense ductile-plastic and brittle-plastic deformations accompanied the processes of metamorphism, intrusion and formation of gabbro-pyroxenites and the anatexis of the crustal substance. As a result, the intrusive bodies were fragmented, and specific tectonic structures termed 'metamorphic magma-mingling' were formed. All the tectonic and magmatic structures were subsequently 'sealed up' by K-Na synkinematic granites at the regressive stage under conditions of the amphibo-lite-facies metamorphism (U-Pb and Ar-Ar isotope dating: 470-460 Ma).

Key words: granulite metamorphism; synmetamorphic gabbro-pyroxenite; hypersthene plagiogranite; stress granite; mantle-crust interaction; metamorphic magma-mingling; Chernorud granulite zone; Olknon region; West Pribaikalie

Динамика мантийно-корового взаимодействия на

ГЛУБИННЫХ УРОВНЯХ КОЛЛИЗИОННЫХ ОРОГЕНОВ

А. Г. Владимиров1, 2, 3, А. С. Мехоношин4, 5, С. В. Хромых1, 2, Е. И. Михеев1, 2, 3, А. В. Травин1, 2, 3, Н. И. Волкова1, 2, 3, Т. Б. Колотилина4, 5, Ю. А. Давыденко5, Е. В. Бородина1, В. В. Хлестов1, 2

1 Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия

2 Новосибирский государственный университет, Новосибирск, Россия

3 Томский государственный университет, Томск, Россия

4 Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, Россия

5 Иркутский национальный исследовательский технический университет, Иркутск, Россия

Аннотация: В пределах Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье) изучены габбро-пироксениты, слагающие тектонические пластины (Черноруд, Тонта), синметаморфические интрузивные тела (Улан-Харгана), а также многочисленные дезинтегрированные будины и включения, погруженные в метаморфический матрикс. Сравнительный анализ вещественного состава габбро-пироксени-тов позволяет объединить их в единую островодужно-толеитовую серию, для которой проведены модельные оценки состава родоначальной магмы по программе КОМАГМАТ (магнезиальный базальт: Si02=46.0 мас. %, Ti02=0.8 мас. %, АЬОз=15.3 мас. %, 2Fe0=9.0 мас. %, Mn0=0.15 мас. %, Mg0=10.5 мас. %, Ca0=17.0 мас. %, Na20=1.0 мас. %, K20=0.2 мас. %, P205=0.05 мас. %, сумма 100.0 %, Mg#=67.5 %). Сделан вывод, что гранулито-вый метаморфизм (Р=7.7-8.6 кбар, Т=770-820 °С) обусловлен не только погружением первичных осадочно-вулканогенных толщ на глубину 25-28 км, но и присутствием глубинного магматического очага магнезиальных базальтов. Оценки Р-Т параметров условий образования гранатовых пироксенитов, представляющих собой базитовые породы прикровельной фации этого очага, составляют Р=8.0-8.3 кбар, Т=900-930 °С. Петрологическими индикаторами существования глубинного базитового очага под гранулитовым слоем являются также специфические по морфологии, внутреннему строению и вещественному составу трубообразные интрузии и метаморфический магма-минглинг. На примере массива Улан-Харгана и габбро-пироксенитовых тел, участвующих в строении мраморного меланжа, предложена двухстадийная петрологическая модель ба-зитовых инъекций. Первая стадия отвечает гидроразрыву гранулитовой толщи и возникновению трубооб-разных или иных тел, по аналогии с кимберлитовыми трубками или подводящими к траппам каналами различной формы. Вторая стадия отвечает подъему флюидизированного остаточного щелочного расплава сквозь возникающие трубы и разрывы, бронированные зонами закалки, и, как следствие, формированию метаморфического магма-минглинга в условиях вязких деформаций. Внедрение базитовых магм на уровень гранулитовой фации способствовало глубинному анатексису, формированию синметаморфических гипер-стенсодержащих плагиогранитов (500-490 млн лет, U/Pb изотопное датирование) и высококалиевых стресс-гранитов. Спецификой Чернорудской гранулитовой зоны являются интенсивные сдвиговые вязкопластич-ные и хрупкопластичные деформации, сопровождавшие процессы метаморфизма, внедрения и становления габбро-пироксенитов и анатексиса корового субстрата, что привело к фрагментации интрузивных тел и формированию особого класса тектонических структур - метаморфического магма-минглинга. Все тектонические и магматические структуры были впоследствии «запечатаны» K-Na синкинематическими гранитами на регрессивной стадии в условиях амфиболитовой фации метаморфизма, 470-460 млн лет (U-Pb/Ar-Ar изотопное датирование).

Ключевые слова: гранулитовый метаморфизм; синметаморфический габбро-пироксенит; гиперстеновый плагиогранит; стресс-гранит; мантийно-коровое взаимодействие; метаморфический магма-минглинг; Чернорудская гранулитовая зона; Ольхонский регион; Западное Прибайкалье

1. Введение

Под геологическим термином «мантийно-коро-вое взаимодействие» сейчас понимается широкий круг физических и физико-химических процессов, обеспечивающих тепломассоперенос между глобальными мантийным и коровым резервуарами -источниками базитовых и гранитоидных расплавов. В качестве основного инструмента при доказательстве синхронности этих процессов используются геологические, изотопно-геохимические и геохронологические критерии, позволяющие охарактеризовать бимодальные вулканические ассоциации и габбро-гранитные интрузивные серии как парные петрологические индикаторы, отражающие мантийно-коровое взаимодействие на разноглубинных уровнях земной коры [Vladimirov et al., 2012, 2013]. Прямыми парными петрологическими индикаторами являются также комбинированные дайки, минглинг-дайки и сетчатые интрузии [Wiebe, 1973; Ermolov et al., 1977; Gamble, 1979; Didier, Barbarin, 1991; Litvinovsky et al., 1995; Dokukina, Vladimirov, 2005; Sklyarov, Fedorovskii, 2006; Karmysheva et al., 2015; см. также настоящий выпуск журнала Geodynamics & Tectonophysics]. Во всех рассмотренных случаях «а ргюп» предполагается, что субсинхронное внедрение и становление базит-ультрабази-товых расплавов мантийного генезиса и вторичных по отношению к ним гранитных расплавов корово-го генезиса обусловлены существованием глубинных магматических очагов на границе «кора - мантия» (модели андерплейтинга и вертикальной миграции фронта магмообразования).

Вместе с тем конкретные физические механизмы мантийно-корового взаимодействия на глубинных уровнях земной коры до сих пор остаются остро дискуссионными, поскольку подъем горячего мантийного материала требует решения вопроса о «прорыве» вязкопластичного слоя, отвечающего гранулитовой фации метаморфизма. Для аккреционно-коллизионных орогенных горно-складчатых сооружений сейчас активно обсуждается диапиро-вый механизм подъема магм основного/ультраосновного состава и их последующего взаимодействия с гранулитами, амфиболитами и вторичными кислыми расплавами [Polyansky et al., 2015, 2016]. Диапировый механизм реалистичен в случае подъ-

ема крупных объемов аномально разогретого мантийного вещества, включая расплавы основного/ультраосновного состава, однако до сих пор нет единого мнения о механизмах транспорта мантийного вещества, представленного в гранулитовых толщах тектоническими пластинами, будинами и малыми интрузивными телами. В первую очередь это связано с отсутствием детальных исследований, позволяющих реконструировать инъекции базитовых магм в гранулитовые толщи, где происходит вязкопластичное течение горных масс. Традиционно считалось, что многочисленные метаба-зитовые будины и пластины представляют собой дезинтегрированные фрагменты первичных оса-дочно-вулканогенных толщ и(или) интрузивных пород, подверженных высокоградному метаморфизму (см. обзор [Melnikov, 2011]). Первые идеи «о метаморфическом магма-минглинге» были высказаны на примере Ольхонского региона, Западное Прибайкалье, где были обнаружены синметамор-фические минглинг-дайки [Sklyarov et al., 2001; Sklyarov, Fedorovskii, 2006], дана характеристика мраморного меланжа с включениями метабазитов [Fedorovsky et al., 2014], а также изучены синме-таморфические габбро-пироксенитовые массивы Улан-Харгана и Черноруд, для которых предполагается тесная пространственно-временная связь с гранулитами [Mekhonoshin et al., 2001, 2005; Khro-mykh, 2006; Vladimirov et al., 2016а].

В настоящей статье предпринята попытка обобщить имеющиеся геологические, петрологические и термохронологические данные по Чернорудской гранулитовой зоне Ольхонского метаморфического террейна, позволяющие ответить на следующие вопросы: 1) какие геолого-петрографические черты имеют мантийные породы, внедрение которых происходило в условиях разогретых толщ, отвечающих гранулитовой фации метаморфизма? 2) каким образом внедряются мантийные расплавы на нижние уровни земной коры в условиях коллизионного сжатия? 3) каким образом происходит взаимодействие базит-ультрабазитовых пород с гранулитами и анатектическими коровыми выплавками? 4) можно ли рассматривать мантийный магматизм в Чернорудской зоне как тепловой источник для высокоградного гранулитового метаморфизма?

2. Метаморфические породы Чернорудской

гранулитовой ЗОНЫ

Тектоническая позиция. Центрально-Азиатский складчатый пояс является примером субдук-ционных и коллизионных событий, происходивших на протяжении позднего венда - раннего палеозоя между Сибирским кратоном, островными дугами и микроконтинентами. На южной окраине Сибирского кратона (в современных координатах) в этот период времени был сформирован Саяно-Байкальский складчатый пояс ранних каледонид, включающий гранулитовые комплексы, которые представляют собой глубоко эродированные фрагменты микроконтинентов и(или) корневых частей аккреционно-коллизионных орогенов венд-раннепалеозойского возраста, то есть являются индикаторами ранних стадий закрытия Палеоазиатского океана [Kozakov et al., 2002, 2012; Dobretsov, Buslov, 2007; Volkova et al, 2008, 2010; Vladimirov et al., 2008, 2011a, 2011b; Glad-kochub et al., 2010,2013; Donskaya et al., 2017].

Ольхонский метаморфический террейн (рис. 1) является фрагментом Саяно-Байкальского складчатого пояса ранних каледонид и издавна привлекает внимание геологов с точки зрения взаимодействия структур Сибирского палеоконтинента и Палеоазиатского океана [Fedorovsky et al., 1995; Rosen, Fedorovsky, 2001; Sklyarov et al., 2001; Travin et al., 2009; Volkova et al., 2008, 2010; Gladkochub et al., 2010, 2013; Fedorovsky, Sklyarov, 2010; Vladimirov et al., 2011a, 2011b, 2016a; Travin, 2016a, 2016b; Donskaya et al., 2017].

На современном эрозионном срезе Ольхонского метаморфического террейна с cеверо-запада на юго-восток выделяются следующие тектонические мегапластины (рис. 1): Чернорудская зона, характеризующаяся гранулитовым метаморфизмом и отвечающая по набору протолитовых структурно-вещественных комплексов аккреционной призме (V-G1); зона Анга-Сахюрты, сложенная гнейсами и гранитогнейсами амфиболитовой фации (G-O2-3); комплекс Орсо и Ангинская зона островодужной природы (эпидот-амфиболитовая фация метаморфизма).

Чернорудская зона (рис. 1) является наиболее глубинной в аккреционно-коллизионной системе ранних палеозоид Ольхонского террейна и характеризуется максимальной степенью метаморфизма. Она протягивается узкой полосой шириной до 2 км вдоль края Сибирского кратона и отделена от протерозойских пород фундамента мощной зоной бластомилонитов по протерозойским и раннепа-леозойским породам [Fedorovsky et al., 2005; Sukho-rukov et al., 2005].

В строении Чернорудской зоны главную роль играют породы, метаморфизованные в условиях

гранулитовой фации, - пироксеновые и двупиро-ксеновые гнейсы (основные гранулиты), мраморы и мраморные меланжи, гранат-силлиманит-биоти-товые мигматизированные гнейсы с линзами графитовых кварцитов (рис. 2). В совокупности этот породный ансамбль сейчас может быть интерпретирован как аккреционная призма неопротерозойского возраста, преобразованная в условиях грану-литовой фации метаморфизма, а затем испытавшая многократные импульсы тектономагматической активизации в условиях сдвиговых деформаций с вязко- и хрупкопластичным течением горных масс [Rosen, Fedorovsky, 2001; Travin et al., 2009; Volkova et al., 2008, 2010; Gladkochub et al., 2010; Fedorovsky et al., 2014; Vladimirov et al., 2011a, 2011b, 2016а; Travin, 2016a, 2016b],

Оценка PT условий метамофизма. В основных гранулитах и гнейсах Чернорудской зоны широко распространены гиперстенсодержащие парагене-зисы, в том числе критические «гранулитовые» ассоциации: двупироксен-двуполевошпатовая, гипер-стен-гранат-ортоклазовая [Korikovsky, Fedorovsky, 1981; Rosen, Fedorovsky, 2001], Минеральные пара-генезисы двупироксеновых и гранат-ортопироксе-новых гнейсов, отобранных на северо-востоке Чер-норудской зоны, приведены в табл. 1, микрофотографии метаморфических пород - на рисунке 3,

В центральной части Чернорудской зоны, кроме двупироксеновых гранулитов, встречаются гранат-ортопироксеновые, гранат-амфиболовые и гранат-биотитовые гнейсы, а также бластомилониты по гиперстеновым гранитам (стресс-граниты):

OpX42-46+KfS + Grt70 + Bt39-43 + Pl24-26 + QtZ + Zrn;

Grt57-59 + (Ts-Mg-Hbl)i8-19 + PU

Grt55-57+Bti8_20+Pli4+Kfs+Qtz+Zrn;

Grt80+Bt55-58+Pl37-38+Kfs+Qtz+Ap;

Qtz+Pl+Kfs+Bt+Zrn+Ap,

По данным С.П. Кориковского [Korikovsky, Fedorovsky, 1981], здесь также отмечаются силлиманит-гранат-кордиерит-биотитовые кинцигиты.

Оценки Р-Т параметров метаморфизма для гранулитов Чернорудской зоны, полученные с использованием программы THERMOCALC 3.21 [Holland, Powell, 1998], составляют 770-820 °С, 7.7-8.6 кбар (табл. 1). Близкие значения температур и давлений для этих пород дают гранат-клинопироксеновый геотермометр и гранат-ортопироксеновый геобарометр. Температуры формирования гранат-биотитовых гнейсов, протолитом для которых являлись пелиты и/или граувакки, несколько ниже -710-780 °С [Volkova et al., 2008,2010].

Геохимия и геохронология метаморфических пород. Состав представительных проб двупироксеновых основных гнейсов и метапелитов Чернорудской гранулитовой зоны приведен в таблице 2. В общей геохимической выборке проанализирован-

Зона Черноруд, гранулитовый метаморфизм, Р=7.7-8.6 кбар, Т=770-820 °С

Ангинская зона, эпидот-амфиболитовый метаморфизм, Р=2.5-4.5 кбар, Т=490-650 °С

Комплекс Орсо, эпидот-амфиболитовый метаморфизм, Р=2.5-4.5 кбар, Т=490-650 °С

1^2 [0]3 4

]5 Y^sX1 Е^Цв

о

ГО О

о.

<

ш 3

Рис. 1. Генерализованная тектоническая схема Ольхонского метаморфического террейна, Западное Прибайкалье [РейогоУБку, 2004].

На врезке приведена палеотектоническая реконструкция взаимодействия Сибирского кратона и Ольхонской окраинноморской островодужной системы, венд - ранний палеозой [аасИсосИиЬ а1., 2010]. 1 - Баргузинский микроконтинент; 2 - островная дуга; 3 - задуговый бассейн; 4 - зона задугового спрединга; 5 - неопротерозойская рифтовая зона на юго-востоке Сибирского кратона; 6 - палеосубдукционная зона; 7 - предполагаемый трансформный разлом; 8 - направление возможной миграции Баргузинского микроконтинента в неопротерозое - раннем кембрии.

о

о -а

Fig. 1. Generalized tectonic scheme of the Olkhon metamorphic terrane, West Pribaikalie [Fedorovsky, 2004].

Inset - reconstructed paleotectonic interaction between the Siberian craton and the Olkhon marginal-sea island-arc system in the Vendian - Early Paleozoic [Gladkochub et al., 2010]. 1 - Barguzin microcontinent; 2 - island arc; 3 - backarc basin; 4 - back-arc spreading zone; 5 - Neoproterozoic rift zone in the southeastern part of the Siberian craton; 6 - paleosubduc-tion zone; 7 - assumed transform fault; 8 - possible migration direction of the Barguzin microcontinent in the Neoproterozoic - Early Cambrian.

<

о с 3 № 00 ЗГ

(Л

с

№ Ki

"О

ш

(С №

(Л

ho

Ki

со

Ki

а> оо

четвертичные отложения

габбро, пироксениты Нур-плагиограниты турбидиты

Рис. 2. Фрагмент тектонической карты Чернорудской гранулитовой зоны, составленный В.С. Федоровским, с участием С.В. Хромых, А.Г. Владимирова, Д.П. Гладкочуба и А.М. Мазукабзова [Fedorovsky, 2004; Fedorovsky et al., 2005, 2014].

Fig. 2. Fragment of the tectonic map of the Chernorud granulite zone. The zone was mapped by V.S. Fedorovsky, with the participation of S.V. Khromykh, A.G. Vladimirov, D.P. Gladkochub and A.M. Mazukabzov [Fedorovsky, 2004; Fedorovsky et al., 2005,2014].

ные пробы содержат от 45 до 71 мас. % SiO2, не-досыщены глиноземом и соответствуют ряду пород нормальной щелочности (от 2 до 8 мас. % №20+К20]. Двупироксеновые ортогнейсы соответствуют метабазитам, а гранат-силлиманит-биоти-товые гнейсы - метапелитам. Данные о составе изученных гранулитов согласуются с ранее полученными [Makrygina et al., 1993, 2008; Gladkochub et

al., 2008, 2010] и свидетельствуют, что они близки к андезибазальтовым вулканическим сериям пониженной щелочности, а также кремням и глинам, которые характерны для островодужно-окраинно-морских геодинамических обстановок.

В двупикросеновых ортогнейсах были продати-рованы и-РЬ изотопным методом (SHRШP-П] цирконы, содержащие магматогенные ядра и метамор-

Таблица 1. Минеральные ассоциации и Р-Т условия образования метаморфических пород Чернорудской гранулитовой зоны

Table 1. Mineral associations and P-T conditions for formation of metamorphic rocks in the Chernorud granulite zone

№ п/п № обр. Ассоциация Т, °С Р, кбар

1 04-14 Grt82 + OpX56+CpX41+Pl45+Mg-Hbl49 715 7.1

2 04-24 Sp49+CpX16+Pl98+Ts13 850 7.8

3 04-25 Grt73+OpX56+CpX36+Pl46+Mg-Hbl45 705 8.3

4 04-27 Grt81+OpX54+CpX40+Pl49 + (Ts-Mg-Hbl)45 820 8.6

5 04-28 Grt85+OpX60+CpX45+Pl38+Qtz+Ilm 745 8.1

6 04-136 Grt80+CpX37+OpX55+Pl48 + Bt50 825 8.2

7 V-25 OpX49+CpX43 + Pl41+Qtz+Ilm 820 8.6

8 V-26 OpX44+CpX61 + Pl47+Bt44+Ilm+Sc+Ttn+Qtz 800 8.7

9 X-434 Grt83+CpX46+OpX60+Pl45 + Bt63+Qtz+Ap 795 7.7

10 X-671 Grt79+OpX52 + Pl32 + Bt47+Qtz 770 7.8

11 X-710 OpX50+CpX38 + Pl49 + Bt47+Qtz 740 8.6

Примечание. Индексы внизу - значения железистости [F=Fe2+/(Fe2++Mg)x100 %] для железомагнезиальных минералов и содержание анортитового компонента в плагиоклазе.

Note. Indices show iron contents [F=Fe2+/(Fe2++Mg)x100 %] for ferromagnesian minerals and anorthite contents in plagioclase.

Рис. 3. Микрофотографии метаморфических пород Чернорудской гранулитовой зоны. а - двупироксеновый ор-тогнейс; б - Grt-Bt-Sil гнейс; в - бластомилонит; г - Grt-Opx-Cpx гнейс.

Fig. 3. Photomicrographs of metamorphic rocks sampled from the Chernorud granulite zone. а - bipyroxene orthogneisses; б - Grt-Bt-Sil gneiss; в - blastomilonit; г - Grt-Opx-Cpx gneiss.

фогенные краевые части. Возраст ядерных частей цирконов был определен в 624±11 млн лет, что было интерпретировано как время формирования магматического протолита, то есть излияния ан-дезибазальтовых и базальтовых лав в окраинно-морско-островодужной обстановке, а затем погружения их в составе аккреционной призмы под островную дугу [Gladkochub et al., 2008, 2010; Volkova et al., 2008, 2010; Vladimirov et al., 2011a, 2011b, 2016a]. Датирование метаморфогенных оболочек цирконов показало интервал возрастных значений в 530-470 млн лет. Это согласуется в первом приближении с имеющимися результатами датирования цирконов из метаморфических пород Чернорудской гранулитовой зоны в разных ее участках: 490±10 млн лет [Bibikova et al., 1990], 509±20 млн лет [Letnikov et al., 1990], 505±10 млн лет и 494±16 млн лет [Gladkochub et al., 2008]. Таким образом, возраст метаморфизма гранулитовой фации в Чернорудской зоне, основываясь на перекрытии аналитической погрешности U-Pb изотопных данных, можно достоверно принять в интервале 530-490 млн лет, возраст протолита - в интервале 635-610 млн лет [Volkova et al., 2010; Vladimirov et al., 2011 a, 2011 b; Donskaya et al., 2017].

3. СИНМЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГАББРОИДЫ И ПИРОКСЕНИТЫ

Характерной особенностью Чернорудской гранулитовой зоны является ее насыщенность на современном эрозионном срезе многочисленными телами, сложенными габброидами и пироксенита-ми [Mekhonoshin et al., 2001, 2013; Fedorovsky et al., 2005, 2014; Khromykh, 2006; Vladimirov et al., 2016a], которых насчитывается более 150 на всем протяжении зоны (рис. 4). Большинство массивов и более мелких тел, а также будин в метаморфическом матриксе сложены в разной степени амфиболизи-рованными габброидами и(или) пироксенитами. Непосредственные контакты между базитами и гранулитами имеют тектонический характер, часто контактовые зоны сложены бластомилонитами, каких-либо приконтактовых изменений во вмещающих породах, а также в габбро-пироксенитовых телах не наблюдается. Исключением являются высокотемпературные скарноиды, переходящие в гра-натиты (в гнездах - до 80 % граната от общего объема породы). Эти специфические породы постоянно присутствуют в контактах тектонизиро-ванных габбро-пироксенитовых тел с мраморами

Таблица 2. Состав представительных проб двупироксеновых гнейсов (основные гранулиты) и гранат-силлиманит-биотитовых гнейсов Чернорудской гранулитовой зоны

Table 2. Composition of representative samples of bipyroxene gneisses (basic granulites) and garnet-sillimanite-biotite gneisses from the Chernorud granulite zone

№ обр 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

X-749-1 V-22 V-26 V-25 X-711 X-677 T-52 Em16-04 Em16-01 Em16-37 Em16-02

SiO2 49.79 61.82 59.51 61.02 65.66 65.66 65.90 64.95 66.78 66.95 73.64

TiO2 1.22 0.91 0.97 0.91 1.00 1.06 0.79 0.48 0.54 0.61 0.34

Al2O3 15.16 13.17 14.61 14.06 11.91 12.39 11.55 14.41 14.81 15.34 13.19

Fe2O3 14.50 6.91 6.83 7.27 8.10 11.11 9.33 9.55 6.42 5.71 5.08

MnO 0.18 0.14 0.19 0.14 0.12 0.06 0.14 0.12 0.16 0.10 0.12

MgO 5.80 4.37 4.26 3.77 3.48 2.14 5.43 5.72 1.73 1.88 1.03

CaO 10.55 8.38 10.47 8.09 4.53 2.01 2.58 0.87 2.19 2.27 1.68

Na2O 2.01 2.43 1.76 3.10 3.04 1.28 3.58 2.43 4.12 3.84 3.98

K2O 0.63 0.77 0.35 0.84 1.31 2.89 0.56 0.86 1.57 1.73 1.65

P2O5 0.08 0.15 0.23 0.19 0.14 0.10 0.02 0.06 0.12 0.13 0.06

П.п.п. 0.30 0.54 0.79 0.49 0.56 0.83 0.18 0.14 0.58 1.25 1.33

Summa 100.21 99.52 99.98 99.87 99.85 99.52 100.06 99.69 99.13 99.98 99.54

A/CNK 0.65 0.66 0.65 0.68 0.81 1.39 1.03 2.21 1.19 1.25 1.16

Rb 2 5 1 10 16 73 4 6.9 37 51 24

Sr 152 361 487 389 238 77 318 135 206 282 158

Y 28 17 31 35 22 23 154 250 26 23 33

Zr 54 120 216 145 190 222 1573 1130 158 166 174

Nb 0.8 4.8 5.9 8.2 6.3 11.1 10.8 61 6.2 6.6 5.6

Ba 56 389 222 311 321 672 286 190 440 470 385

La 5 12 21 20 19 18 16.3 69 27 25 31

Ce 11 23 43 43 38 36 28 167 53 45 61

Pr 1.8 3.2 6.4 6.4 5.3 5.0 3.3 23 6.9 5.7 8.1

Nd 8.6 13.0 24.5 25.5 19.4 17.9 12.3 91 24 20 28

Sm 2.7 2.8 5.7 5.9 3.8 3.7 2.3 25 4.6 4.1 5.4

Eu 1.0 0.9 1.3 1.2 1.2 0.9 3.4 5.8 1.05 1.04 0.99

Gd 3.8 3.0 5.9 6.1 4.0 3.9 5.3 32 5.3 4.2 6.4

Tb 0.75 0.48 0.85 0.98 0.62 0.72 1.99 6.1 0.81 0.67 0.96

Dy 4.6 3.0 5.3 6.1 3.8 4.3 23 42 4.8 3.9 6.0

Ho 1.02 0.62 1.13 1.30 0.82 0.92 6.5 8.9 1.02 0.75 1.29

Er 3.1 1.8 3.2 3.7 2.3 2.6 23 27 3.0 2.2 4.2

Tm 0.48 0.27 0.50 0.59 0.34 0.39 4.2 4.0 0.51 0.32 0.66

Yb 3.1 1.9 3.3 3.8 2.4 2.6 28 25 3.2 2.2 4.1

Lu 0.48 0.31 0.50 0.59 0.34 0.45 4.1 3.6 0.48 0.34 0.60

Hf 1.7 3.5 4.9 4.4 5.3 5.9 47 33 5.2 4.8 6.2

Ta 0.1 0.34 0.6 0.7 0.4 0.7 0.41 3.8 0.42 0.42 0.18

Th 0.4 1.2 3.9 2.2 4.1 6.0 0.54 3.9 3.8 5.3 4.2

U 0.1 0.41 1.2 0.5 0.5 0.5 0.61 1.19 0.78 1.10 0.60

2REE 47.43 66.28 122.58 125.16 101.32 97.38 161.69 530.05 136.1 116.03 159.44

La/YbN 1.09 4.26 4.29 3.55 5.34 4.67 0.39 1.91 5.77 7.73 5.13

Примечание. Содержание петрогенных компонентов определено методом РФА, концентрации редких элементов - методом ICP-MS на масс-спектрометре ELEMENT Finnigan Mat 262. 1 - двупироксен-гранатовый гнейс; 2-4 - двупироксеновые гнейсы; 5 - гранат-двупироксеновый гнейс; 6-11 - гранат-биотитовый гнейс. A/CNK=AhO3/(CaO+Na2O+K2O), мол. %. La/YbN=LaN/YbN, для нормировки использованы концентрации элементов в хондрите С1 [Boynton, 1984]: La=0.31; Yb=0.209.

Note. The XRD method was used to estimate the contents of petrogenic components. The concentrations of trace elements were estimated by the ICP-MS method using an ELEMENT Finnigan Mat 262 mass spectrometer. 1 - bipyroxene garnet gneiss; 2-4 - bipyroxene gneiss; 5 - garnet-bipyroxene gneiss; 6-11 - garnet-biotite gneiss. A/CNK=AhO3/(CaO+Na2O+K2O), mol. %. La/YbN=LaN/YbN. Normalization to C1 chondrite [Boynton, 1984]: La=0.31; Yb=0.209.

435±4

419±4

о

коллизионный шов системы «террейн-континент»

метаморфические породы Чернорудской зоны

синметаморфические габбро и пироксениты

Ольхонский метаморфический террейн

четвертичные отложения

точки отбора проб для геохронологических исследований: а - 11-РЬ изотопное датирование циркона, б - Аг-Аг изотопное датирование

5 км

о

<В О а с о ai 3 о

(Л й»

о

3 О о

Рис. 4. Геологическая позиция габбро-пироксенитовых массивов и метаморфизованных включений основного/ультраосновного состава в Чернорудской гранулитовой зоне [Khromykh, 2006]. Цифрами указаны габбро-пироксенитовые массивы: 1 - Черноруд, 2 - Кучелга, 3 - Улан-Харгана, 4 - Тонта.

Fig. 4. Geological positions of gabbro-pyroxenite massifs (1 - Chernorud, 2 - Kuchelga, 3 - Ulan-Khargana, 4 - Tonta] and metamorphosed inclusions of the mafic/ultramafic composition in the Chernorud granulite zone [Khromykh, 2006].

<

о с 3

1С со

(Я (Л

с

(Б ю

-о

ш со

(Б (Л

I

ю о>

Рис. 5. Схема геологического строения Чернорудского габбро-пироксенитового массива. Составлена А.С. Мехоно-шиным и др. [Mekhonoshin et al., 2001].

1-3 - породы Чернорудского массива: 1 - габбро, 2 - пироксениты, 3 - гранатовые пироксениты; 4-6 - метаморфические породы гранулитовой фации: 4 - мраморы, 5 - двупироксеновые ортогнейсы, 6 - бластомилониты; 7 - разрывные нарушения; 8 - геологические границы: а - достоверные, б - предполагаемые.

Fig. 5. Geological scheme of the Chernorud gabbro-pyroxenite massif [Mekhonoshin et al., 2001].

1-3 - rocks of the Chernorud massif: 1 - gabbro, 2 - pyroxenite, 3 - garnet pyroxenite; 4-6 - metamorphic rocks of granulite facies: 4 - marble, 5 - bipyroxene orthogneiss, 6 - blastomylonite; 7 - faults; 8 - geological boundaries: а - confirmed, б - assumed.

и(или) участвуют вместе с ними в мраморном меланже [ГейогоУБку et а1., 2014].

3.1. Массив Черноруд

На северном окончании Чернорудской гранулитовой зоны расположен габбро-пироксенитовый массив Черноруд. Этот массив представляет собой линзообразную пластину, размер 500x200 м, пережатую в центральной части и локализованную среди двупироксеновых ортогнейсов, кальцитовых мраморов и графитовых кварцитов, отвечающих гранулитовой фации метаморфизма (рис. 5). Массив сложен серией пород, меняющей состав от габбро до плагиопироксенитов. В центральной части массива присутствуют участки, сложенные гранатовыми пироксенитами, которые имеют постепенные переходы с безгранатовыми пироксенитами и габброидами (см. рис. 4). Все разновидности пород интенсивно амфиболизированы.

Породы Чернорудского массива прорваны дайками и жилами мелко- и среднезернистых биотит± ±мусковитовых пегматоидных лейкогранитов, гиперстеновых плагиогранитов не обнаружено. Контакты массива с вмещающими гранулитовыми толщами - тектонические, только мраморы, вследствие пластичности в условиях высоких температур

гранулитового метаморфизма, обтекают и затекают в габброиды.

Микроструктуры пород преимущественно пор-фиро- и гранобластовые, с реликтами габбровой и офитовой (рис. 6). В гранатовых пироксенитах присутствуют крупные, до 4 см, порфиробласты граната.

Составы породообразующих и акцессорных минералов габбро, пироксенитов и гранатовых пи-роксенитов приведены в таблицах 3-7. Первичный минеральный парагенезис в габбро представлен плагиоклазом (анортит) и клинопироксеном (ди-опсид-авгит с /=18-20 %), в пироксенитах - клино-пироксеном (диопсид-авгит с /=20-22 %). В гранатовых пироксенитах клинопироксен представлен диопсидом (/=25 %), плагиоклаз - анортитом, гранат содержит до 40 % пиропового и до 20 % грос-сулярового минала, что указывает на относительно высокие РТ-условия кристаллизации этих пород.

Химический состав магматических пород Чернорудского массива отражен в таблице 8. Габбро и пироксениты характеризуются пониженной кремне-кислотностью ^Ю2=40-46 мас. %), низкими содержаниями щелочей (^0+^20=0.4-1.4 мас. %) и соответствуют породам островодужно-толеитовой серии (рис. 7). Этот вывод подтверждается их редко-элементным и редкоземельным составом (табл. 8),

Рис. 6. Микрофотографии пород массива Черноруд. Авторы: А.С. Мехоношин, Т.Б. Колотилина.

а - амфиболизированное габбро, структура габбровая; б-г - гранатовые пироксениты: б - зеленая шпинель в роговой обманке, замещающей клинопироксен, в - взаимоотношения граната и клинопироксена, г - взаимоотношения граната, шпинели и плагиоклаза. В шпинели наблюдается обратная зональность.

Fig. 6. Micrographs of the rocks from the Chernorud massif. Authors: A.S. Mekhonoshin and T.B. Kolotilina.

a - amphibolized gabbro, gabbro structure; 6^ - garnet pyroxenite: 6 - green spinel in hornblende replacing clinopyroxene, e - relationships between garnet and clinopyroxene, г - relationships between garnet, spinel and plagioclase. Reverse zoning in spinel.

для которого отмечаются высокие содержания Sг (300-400 г/т) и Zг (до 100 г/т), низкие концентрации РЗЭ (2 РЗЭ=30-35 г/т), Сг (25-30 г/т), Со (2540 г/т), N (15-50 г/т) и № (1.0-1.3 г/т) (рис. 8).

Вещественный состав гранатовых пироксенитов относительно габбро и пироксенитов (табл. 8) характеризуется пониженной кремнекислотностью ^02=38-42 мас. %) и щелочностью (^0+^20=0.4-0.8 мас. %), обеднен Sг (80-100 г/т), Ва (до 20 г/т) и редкоземельными элементами (2 РЗЭ=15-20 г/т), обогащен Сг (до 100 г/т) и Со (до 50 г/т). Однако характер распределения РЭ и РЗЭ в гранатовых и безгранатовых пироксенитах на редкоземельных и мультиэлементных диаграммах идентичен, что, очевидно, свидетельствует о едином мантийном источнике (см. рис. 7, 8).

Р-Т параметры образования гранатовых пироксенитов массива Черноруд были определены методом мультиравновесной термобарометрии с помощью компьютерного программного комплекса

TWQ 2.02, при этом использовалась база взаимосогласованных термодинамических данных Р.Г. Бер-мана и Л.Я. Арановича [Вегтап, 1991; АгапоукЬ, Бегтаи, 1996; Вегтап, АгапоукЬ, 1996]. Для расчетов использовались составы гранатов, клинопироксе-нов, плагиоклазов и шпинелей. Максимальные оценки температур и давлений составили Т=918-927 °С и Р=8.1-8.3 кбар для образца 99-51 и Т=884-901 °С и Р=7.9-8.3 кбар для образца 2000-217 (рис. 9). Близкие оценки давления (~7.8 кбар при 900 °С) были получены с использованием клинопи-роксенового геобарометра П. Нимица [Мт/$, 1995] (см. табл. 4, обр. 2000-217).

Таким образом, полученные геологические и петрологические данные свидетельствуют о том, что массивы габбро и пироксенитов Чернорудской тектонической пластины, вероятнее всего, представляют собой фрагмент прикровельной части глубинного магматического очага. В его формировании следует выделить несколько этапов: а) маг-

Таблица 3. Представительные анализы плагиоклазов из пород массивов Черноруд и Улан-Харгана

Table 3. Representative analysis of plagioclases in the rocks sampled from the Chernorud and Ulan-Khargana massifs

Компонент 99-23-3 99_23_5 99-51_9 99-51_10 99-199 04160-2 04160-3 04160

1 2 3 4 5 6 7 8

SiO2, мас. % 44.37 43.67 42.57 42.74 43.81 45.33 45.42 45.33

AI2O3 34.92 35.08 35.26 35.92 35.07 34.84 34.96 34.9

FeO н/об. н/об. н/об. 0.09 0.17 н/об. н/об. н/об.

MnO н/об. н/об. н/об. н/об. н/об. н/об. н/об. н/об.

MgO н/об. н/об. н/об. н/об. н/об. н/об. н/об. н/об.

CaO 18.66 18.55 19.54 19.48 19.50 18.93 18.71 18.92

Na2O 0.64 0.66 0.18 0.10 0.15 0.85 0.89 0.84

K2O 0.00 0.00 0.06 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00

Сумма 98.59 97.96 97.62 98.34 98.70 99.96 99.98 99.99

# An 94 94 98 98 98 94 92 93

Примечание. 1-2 - габбро массива Черноруд, 3-5 - гранатовый пироксенит массива Черноруд, 6-8 - массив Улан-Харгана. # An - содержание анортитового компонента; н/об. - элемент не обнаружен.

Note. 1-2 - gabbro of the Chernorud massif, 3-5 - garnet pyroxenite of the Chernorud massif, 6-8 - Ulan-Khargana massif. # An - content of the anorthite component; н/об. - none.

матический, б) прогрессивный метаморфизм гра-нулитовой фации (начальный этап эклогитиза-ции), в) регрессивный метаморфизм амфиболито-вой фации, г) поздние стадии охлаждения, установленные при термохронологических исследованиях [Тгаут et а1., 2009; Тгаут, 2016а, 2016Ь].

3.2. Массив Улан-Харгана

В центральной части Чернорудской зоны расположен наиболее крупный (0.5x1.3 км) массив Улан-Харгана (см. рис. 2, 4). На аэрофотоснимке этот мас-

сив выглядит как три сближенных продолговатых овальных тела (рис. 10).

В результате геологического картирования установлено, что массив состоит из двух совмещенных в пространстве тел - протяженных пластооб-разных останцов (юго-восточных) и одного овального (северо-западного). Здесь и далее по тексту будем называть эти тела, учитывая их петрографию, собственными именами: «Харгана-1», «Харга-на-2» и «Харгана-3», соответственно (рис. 10, б).

Юго-восточные тела («Харгана-1», «Харгана-2») представляют собой изолированные останцы в

Таблица 4. Представительные анализы амфиболов из пород массивов Черноруд и Улан-Харгана

Table 4. Representative analysis of amphiboles in the rocks sampled from the Chernorud and Ulan-Khargana massifs

Компонент 99-51 99-199 04160-1 04160-8 04166-4

1 2 3 4 5 6 7

SiO2, мас. % 48.96 42.40 43.45 42.96 41.9 41.21 40.03

TiO2 0.71 1.43 1.32 1.14 0.07 0.08 0.033

AI2O3 9.87 15.87 16.43 16.62 14.03 14.46 14.77

SFeO 8.68 9.47 10.41 10.26 10.79 9.97 18.29

MnO 0.10 0.00 0.00 0.00 0.14 0.19 0.161

MgO 15.47 13.64 12.71 12.71 11.98 12.1 7.98

CaO 12.19 11.70 12.03 12.35 12.18 11.7 11.91

Na2O 0.24 1.71 1.83 1.74 2.3 2.34 1.69

K2O 0.00 1.02 0.57 0.45 0.51 0.7 1.03

Сумма 96.22 97.23 98.74 98.22 93.9 92.76 95.87

#Mg 0.86 0.83 0.75 0.75 0.66 0.70 0.49

Примечание. 1-4 - массив Черноруд, 5-7 - массив Улан-Харгана. #Mg (магнезиальность) = Mg/(Mg+Fe2+).

Note. 1-4 - Chernorud massif, 5-7 - Ulan-Khargana massif. #Mg (Mg content) = Mg/(Mg+Fe2+).

Таблица 5. Представительные анализы пироксенов из пород массивов Черноруд и Улан-Харгана Table 5. Representative analysis of pyroxenes in the rocks sampled from the Chernorud and Ulan-Khargana massifs

Компонент 99-51 99-51 2000-217 2000-217 2000-217 М-0001 М-0002 04160-4 04160-5 04160-6 04166-2а 04166-5 04166-6 04166-7

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14

Si02, мае. % 52.32 51.86 50.87 50.25 50.02 50.02 49.96 51.93 52 51.99 49.93 49.25 49.15 50.97

Ti02 0.59 0.51 0.28 0.55 0.61 0.79 0.68 0.03 0.03 0.03 0.03 0.04 0.04 0.02

AI2O3 4.46 2.37 2.12 3.86 4.80 5.15 4.73 3.99 4.23 5.06 4.75 5.43 5.39 3.12

Cr203 н/об. н/об. 0.07 н/об. н/об. н/об. н/об. н/об. 0.01 н/об. 0.01 н/об. 0.01 0.01

EFeO 5.36 5.68 4.12 4.98 5.62 5.81 6.03 5.94 5.94 6.09 10.84 10.99 11.11 10.67

MnO 0.20 0.13 0.00 0.11 0.17 0.12 0.10 0.19 0.2 0.17 0.19 0.2 0.18 0.2

MgO 13.72 14.62 16.07 14.56 14.28 14.05 13.67 13.52 13.26 13.28 10.32 10.01 10.07 10.95

CaO 24.17 23.88 23.95 24.29 24.11 23.85 23.13 24.07 23.86 22.95 23.45 23.63 23.64 23.75

Na20 0.15 0.06 0.07 0.07 0.18 н/об. н/об. 0.35 0.47 0.42 0.45 0.46 0.41 0.32

Сумма 100.96 99.12 97.62 98.67 99.78 99.96 98.40 100.01 100 99.99 99.98 100 100 100

f,% 18.52 18.22 12.76 15.28 18.48 17.63 20.04 20.3 20.7 21 37.6 38.6 38.7 35.8

Примечание. 1-7 - массив Черноруд, 8-14- клинопироксены массива Улан-Харгана./(железистость, %] = 100x(Fe+Mn+Cr]/(Fe+Mn+Cr+Mg]; н/об - не обнаружено. Note. 1-7 - Chernorud massif, 8-14- clinopyxenes ofthe Ulan Khargana massif./(iron content,%] = 100x(Fe+Mn+Cr]/(Fe+Mn+Cr+Mg]; н/об - none.

Таблица 6. Представительные анализы гранатов из гранатовых пироксенитов массива Черноруд

Table 6. Representative analysis of garnets from the garnet pyroxenites of the Chernorud massif

Компонент 99-51 99-217-1 99-217-2 99-217 99-57

SiO2, мас.% 38.95 38.07 39.17 38.77 38.84 39.41 36.45

AI2O3 21.85 21.76 22.31 22.33 21.79 20.97 20.73

Fe2Oa* 2.00 3.93 2.93 1.24 2.64 2.12 3.72

FeO 18.76 17.22 16.30 16.77 17.84 17.14 29.48

MnO 1.02 1.26 1.08 1.09 1.05 0.84 1.06

MgO 8.85 9.32 10.86 10.95 9.87 10.60 6.40

CaO 8.59 8.13 7.33 7.00 7.76 7.85 1.10

Сумма 100.02 99.68 99.98 98.14 99.79 98.93 98.94

/, % 71.1 70.6 65.2 63.6 68.6 65.5 84.3

Примечание. * - рассчитано по стехиометрии минерала;/(железистость, %)=100x(Fe+Mn)/(Fe+Mn+Mg).

Note. * - calculated from the mineral stoichiometries;/(iron content, %) = 100x(Fe+Mn)/(Fe+Mn+Mg).

составе единой частично эродированной тектонической пластины размером 250x1300 м, ее центральная часть с юго-востока перекрыта надвигом кварцитов (см. рис. 10, б). Они сложены породами дифференцированной серии - от пироксенитов и меланократовых габбро до лейкократовых габбро и анортозитов. Породы преимущественно средне- и крупнозернистые, все разновидности в той или иной степени подвержены постмагматическим изменениям. Среднезернистые габбро (от мезократо-вых до меланократовых) сложены клинопироксе-ном и плагиоклазом, имеют габбровую структуру (рис. 11). Среднезернистые пироксениты сложены клинопироксеном и небольшим количеством плагиоклаза (не более 5 об. %).

Северо-западное тело «Харгана-3» имеет форму вытянутого овала размерами 250x800 м (см. рис. 10). Границы четко выражены в рельефе в виде скальной кольцевой гряды шириной от 3 до 5 м, которая сложена мелкозернистыми роговообман-ковыми габбро. Авторами был выполнен детальный петрографический разрез с интервальным шагом 10-30 м, который позволяет утверждать, что в

данном случае зафиксирована закалочная эндокон-тактовая фация габброидов (рис. 11).

«Зона закалки» (скалистая гряда, окаймляющая северо-западное тело «Харгана-3», см. рис. 10) сложена слабо дифференцированными по минеральному составу породами. Наиболее свежие породы в этой эндоконтактовой закалочной зоне представлены мелкозернистыми роговообманковыми габбро с полностью сохранившимся магматическим парагенезисом, включающим плагиоклаз, магматическую роговую обманку и клинопироксен, ортопи-роксен встречается в единичных зернах. Текстура пород массивная, структура габбро-офитовая - плагиоклаз образует удлиненные таблитчатые индивиды, идиоморфные по отношению к зернам роговой обманки и пироксена (рис. 11). По химическому составу плагиоклаз соответствует лабрадор-битов-ниту, клинопироксен представлен диопсидом с низкой железистостью ^=17-22 %), магматическая роговая обманка соответствует паргаситу или эде-ниту с # Mg=0.7-0.8 (см. табл. 3-5).

На современном эрозионном срезе центральная часть «трубообразного» интрузивного тела «Хар-

Таблица 7. Представительные анализы шпинелей из гранатовых пироксенитов массива Черноруд

Table 7. Representative analysis of spinels from the garnet pyroxenites of the Chernorud massif

Компонент 99-51 99-217-2

SiO2, мас. % 1.15 н/об. н/об.

AI2O3 59.74 60.54 60.99

FeO* 26.27 25.86 25.22

MnO 0.13 0.21 0.15

MgO 11.74 11.46 12.66

Сумма 99.04 98.07 99.02

Mg# 0.46 0.47 0.51

Примечание. * - суммарное содержание железа приведено в форме Fe0; н/об. - не обнаружено.

N o t e. * - the total amount of iron is given in the form of FeO; h/o6. - none.

Таблица 8. Представительные анализы состава габброидов и пироксенитов массивов Черноруд, Кучелга, Тонта Table 8. Representative analysis of gabbroids and pyroxenites of the Chernorud, Kuchelga and Tonta massifs

№ обр. 1 2 3 - 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19

99-34 99-35 99-33 99-51 99-217 99-217-1 99-25 99-27 99-26 99-28 99-31 99-23 99-29 99-22 X-437 X-435 X-436 X-446 X-451

SiO 2 44.28 37.45 39.42 38.97 44.76 44.36 45.63 45.86 44.96 45.91 43.30 45.33 45.08 44.18 48.69 44.87 46.70 44.21 42.16

ТЮ2 0.60 0.67 0.62 0.75 0.59 0.67 1.02 1.00 1.05 1.02 0.92 1.17 1.17 1.10 0.48 1.05 0.55 1.09 1.46

АЬОз 13.23 20.21 18.97 19.8 13.00 14.62 11.28 10.39 10.92 11.16 13.73 12.83 12.17 15.45 6.04 11.51 15.94 14.22 15.98

FeO* 10.19 11.73 11.25 11.27 10.43 8.90 9.49 9.41 9.40 9.57 9.88 10.77 9.82 8.77 11.29 15.54 7.74 9.39 9.63

МпО 0.18 0.16 0.19 0.14 0.23 0.12 0.17 0.15 0.15 0.14 0.17 0.15 0.17 0.13 0.22 0.21 0.13 0.15 0.13

MgO 13.47 13.33 12.96 12.10 12.08 12.20 12.79 12.91 13.30 12.43 13.23 6.55 10.15 6.60 11.81 7.49 10.17 11.84 10.57

СаО 15.55 13.50 13.77 15.10 17.28 16.40 15.90 15.82 16.17 15.45 15.27 20.28 17.46 20.18 22.04 20.46 17.34 17.46 18.37

NazO 0.56 0.56 0.56 0.75 0.44 0.51 1.21 1.28 1.28 1.33 1.02 0.44 1.11 0.65 0.30 0.30 1.08 0.69 0.68

К20 0.12 0.13 0.13 0.22 0.09 0.09 0.54 0.60 0.54 0.65 0.30 0.04 0.41 0.13 0.18 0.27 0.28 0.19 0.18

Р2О5 0.02 0.04 0.06 0.04 0.06 0.04 0.05 0.05 0.04 0.06 0.03 0.08 0.04 0.06 0.04 0.12 0.03 0.04 0.03

П.п.п. 1.27 1.49 1.33 0.48 0.57 0.51 1.21 1.82 1.89 1.59 1.52 0.48 1.94 1.95 0.36 0.22 0.70 1.26 1.78

Сумма 99.47 99.27 99.26 99.62 99.53 98.42 99.29 99.29 99.70 99.31 99.37 99.64 99.52 99.20 100.02 100.21 99.86 99.62 99.99

Rb - - - - - - - - - - - 1 - - 2 4 3 2 2

Sr 140 140 160 200 100 130 330 350 330 380 230 430 390 550 187 554 479 173 218

Ва _ _ _ _ - - - - - - - 60 - - 95 119 86 59 32

Zn _ _ _ _ - - - - - - - - - - 71 85 33 61 68

Си _ _ _ _ - - - - - - - 26 - - 5 2 7 28 12

Sc _ _ - - - - - - - - - - - - 55 18 43 74 51

Cr 112 27 35 10 96 72 1900 1500 1700 1300 47 28 21 34 1710 44 151 755 118

Со 42 46 16 60 46 61 37 34 49 29 38 25 20 32 35 39 36 61 54

Ni 56 29 33 20 31 7 73 52 66 71 26 7 12 17 51 9 31 43 26

V _ _ _ _ _ - - - - 215 - - 364 66 217 501 276

Y - - - - - - - - - 12 - - 20 18 13 27 23

о

m о

a =

ш

3

о

3

о

О

о и го о _к

-ч <

о с 3

(В

с

ге ю

-о

а ю

IB

и>

со I

Окончание таблицы 8 End of Table 8

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19

№ обр. 99-34 99-35 99-33 99-51 99-217 99-217-1 99-25 99-27 99-26 99-28 99-31 99-23 99-29 99-22 X-437 X-435 X-436 X-446 X-451

Zr ----- - 100 59 118 19 60 58

Mb - - - - - 1.3 0.7 1.1 0.8 0.8 0.7

La 4.5 4.5 4.9 1.6 2.6 2.2

Ce - - - - - 10.5 12.5 12 4 7.5 6.2

Pr _ _ _ _ _ 1.5 2 2 0.7 1.4 1.2

Nd 6.8 9.1 9.1 3.7 8 6.7

Sm _____ 2 2.7 2.7 1.3 3 2.6

Eu - - - - - 0.7 0.7 0.85 0.58 1.1 0.98

Gd 2.1 3 3 1.8 4.1 3.6

Tb _ _ _ _ _ 0.4 0.6 0.6 0.4 0.8 0.7

Dy _____ 2.1 3.7 3.5 2.3 5.1 4.4

Ho 0.4 0.8 0.7 0.5 1 0.9

Er ----- - 1.2 2.18 1.96 1.36 2.93 2.47

Tm 0.2 0.33 0.29 0.2 0.4 0.34

Yb - - - - - 1.2 2.11 2 1.22 2.54 2.14

Lu - - - - - 0.2 0.3 0.3 0.17 0.34 0.29

Hf - - - - - 1.8 1.01 2.23 0.6 1.39 1.45

Та ----- - _______ 0.04 0.09 0.18 0.25 0.1

Th 0.5 0.28 0.84 0.25 0.23 0.14

и ______ 0.9 0.44 1.1 0.27 0.2 0.15

Примечание. Анализы выполнены в ИГМ СО РАН и ИГХ СО РАН. Содержание петрогенных компонентов определено методом РФА, концентрации редких элементов - методом ICP-MS на масс-спектрометрах Element Finnigan и Element 2. Прочерк - содержание не определялось. Массив Черноруд: 1-6 - гранатовые пироксениты и высокоглиноземистые габброиды, 7-10 - пироксенит, 11-14- габбро. Массив Кучелга: 15 - пироксенит, 16-17 - габбро. Массив Тонта: 18-19 - габбро.

Note. The analyses were performed in IGM SB RAS and IGC SB RAS. The X-ray fluorescence analysis method was used to estimate the contents of petrogenic components. The concentrations of rare elements were estimated by the ICP-MS method using Element Finnigan and Element 2 mass spectrometers. Dash - the content was not estimated. Chernorud massif: 1-6 -garnet pyroxenites and high-alumina gabbroids, 7-10 - pyroxenite, 11-14 - gabbro. Kuchelga massif: 15 - pyroxenite, 16-17 - gabbro. Tonta massif: 18-19 - gabbro.

2.0-,

3S1.64

о (0

0-1-2H +

О

я 0.84

0.4-

а

35 24-, 20

э

; 16—1

• , « • •

H-1-1-г

40 45

Si02, мае. %

50

12-

в

. s

"I-1-Г

10

МдО, мае. %

15

1.6-1

1.2-

0.8-

0.4-

0.0-

и.

-1-

10

МдО, мае. %

15

24—1

20-

0

1 16-о"

со " О

12-

Ъ * t I H

-1-

ю

МдО, мае. %

П 15

• 1 • 2 «3 • 4

Рис. 7. Составы габбро и пироксенитов Чернорудского массива на петрохимических диаграммах.

1 - габбро; 2 - пироксениты; 3 - гранатовые пироксениты; 4 - состав родоначального расплава, отвечающего высокомагнезиальному базальту. Программа COMAGMAT [Ariskin et al., 1993].

Fig. 7. Compositions of gabbro and pyroxenites from the Chernorud massif in the petrochemical diagrams.

1 - gabbro; 2 - pyroxenite; 3 - garnet pyroxenite; 4 - composition of the parent melt corresponding to high-magnesian basalt. COMAGMAT software [Ariskin et al., 1993].

гана-3» сложена реликтами среднезернистых рого-вообманковых габбро. Структура пород, минеральные парагенезисы и соотношение плагиоклаза и темноцветных минералов, по сравнению с породами зоны закалки, сохраняются, увеличивается зернистость и степень метасоматических преобразований. Признаки постмагматических (автометасо-матических ?) изменений выражены в появлении ферропаргасита, замещающего магматические кристаллы клинопироксена и роговой обманки (рис. 11). Плагиоклаз же практически не подвержен изменениям. По мере приближения к центральной части северо-западного тела «Харгана-3» количество новообразованных минералов возрастает. В центральной части закартированы практически полностью измененные габбро - основной объем породы сложен ферропаргаситом и скаполитом,

первичная магматическая роговая обманка полностью замещена, а плагиоклаз и клинопироксен сохраняются лишь в виде реликтовых зерен. При этом плагиоклаз обладает андезиновым составом, а клинопироксен - более высокой железистостью ^=50-60 %) и соответствует салит-авгиту (см. табл. 3, 4). Крайняя степень автометасоматических изменений габброидов выражается в появлении ги-гантозернистых скаполит-паргасит-титанфассаи-товых пород. Вероятнее всего, в данном случае мы имеем дело с особым типом флюидонасыщенных магм (породы сложены фассаитом, паргаситом, мейонитовым скаполитом, анортитом (во всех содержание SiO2 - около 40 мас. %), а темноцветные минералы резко преобладают, вплоть до мономинеральных, Е.В. Скляров, устное сообщение). Для расшифровки их генезиса необходимы дополни-

I

239

100

~i-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-г

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

100

CsRbBaTh W U NbTa К LaCePbMoPrNdSrSmHf Zr Ti Eu Gd Tb Dy Ho Y ErTmYbLu

Рис. 8. Спектры распределения редкоземельных элементов и мультиэлементный спектр для пород Чернорудского массива: а - содержания нормированы по составу хондрита С1 [Boynton, 1984]; б - содержания нормированы по составу примитивной мантии [Taylor, McLennan, 1985]. 1 - габбро; 2 - пироксениты; 3 - гранатовые пироксениты.

Fig. 8. Spectra of rare-earth elements, and the multi-element spectrum for the rocks from the Chernorud massif: a - concentrations normalized to chondrite C1 [Boynton, 1984]; б - concentrations normalized to the primitive mantle [Taylor, McLennan, 1985]. 1 - gabbro; 2 - pyroxenite; 3 - garnet pyroxenite.

14

12

a.

со ю

:10

ф

5 (0 Ct

4--—^

600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 Температура, °C

Рис. 9. РТ-параметры образования гранатовых пироксени-тов массива Черноруд. Линиями обозначены реакции: 1 -Alm+Grs=Hc+2Hd+An; 2 - Grs+Hd+Prp=Hc+3Di+An; 3 - Alm+ +3Di=Prp+3Hd; 4 - Alm+3Grs+2Prp=3Hc+6Di+3An. Обозначения минералов: Alm - альмандин, Grs - гроссуляр, Hc - гер-цинит, Hd - геденбергит, An - анортит, Prp - пироп, Di -диопсид.

Fig. 9. PT-parameters for formation of garnet pyroxenite in the Chernorud massif. The reactions are shown by lines: 1 -Alm+Grs=Hc+2Hd+An; 2 - Grs+Hd+Prp=Hc+3Di+An; 3 - Alm+ +3Di=Prp+3Hd; 4 - Alm+3Grs+2Prp=3Hc+6Di+3An. Minerals: Alm - almandine, Grs - grossular, Hc - hercinite, Hd - heden-bergite, An - anorthite, Prp - pyrope, Di - diopside.

Рис. 10. Массив габбро-пироксенитов Улан-Харгана.

а - аэрофотоснимок (автор интерпретации - В.С. Федоровский); б - схема геологического строения массива Улан-Харгана. Составлена: В.С. Федоровским и С.В. Хромых [Khromykh, 2006]. 1 - кайнозойские рыхлые отложения; 2 - кварциты с прослоями дву-пироксеновых гнейсов; 3 - мраморы с форстеритом; 4 - гнейсы, мигматиты бластомилонитизированные; 5-8 - породы массива Улан-Харгана: 5 - габбро и пироксениты чернорудского комплекса (Харгана-1, Харгана-2), 6 - мелкозернистые габбро эндокон-тактовой фации Харгана-3, 7 - ареалы распространения гигантозернистых скаполит-роговообманковых пород в центральной части тела Харгана-3, 8 - сиениты; 9 - жилы гранитов, нерасчлененные; 10 - бластомилониты зон вязких (синметаморфических) сдвигов; 11 - разломы; 12 - надвиги.

Fig. 10. The Ulan-Khargana gabbro-pyroxenite massif.

a - aerial photograph (interpreted by V.S. Fedorovsky). 6 - schematic geological structure of the Ulan-Khargana massif (authors: V.S. Fe-dorovsky and S.V. Khromykh [Khromykh, 2006]). 1 - Cenozoic loose deposits; 2 - quartzite with interlayers of bipyroxene gneiss; 3 -marble with forsterite; 4 - gneiss, blastomilonitized migmatite; 5-8 - rock of the Ulan-Khargana massif: 5 - gabbro and pyroxenite of the Chernorud complex (Khargana-1, Khargana-2), 6 - fine-grained gabbro of the Khargana-3 endocontact facies, 7 - areas of giant-grained scapolite-hornblende rocks in the central part of Khargana-3, 8 - syenite; 9 - non-dissected granite veins, 10 - blastomylonites of the zone of viscous (synmetamorphic) strike-slip faults; 11 - faults; 12 - thrusts.

тельные минералогические, изотопно-геохимические и термобарогеохимические исследования.

Представительные химические анализы габбро-пироксенитов массива Улан-Харгана приведены в таблице 9. Породы характеризуются низкой кремнекислотностью (SiO2 < 50 мас. %) и щелочно-

стью (Na2O+K2O < 4.4 мас. %), относительно низкими содержаниями титана (до 1.5 мас. % ТЮ2). Содержания FeO, MgO, CaO, AI2O3 варьируются в широких пределах и свидетельствуют о метасомати-ческих преобразованиях первично-магматических пород.

Рис. 11. Микрофотографии структурных разновидностей габбро массива Улан-Харгана.

а - мелкозернистое габбро из «зоны закалки», микроструктура офитовая; б - порфировидное габбро; в, г - среднезернистое габбро, микроструктура офитовая; д - крупнозернистое габбро, микроструктура габбро-офитовая; е - пегматоидное габбро из центральной части массива; ж, з - крупнозернистое габбро, с реликтовой габбровой микроструктурой. а-е - поляризаторы скрещены, ж, з - поляризаторы параллельны. Обозначения минералов: CPx - клинопироксен, Pl - плагиоклаз, Amp-I - первично- магматический амфибол (роговая обманка), Amp-II - постмагматический наложенный амфибол.

Fig. 11. Micrographs of structural variations of gabbro from the Ulan-Khargana massif.

а - fine-grained gabbro from the 'hardening zone', ophitic microstructure; б - porphyritic gabbro; в, г - medium-grained gabbro, ophitic microstructure; д - coarse-grained gabbro, gabbro-ophitic microstructure; е - pegmatoid gabbro from the central part of the massif; ж, з -coarse-grained gabbro, relic gabbro microstructure. а-е - crossed polarizers, ж, з - parallel polarizers. Minerals: CPx - clinopyroxene, Pl -plagioclase, Amp-I - primary magmatic amphibole (hornblende), Amp-II - postmagmatic superimposed amphibole.

Таблица 9. Состав представительных проб габброидов и щелочных сиенитов массива Улан-Харгана

Table 9. Composition of representative samples of gabbros and alkali syenites from the Ulan-Khargana massif

№ обр. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

X-411 X-410 X-413 AB-32/4 X-419 X-414 Eml6-29 AB-30/1 Eml6-28 X-400 X-401 Ол-24 Ол-23 Ол-26 Eml6-26

SiOz 46.05 46.12 47.54 46.66 47.16 46.88 46.48 46.97 47.46 47.61 47.60 47.86 61.66 63.29 64.43

TiOz 0.86 0.89 0.68 0.64 0.51 0.30 1.57 0.73 0.75 0.76 0.71 0.71 0.04 0.05 0.15

AI2O3 8.94 9.96 16.61 15.65 20.82 23.66 15.60 17.19 16.80 16.80 15.16 17.58 20.14 20.31 19.27

FeO* 8.66 8.94 6.82 7.64 4.56 3.65 7.79 9.78 9.13 10.29 10.58 9.49 0.64 0.54 0.94

MnO 0.13 0.15 0.12 0.11 0.08 0.06 0.13 0.15 0.14 0.15 0.16 0.14 0.03 0.03 0.01

MgO 11.74 10.56 8.91 7.21 7.01 4.33 7.80 10.61 9.74 8.99 9.55 9.62 0.72 0.57 0.09

CaO 21.41 21.96 17.67 20.63 19.15 19.39 15.99 12.38 11.77 12.70 12.83 12.27 2.47 2.13 2.12

Na20 1.07 0.32 1.07 1.10 0.32 1.31 1.89 2.16 2.23 2.80 4.14 2.04 9.07 7.25 5.55

K2O 0.21 0.32 0.27 0.13 0.24 0.36 0.15 0.14 0.28 0.22 0.25 0.16 4.60 4.55 5.27

P2O5 0.04 0.06 0.03 0.06 0.03 0.08 0.05 0.03 0.04 0.03 0.05 0.07 0.07 0.20 0.02

П.п.п. 1.92 1.66 1.16 0.60 0.54 0.46 1.51 0.72 1.01 0.62 0.56 0.96 0.63 0.50 1.06

Сумма 100.18 100.04 100.17 100.43 99.97 100.12 99.10 100.86 99.48 99.92 100.54 100.90 100.07 99.42 99.10

Rb 3 5 3 4 2 4 1.74 1 1.25 2 3 1 12 22 94

Sr 262 251 749 827 1646 1835 353 478 407 552 411 350 1747 3280 1197

Ba 47 47 65 68 75 166 58 48 44 112 55 30 2920 3250 1080

Zn 37 46 20 45 16 34 - 51 - 65 43 - - -

Cu 8 4 2 30 13 13 - 16 - 16 17 - - -

Sc 41 31 50 29 29 9 - 40 - 39 39 30 0.2 0.4

Cr 74 57 23 50 21 19 - 252 - 126 125 56 104 9

Co 45 40 29 30 22 12 - 56 - 57 50 44 1 1

Ni 34 23 10 19 15 11 - 45 - 48 54 - - -

V 229 180 318 175 179 57 - 279 - 262 240 - - -

Y 26 21 18 11 13 8 32 17 17.3 19 17 11 - 5 5.9

Окончание таблицы 9

End of Table 9

№ обр. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

X-411 X-410 X-413 AB-32/4 X-419 X-414 Eml6-29 AB-30/1 Eml6-28 X-400 X-401 Ол-24 Ол-23 Ол-26 Eml6-26

Zr 109 135 42 110 43 50 79 43 38 55 53 35 19 57 85

Nb 2.5 3 2.2 2.1 1 5 1.29 0.7 0.39 1.0 1.5 0.9 - 0.4 4.4

La 5.2 4.9 3.3 4.6 2.8 8.3 3.4 2.0 1.97 2.6 3.0 2.5 4.6 10.5 6.1

Ce 13.2 13.5 6.4 10.1 7.2 16.6 10.7 6.3 6.0 8.2 8.6 6.7 6.1 18.0 13.3

Pr 2.3 2.2 1.3 1.6 1.2 2.1 2.1 1.3 1.16 1.5 1.5 - - - 1.24

Nd 11.3 10.3 6.4 6.5 5.6 8 12.4 6.7 7.3 7.9 6.9 5.1 2.2 8.6 4.7

Sm 3.3 3.1 2.1 1.7 1.7 1.7 4.0 2.3 2.2 2.6 2.2 1.7 0.4 1.9 1.02

Eu 1.12 0.94 0.93 0.65 0.98 0.73 1.37 1.10 0.99 1.22 1.02 0.80 1.80 2.10 0.53

Gd 4.2 3.5 2.6 1.9 2.2 1.6 5.4 2.8 3.0 3.2 2.6 2.3 0.5 2.2 0.99

Tb 0.8 0.7 0.5 0.3 0.4 0.3 0.89 0.6 0.48 0.6 0.5 0.4 0.1 0.3 0.16

Dy 4.3 3.8 3.2 1.9 2.4 1.4 5.5 3.4 3.1 3.5 3.1 - - - 1.08

Ho 0.9 0.8 0.7 0.4 0.5 0.3 1.16 0.7 0.65 0.7 0.6 - - - 0.23

Er 2.55 2.2 1.8 1.06 1.38 0.77 3.3 1.85 1.76 2.00 1.75 - - - 0.74

Tm 0.35 0.31 0.26 0.16 0.19 0.12 0.48 0.27 0.31 0.29 0.25 - - - 0.11

Yb 2.33 2.08 1.69 1.15 1.21 0.78 2.7 1.69 1.48 1.86 1.59 1.24 0.17 0.53 0.71

Lu 0.34 0.3 0.24 0.18 0.16 0.11 0.37 0.23 0.23 0.26 0.22 0.18 0.02 0.07 0.11

Hf 1.8 2.22 1.11 1.93 0.95 1.17 3.0 1.28 1.51 1.71 1.33 1.10 0.08 0.30 1.88

Ta 0.18 0.21 0.18 0.16 0.09 0.33 0.11 0.12 0.054 0.16 0.17 0.07 0.02 0.08 0.46

Th 0.61 0.61 0.32 0.51 0.24 1.16 0.12 0.27 0.12 0.42 0.34 0.40 0.10 0.50 4.4

U 0.89 0.76 0.37 0.49 0.25 1.14 0.060 0.07 0.030 0.08 0.09 0.20 0.20 0.30 4.5

Примечание. Анализы выполнены в ИГМ СО РАН и ИГХ СО РАН. Содержания петрогенных компонентов определены методом РФА, концентрации редких элементов -методом ICP-MS на масс-спектрометрах Element Finnigan и Element 2. Прочерк - содержание не определялось. 1-6 - дифференцированная серия ЮВ тела м-ва Улан-Харгана: 1-2 - меланогаббро, 3-4 - габбро, 5 - лейкогаббро, 6 - анортозит; 7-12 - роговообманковые габбро СЗ тела м-ва Улан-Харгана; 13-15 - сиениты в СЗ теле м-ва Улан-Харгана.

Note. The analyses were performed in IGM SB RAS and IGC SB RAS. The X-ray fluorescence analysis method was used to estimate the contents of petrogenic components. The concentrations of rare elements were estimated by the ICP-MS method using Element Finnigan and Element 2 mass spectrometers. Dash - the content was not estimated. 1-6 - differentiated series in the south-eastern part of the Ulan-Khargana massif: 1-2 - melanogabbro, 3-4 - gabbro, 5 - leucogabbro, 6 - anorthosite; 7-12 - hornblende gabbro of the north-western part of the Ulan-Khargana massif; 13-15 - syenites in the north-western part of the Ulan-Khargana massif.

На рисунке 12 отмечены все имеющиеся в нашем распоряжении фигуративные точки, отражающие состав габбро, пироксенитов и гранатовых пироксенитов Чернорудской гранулитовой зоны. Отчетливо видно, что на двойных вариационных диаграммах составы пород образуют два самостоятельных тренда, положение которых позволяет заключить, что при формировании пироксенитов и габбро Чернорудского и большинства других массивов (Тонта, Кучелга) определяющим являлось фракционирование клинопироксена, а при формировании габброидов массива Улан-Харгана большее влияние оказывало фракционирование плагиоклаза. Судя по вариационным трендам петро-генных компонентов, изученные габбро и пироксе-ниты близки к островодужным образованиям. По содержанию редких элементов они также близки друг к другу и характеризуются относительно низкими содержаниями редкоземельных элементов (от 20 до 50 г/т), спектры распределения РЗЭ субгоризонтальны (рис. 13). На мультиэлементных диаграммах (рис. 13) отчетливо выделяются максимумы в концентрациях Ba, Sr и U, минимумы по Th, Nb, Ta, что подчеркивает принадлежность всех габбро-пироксенитовых массивов Чернорудской гранулитовой зоны к толеитовым базальтам островных дуг (см. подробнее раздел «Обсуждение результатов» в настоящей статье).

Щелочные сиениты «Харгана-3». В центральной части апогабброидного «трубообразного» тела закартированы дайки щелочных сиенитов. Эти сиениты сложены кислым плагиоклазом (70 об. %) и калиевым полевым шпатом (30 об. %). Структура породы гипидиоморфно-зернистая - крупные таблитчатые кристаллы плагиоклаза формируют каркас, интерстиции между зернами плагиоклаза заполнены калиевым полевым шпатом и скаполитом, темноцветные минералы представлены редкими зернами амфибола. Судя по вещественному составу, эти породы обогащены щелочами, прежде всего Na2O, и, как следствие, их редкоэлементный состав характеризуется аномально высокими содержаниями Sr и Ba (табл. 9). В сравнении с габброидами эти породы обогащены несовместимыми элементами (Rb, Ba, Th, U, K, La, Ce, Sr), существенно обеднены высокозарядными элементами (Hf, Zr, Ti), а также тяжелыми лантаноидами (табл. 9). Высокая глиноземистость и натриевая специфика щелочных сиенитов, наряду с пространственной совмещенностью, позволяют предположить, что эти породы генетически родственны с гигантскозерни-стыми апогабброидами, слагающими центральную часть трубообразного тела «Харгана-3». Их формирование можно объяснить фракционированием плагиоклаза в расплаве с накоплением натрия, а незакономерное поведение редких элементов сви-

детельствует о том, что существенную роль при фракционировании могли играть хлорсодержащие флюиды, отделяющиеся от габброидного расплава. Таким образом, щелочные сиениты можно достаточно уверенно считать продуктами кристаллизации остаточных флюидонасыщенных раплавов -предельных дифференциатов родоначальной бази-товой магмы в глубинном магматическом очаге.

4. СИНМЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНИТЫ

Чернорудской зоны

В Чернорудской гранулитовой зоне широкое распространение имеют синметаморфические гра-нитоиды трех структурных типов, ниже приводится их геолого-петрографическая характеристика, представительные анализы пород приведены в таблице 10.

Первому типу отвечают синметаморфические пластообразные интрузивные тела, субавтохтонные и параавтохтонные дайки и жилы, сложенные лейкократовыми гиперстеновыми плагиогранита-ми (сапшиланский гранитный комплекс, у1 [КИго-тукИ, 2006]). Гиперстеновые плагиограниты (у1) наиболее детально изучены на примере Сапшилан-ского массива (см. рис. 2). Этот массив, размерами 0.5x1.0 км, представляет собой серию пологозале-гающих пластообразных тел небольшой мощности (40-50 м). Во вмещающих породах отсутствуют признаки ороговикования, а в плагиогранитах не наблюдается закалочных фаций, конформность с бластомилонитами указывает на их внедрение, субсинхронное с вязкопластичными сдвиговыми деформациями в условиях гранулитовой фации метаморфизма. Гиперстеновые плагиограниты (у1) прорывают метагабброиды, сохранившиеся в виде ксеноблоков в северной части Сапшиланского массива; в свою очередь, они прорваны жилами более поздних гранат-биотитовых лейкогранитов шара-нурского комплекса (уз).

Плагиогранитные породы (у1) сложены кварцем (45-50 об. %), плагиоклазом андезин-олигокла-зового состава (40-45 об. %) и калиевым полевым шпатом (5-10 об. %). Структуры - гипидиоморфно-зернистые, текстуры - массивные (рис. 14). Повсеместно наблюдаются признаки катаклаза, выражающиеся в образовании мелкозернистого гранулированного матрикса, сложенного преимущественно кварцем, заключающим в себе относительно крупные зерна плагиоклаза. Сохраняются и неде-формированные участки пород с микрографической структурой, образованной вростками кварца в калиевом полевом шпате. Темноцветный минерал представлен только гиперстеном (1-2 об. %), слагающим единичные идиоморфные крупные зерна,

24

18

12

Я о ALO,, мае. %

OD ^ А> ° А

Оо о

24

18

12

СРх\

МдО, мае. %

PI

&

0004^

СРо

о

Яэ9

СРх

Si02, мае.

12

PI

Ъа

12-1 g

б

3-1

МдО, мае. %

3 6 9 12 15 18 35 40 45

241 в 18n 3

CaO, мае. % FeO*, мае. %

iP CPx 15

0 f 0

0 _

18 0 0 0 0 0

50

55

lcP,

О О

о

%

СРх

МдО, мае. %

9 12 15 18

20000 10000 5000

2000 1000

Ti, г/т

_ \ / Внутриплитные \ ____у' /' лавы 4

/' MORB/' """

/ /' . / О О \ 0 О Лавы \

1 0 \ 1 '1 1 Zr, г/т 1

Ю*МпО

ю*р,05

о

1

10 20 2

50 100 200 500

Рис. 12. Химический состав габбро-пироксенитов Чернорудской гранулитовой зоны на диаграммах АЬОз-MgO (а), AbO3-SiO2 (б), CaO-MgO (в), FeO*-MgO (г), классификационных диаграммах 10*MnO-TiO2-10*P2O5 [Mullen, 1983] (д) и Zr-Ti [Pearce, 1982] (е).

1 - габбро дифференцированной серии массива «Харгана-1»; 2 - роговообманковые габбро в зоне закалки «Харгана-3». Показаны поля составов первично-магматических пироксенов и плагиоклазов.

Fig. 12. Chemical composition of gabbro-pyroxenites from the Chernorud granulite zone in Al2O3-MgO (a), AI2O3-SW2 (6), CaO-MgO (e), and FeO*-MgO diagrams, and 10*MnO-TiO2-10*P2O5 [Mullen, 1983] (5) and Zr-Ti [Pearce, 1982] (e) classification diagrams.

1 - gabbro of the Khargana-1 differentiated series; 2 - hornblende gabbro in the Khargana-3 exocontact. Marked are the fields of the pri-mary-magmatic pyroxenes and plagioclases.

—i--1--1--1--1--1--1--1--1--1

Ba U К Се Sr Nd Sm Ti Y Lu

I Рис. 13. Спектры распределения редких и редкоземельных элементов в габбро и пироксенитах. Условные обозначения см. рис. 12. Содержание редкоземельных элементов нормировано по хондриту [Boynton, 1984], редких элементов - по примитивной мантии [Taylor, McLennan, 1985].

I Fig. 13. Spectra of rare and rare-earth elements in the gabbro and pyroxenites. See the legend in Fig. 12. The normalized concentrations: rare-earth elements to chondrite [Boynton, 1984], trace elements to the primitive mantle [Taylor, McLennan, 1985].

в значительной степени резорбированные и замещенные постмагматическим куммингтонитом (рис. 14). Гиперстеновые плагиограниты характеризуются высокой кремнекислотностью ^Ю2>76 мас. %), преобладанием кальция и натрия над калием, крайне низкими содержаниями мафических компонентов (см. табл. 9, рис. 15).

Второму типу отвечает особая петрографическая разновидность пород, в составе которой преобладают ультракалиевые лейкограниты, повсеместно подверженные милонитизации и бласто-милонитизации (у2, табл. 10). При полевом картировании им был присвоен собственный термин -

«дощатики» - маркеры сдвиговых деформаций. Необходимо отметить, что в этих субкомформных линейных телах (~10-50 м, М~1-5 м) также наблюдаются реликты растащенных куммингто-нитовых псевдоморфоз по гиперстену, а следовательно, эти породы были сформированы в условиях гранулитовой фации и, вероятнее всего, на регрессивной стадии метаморфизма подвержены интенсивной милонитизации.

Необходимо особо подчеркнуть, что эти породы (у2) имеют чрезвычайно необычный химический состав, в котором содержание К2О достигает 9 мас. %, а редкоэлементный и редкоземельный

Таблица 10. Состав синметаморфических гранитов Чернорудской гранулитовой зоны, включая «слепые» внутрибазитовые жилы и дайки

Table 10. Composition of synmetamorphic granites of the Chernorud granulite zone, including the 'blind' intra-basite veins and dykes

№ обр. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

AB-34 AB-34/1 X-656 Ол-32 X-654 X-647 Ол-30 AB-35 Ол-28 AB-31

SiO2 76.15 77.16 77.38 73.01 73.71 73.88 72.39 72.56 73.72 74.06

TiO2 0.07 0.04 0.03 0.07 0.05 0.06 0.06 0.03 0.03 0.03

АЬОз 14.57 13.63 13.78 14.92 14.96 14.53 14.19 14.27 13.76 13.78

FeO* 0.48 0.49 0.53 1.19 1.04 0.72 0.52 0.54 0.36 0.49

MnO 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03

MgO 0.12 0.17 0.42 0.57 0.43 0.69 0.6 0.1 0.41 0.1

CaO 3.3 3.62 3.47 2.14 2.05 3.23 0.53 0.43 0.78 0.48

Na2O 4 3.73 3.4 3.99 3.23 2.9 1.67 2.07 2.97 2.85

K2O 0.86 0.69 0.75 3.57 3.54 3.19 9.34 9.14 6.83 7.87

P2O5 0.03 0.03 0.03 0.04 0.03 0.03 0.04 0.03 0.03 0.03

П.п.п. 0.28 0.48 0.24 0.68 0.42 0.83 0.43 0.44 0.42 0.38

Сумма 99.84 100.02 99.93 100.09 99.47 100.04 99.75 99.59 99.3 100.05

Cs 0.2 0.04 - 0.1 - - 3.4 0.4 0.3 15.1

Rb 2 - 3 53 58 67 309 144 53 388

Sr 420 540 428 241 290 575 406 950 835 270

Ba 308 192 96 1580 1186 781 2480 4000 8550 692

Y 4.6 - 0.2 1.5 1.8 4.1 6.3 - - 15

Zr 25 40 5 38 55 409 20 37 14 20

Nb - - 0.1 1.3 1.8 1.5 - - - -

La 7.4 6.7 3.2 3.2 2.5 9.5 9.4 0.6 1.2 30.2

Ce 11.5 7.7 3.6 5 3.5 14.6 6.9 0.8 1.7 25.1

Pr - - 0.3 - 0.4 1.4 - - - -

Nd 5 2.4 0.8 2.2 1.4 4.1 2.4 0.3 0.7 6

Sm 1.1 0.4 0.1 0.5 0.3 0.6 0.6 0.1 0.1 1.4

Eu 0.77 0.41 0.31 0.5 0.43 0.5 1.5 0.52 0.52 0.26

Gd 0.77 0.32 0.09 0.29 0.38 0.64 0.21 0.09 0.16 1.3

Tb 0.128 0.05 0.009 0.05 0.063 0.071 0.035 0.02 0.027 0.19

Dy - - 0.028 - 0.307 0.642 - - - -

Ho - - 0.007 - 0.063 0.143 - - - -

Er - - 0.028 - 0.153 0.5 - - - -

Tm - - 0.004 - 0.03 0.071 - - - -

Yb 0.35 0.16 0.028 0.18 0.153 0.714 0.1 0.02 0.09 0.23

Lu 0.05 0.023 0.003 0.027 0.03 0.143 0.015 0.003 0.013 0.029

Hf 0.3 1.2 0.141 1 1.997 8.849 0.2 0.02 0.2 0.7

Ta 0.05 0.01 0.028 0.07 0.071 0.143 0.04 0.006 0.03 0.02

Th 0.48 0.6 0.028 0.1 0.071 3.14 1.7 0.06 0.3 2.5

U - - 0.028 0.3 0.499 2.569 3.2 - 0.1 -

Примечание. Содержание петрогенных компонентов определено методом РФА, концентрации редких элементов - методом ICP-MS на масс-спектрометре ELEMENT Finnigan Mat 262. 1-3 - гиперстеновые лейкограниты (71); 4-6 - биотитовые калинатровые граниты (у2); 7-10 - биотитовые высококалиевые граниты (72). Прочерк - содержание элемента не определялось.

Note. The X-ray fluorescence analysis method was used to estimate the contents of petrogenic components. The concentrations of rare elements were estimated by the ICP-MS method using an Element Finnigan Mat 262 mass spectrometer. Dash - the content was not estimated. 1-3 - hypersthene leucogranite (71); 4-6 - biotite K-Na granite (Y2); 7-10 - biotite high-K granite (72).

спектр выходит за пределы достоверно узнаваемых магматических пород (табл. 10, рис. 15). Это позволило в свое время предположить, что их происхождение связано с глубокой дифференциацией гранитоидных расплавов на фоне интенсивных сдвиговых деформаций, как это было показано для стресс-гранитов зоны Анга-Сахюрты в Ольхон-ском метаморфическом террейне [Makrygina, Petro-va, 1996; Vladmirov et al., 2004]. Однако сейчас по-

явились новые геохимические данные о подплав-лении метапелитовых ксенолитов в базальтовом расплаве [Khubanov et al., 2017], где тонкие пленки кремнекислого расплава, образующегося на границе кварца и калиевого полевого шпата, имеют химический состав, очень близкий к стресс-гранитам Чернорудской зоны. Эти «природные эксперименты» прямо указывают на то, что под черно-рудскими гранулитовыми толщами существовал

Рис. 14. Микрофотографии гиперстеновых плагиогранитов сапшиланского комплекса (71).

а - гипидиоморфно-зернистая структура, сложенная плагиоклазом и кварцем (шлиф № АВ-34); б - катаклазированная структура плагиогранита. Зерна плагиоклаза находятся в матриксе из гранулированного кварца (шлиф № Х-656); в - микрографическая структура плагиогранита (вростки кварца в калиевом полевом шпате) (шлиф № Х-459); г - крупное зерно гиперстена в плагиограните. Гиперстен интенсивно резорбирован и замещен сине-зеленой роговой обманкой (шлиф № Х-655).

Fig. 14. Micrographs of hypersthene plagiogranites from the Sapshilan complex (yi).

a - hypidiomorphic-grain structure composed of quartz and plagioclase (section AB-34); 6 - cataclastic structure of plagiogranite; the grains of plagioclase are in the matrix of granular quartz (section. X-656); b - micrographic structure of plagiogranite (quartz grown into K-feldspar) (section X-459); 2 - large grain of hypersthene in plagiogranite. Hypersthene is intensely resorbed and replaced with blue-green hornblende (section X-655).

глубинный магматический очаг базальтового состава, в кровле которого происходило неравновесное подплавление метапелитов.

Третьему типу отвечают субсогласные с метаморфическими породами жилы и дайки, сложенные преимущественно лейкократовыми калина-тровыми биотит±мусковитовыми гранитами, лей-когранитами и пегматоидными лейкогранитами (шаранурский гранит-лейкогранитный комплекс, уз [¡уаиоу, БИтакт, 1980; Макгудиа, РвЬгоуа, 1996; У1аШш1ГйУ вЬ а1., 2004; КИготукИ, 2006; ОоиБкауа вЬ а1, 2013]].

Граниты шаранурского комплекса (уз) представлены биотитовыми (иногда - гранат-биотитовыми] разностями, которые проявлены в виде многочисленных маломощных (до 0.5 м] жил. Жилы биотитовых гранитов субсогласно прорывают грану-литовые метаморфические породы и конформны по отношению к бластомилонитам по гранулитам, что свидетельствует о их синсдвиговой природе и синхронности с регрессивным этапом метаморфиз-

ма амфиболитовой фации. Они прорывают массивы габбро-пироксенитов, заполняя в них хрупкие трещины.

Главными минералами шаранурских гранитов (уз) являются кварц, кислый плагиоклаз и калиевый полевой шпат, соотношение последних примерно равное. Темноцветные минералы представлены биотитом (до 5 об. %), иногда гранатом (до 2 об. %). В редких случаях встречается мусковит (до 1 об. %), акцессорные минералы - циркон и апатит.

На классификационных диаграммах (рис. 15) составы гиперстеновых плагиогранитов соответствуют толеитовой серии, биотитовых лейкогранитов -известково-щелочной серии, по индексу насыщенности глиноземом все граниты являются пергли-ноземистыми [Frost et al., 2001]. Содержание редкоземельных элементов находится на низком для гранитоидов уровне, для всех разновидностей характерен европиевый максимум (рис. 15). Геохимические данные и модельные численные рас-

Рис. 15. Состав ^a^TOb Чepнopyдcкoй гpaнyлитoвoй зоны м диaгpaммax SiO2-K2O (а), A/NK - ASI [Frost et al., 2001] (б), c^^pb! pacпpeдeлeния peдкoзeмeльныx (e) и peдкиx (г) элементов.

1 - гипepcтeнoвыe лeйкoгpaниты (у1); 2 - биотитовые кaлинaтpoвыe гpaниты (72); 3 - биотитовые высокогалиевые гpaниты (у2). A/NK (индекс щелочности) = AhO3/(Na2O+foO), мол. кол.; ASI (Aluminum saturation index, индекс глиноземистости) = = Al/(Ca-1.67P+Na+K), мол. кол. Coдepжaниe peдкoзeмeльныx элементов нopмиpoвaнo по xoндpитy [Boynton, 1984], peдкиx элементов - по пpимитивнoй мaнтии [Taylor, McLennan, 1985].

Fig. 15. Compositions of granites from the Chernorud granulite zone in SÎO2-K2O (a), A/NK - ASI diagrams [Frost et al., 2001] (6), and the spectra of rare-earth (e) and rare (>) elements.

1 - hypersthene leucogranite (yi); 2 - biotite K-Na granite (Y2); 3 - high-K biotite granites (Y2). A/NK (alkalinity index) = Al2Ö3/(Na2O+ +K2O), mol. number; ASI (Aluminum saturation index) = Al/(Ca-1.67P+Na+K), mol. number. Normalized concentrations: rare-earth elements to chondrite [Boynton, 1984], trace elements to the primitive mantle [Taylor, McLennan, 1985].

четы однозначно свидетельствуют, что гиперстеновые плагиограниты были сформированы за счет метабазитовых субстратов - двупироксеновых ор-тогнейсов Чернорудской зоны, биотитовые кали-натровые лейкограниты - за счет плавления мета-пелитовых субстратов [Khromykh, 2006]. Ультракалиевые стресс-граниты («дощатики») требуют дополнительного изучения, как прямые петрологические индикаторы мантийно-корового взаимодействия в кровле глубинных магматических камер базитового состава.

5. U-PB/AR-AR ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ

Определение возраста габбро-пироксенитов по первично-магматическим минералам-геохронометрам оказалось затруднительным в силу отсутствия в них цирконов и значительной степени изме-ненности пород. Неизмененные разновидности роговообманковых габбро из зоны закалки «трубо-образного» тела «Харгана-3» оказались мелкозернистыми, что не позволило выделить монофракции роговой обманки. В конечном итоге U-Pb и Ar-Ar изотопные данные были получены для щелочных сиенитов массива Улан-Харгана, гиперстеновых плагиогранитов Сапшиланского массива (Yi), биотитовых гранитов шаранурского комплекса (уз), жилы и дайки которых секут массивы Улан-Харгана и Чернорудский, а также для постмагматических измененных амфиболизированных габброидов названных выше массивов (рис. 16).

U-Pb изотопное датирование проведено на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского (г. Санкт-Петербург). Методика исследования применительно к проанализированным пробам подробно изложена в [Khromykh, 2006; Yudin, 2008; Travin, 2016a, 2016b], доступна на интернет-сайтах ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург (http://vsegei.ru/ru/structure/ labanalytics/cir/cir-pribor/shrimp-ii.php) и ИГМ СО РАН, г. Новосибирск (http://www.igm.nsc.ru/images/ diss/travm/dis_travm.pdf). Выполнено датирование цирконов, обладающих изометричной формой и магматической зональностью. Первичные уран-свинцовые изотопные данные для проанализированных проб представлены в диссертационных работах [Khromykh, 2006; Yudin, 2008; Travin, 2016b]. На рисунке 16 приведены окончательные результаты U-Pb/Ar-Ar геохронологических исследований. Датирование цирконов из «слепой» дайки щелочных сиенитов массива «Харгана-3» показало значение возраста T=485±1.5 млн лет (обр. Х-778, рис. 16, а). Датирование цирконов из гиперстеновых плагиогранитов Сапшиланского массива показало

значение возраста T=496±3 млн лет (обр. Х-656, рис. 16, б). Датирование цирконов из жилы биотитовых гранитов (уз), прорывающей мелкозернистые роговообманковые габбро зоны закалки тела «Харгана-3», показало значение возраста T=469.7± ±1.6 млн лет (обр. Х-783, рис. 16, в), а для биотитовых гранитов, прорывающих габбро-пироксениты Чернорудского массива, - T=459.6±1.4 млн лет (обр. 20-Т, рис. 16, г).

Ar-Ar изотопное датирование было выполнено методом ступенчатого прогрева с использованием масс-спектрометра Noble gas 5400 фирмы Микромасс (Англия) в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск). Методика исследований подробно изложена в работах [Yudin, 2008; Travin et al., 2009; Travin, 2016a, 2016b], Для аналитических исследований были выбраны монофракции амфиболов из амфиболизированных пироксенитов Чернорудского массива и амфибол-содержащих апогабброидных пород, слагающих центральную часть трубообразного тела «Харгана-3». Изотопное датирование показало значения возраста для амфиболов из пироксенитов Черно-рудского массива T=445±2 млн лет (обр. 02-99, рис. 16, д), а для амфиболов из апогабброидов тела «Харгана-3» T=440±7 млн лет (обр. Х-404, рис. 16, е).

Общая сводка геохронологических данных, полученных для пород гранулитовой фации метаморфизма Чернорудской зоны, синметаморфиче-ских пород мантийного (габбро-пироксениты) и корового (граниты) генезиса, приведена в таблице 11. Полученные значения возраста для гиперстеновых плагиогранитов Сапшиланского массива соответствуют возрасту гранулитового метаморфизма 500-490 млн лет [Bibikova et al., 1990; Letnikov et al., 1990; Gladkochub et al., 2008], а значения возраста для биотитовых гранитов - возрасту амфиболито-вого метаморфизма (регрессивная стадия) и времени формирования большинства инъекционных K-Na гранитов, Т=470-460 млн лет [Bibikova et al., 1990; Fedorovsky et al., 2005; Khromykh, 2006; Yudin, 2008; Vladimirov et al., 2008, 2011a, 2011b; Travin et al., 2009; Travin, 2016a, 2016b]. Значения возраста, полученные Ar-Ar методом по амфиболам и слюдам, соответствуют более поздним этапам сдвигового тектогенеза в Ольхонском регионе, Т=440-430 млн лет [Yudin, 2008; Volkova et al., 2008; Travin et al., 2009; Vladimirov et al., 2011a, 2011b; Travin, 2016a, 2016b]. Учитывая вторичную метасоматиче-скую природу использованного для датирования амфибола (паргасита), можно предположить, что датировка T=440±7 млн лет соответствует проявлению наложенных метасоматических процессов и имеет «сквозное» региональное значение для Оль-хонского метаморфического террейна в целом [Travin, 2016a, 2016b; Vladimirov et al., 2016a].

.a Q.

0.081

0.079

0.077

0.075

Сиенит, Харгана-3 обр. № X-778

Конкордатный возраст = 484.9±1.5 Ма СКВО = 0.49

0.58 0.60 0.62 0.64

207pb/235U

0.0785 0.0775 0.0765

^ 0.0755

0.0745 0.0735

0.0725 0.55

K-Na гранит (y2) обр. № Х-783

в

Конкордантный возраст = 469.7±1.6 Ма СКВО = 1.15

0.57

0.61

0.63

0.082

0.081

0.080

о_

0.079

0.66

0.078

0.077

Нур-плагиогранит (у,) обр. № X-656 510/У // б

- ' —

//Конкордантный возраст = 480// СКВО = 1.09 495.8±2.9 Ма

0.59

0.61

0.63

207рь/235и

0.65

0.077 0.076 0.075

р 0.074 Q.

0.073 0.072

K-Na гранит (у2) обр. № 20-Т

0.071 0.54

Конкордантный возраст = 459.6±1.4 Ма СКВО = 0.62

0.56

0.58

207pb/235|J

0.60

(U

с; х с 2

ё со о. m о Ш

600 500 400 300 200

Габбро, Чернорудский массив обр. № 02-99, амфибол

20 40 60

Выделенный 3SAr, %

Возраст плато = 445.3+1.9 Ма Интегральный возраст = 439.7+2.1 Ма

И

1- 2000

аз

с;

я 1000 о.

о

m 500

100

Габбро, Харгана-3 е

обр. № Х-404, амфибол

Возраст плато = 439.5+6.8 Ма

I-

Интегральный возраст = 484+10 Ма -1-1-1-1-

20

40 60

Выделенный 39Аг,

80

100

Рис. 16. U-Pb диаграммы с конкордией для цирконов и Ar-Ar возрастные спектры для амфиболов из магматических пород Чернорудской гранулитовой зоны.

а-г - U-Pb диаграммы с конкордией, построенные по экспериментальным точкам измерений магматогенных цирконов из сиенитов массива Улан-Харгана (а), гиперстеновых лейкогранитов Сапшиланского массива (б), жилы биотитовых гранитов, секущих массив Улан-Харгана (е), Чернорудский массив (г); д-е - Ar-Ar возрастные спектры для амфиболов из Чернорудского массива (д) и массива Улан-Харгана (е).

Fig. 16. U-Pb diagrams with concordia for zircons, and Ar-Ar age spectra for amphiboles from the igneous rocks of the Cher-norud granulite zone.

а-г - U-Pb diagrams with concordia based on the experiment measurement points of magmatogenic zircons from syenites of the Ulan-Khargana massif (a), hypersthene leucogranites of the Sapshilan massif (б), biotite granite veins across the Ulan-Khargana (е) and Cher-norud (г) massifs; д-е - Ar-Ar age spectra for amphiboles of the Chernorud (д) and Ulan-Khargana (е) massifs.

Таблица 11. Сводка изотопно-геохронологических данных для Чернорудской гранул итовой зоны

Объект

n/n Порода

Минерал Возраст, млн лет

Изотопный метод

Литературный источник

Чернорудская зона

мыс Хадарта мысХобой

Сапшиланский массив жила в пределах массива Улан-Харгана синкинематическая жила, прорывающая массив Улан-Харгана

Grt-Opx-Cpx гнейс Grt-Bt гнейс

Орх-Срх гранулит Срх гранулит,

Hyp плагиогранит

Amp Bt

Zrn Zrn

Zrn

Nph-нормативный сиенит Zrn Bt гранит-лейкогранит Zrn

435.1±3.9 405.9±3.4

507±8 498±7

496±3 485±1.5

469±1.5 460±1.5

Ar-Ar, ИГМ CO РАН, Новосибирск

U-Pb, SHRIMP-II, Research School of Earth Sciences at the Australian National University, Canberra, and the John de Laeter Centre for Mass Spectrometry at Curtin University of Technology, Perth, Australia

U-Pb, SHRIMP-II, ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург

[Volkova et al., 2008] [Gladkochub et al., 2008,2010]

[Vladimirov et al., 2008]

Чернорудская зона 9 СЛ-В! гнейс Zrn 500±4 U-Pb, LA-ICP-MS, Nanjing University, China [Li et al, 2009]

10 479±2

Чернорудская зона, район 11 Орх-Срх гнейс Amp 435.1±3.9 Ar-Ar, ИГМ CO РАН, Новосибирск [Travin et al., 2009,2016]

массива Улан-Харгана 12 Bt 395.7±3.8

13 СЛ-В! гнейс Bt 405±3.4

массив Улан-Харгана 14 5ср-НЫ метасоматит Amp 439.5±6.8

массив Черноруд 15 Габбро Hbl 445.3±1.9

«законсервированная» жила 16 Лейкогранит Bt 390.6±3.2

в массиве Черноруд 17 Kfs 402.9±3.8

Чернорудская зона 18 Орх-Срх гнейс Zrn 624±11 U-Pb, SHRIMP-II, ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург [Volkova et al., 2010]

19 470.5±8.3

20 СЛ-В! гнейс Zrn 557±33

21 477±7.9

Чернорудская зона, 22 СЛ-Рх основной гранулит Zrn 479±5 U-Pb, SHRIMP-II, ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург [Donskaya et al, 2017]

левобережье р. Тонта 23 545

6. Обсуждение результатов

Роль мантии в формировании гранулитовых комплексов при коллизионном орогенезе. С позиции классической плейт-тектоники при коллизионном орогенезе мантия ведет себя пассивно и формирование орогенных горно-складчатых сооружений осуществляется за счет скучивания и утолщения континентальной коры, что сопровождается масштабным гранитообразованием [Yin, Harrison, 1996; Rosen, Fedorovsky, 2001; Vladimirov et al., 2003]. Вместе с тем в последние два десятилетия накоплен большой объем геологических, изотопно-геохимических и геохронологических данных, свидетельствующих об активном участии мантии в процессах орогенеза и проявлении базит-ультрабази-тового магматизма на разных стадиях развития складчатых систем. Для объяснения повышенного теплового потока и внедрения мантийных магм в аккреционно-коллизионные зоны предложен ряд геодинамических моделей.

Первая группа моделей предполагает возникновение астеносферных окон вследствие движения и взаимодействия тектонических плит: а) отрыв суб-дуцированной океанической литосферной плиты в зонах коллизии [Davies, Blanckenburg, 1995; Khain et al., 1996; Tychkov, Vladimirov, 1997; Vladimirov et al., 2003], б) деламинация утолщенных литосферных корней коллизионного орогенного сооружения [Houseman, Molnar, 1997; Gordienko, 2003], в) разрыв сплошности субдуцирующей плиты вследствие сдвиговых трансформных движений и сопряженных с ними деформаций [Martynov, Khanchuk, 2013; Khanchuk et al., 2015; Martynov et al., 2016].

Вторая группа моделей отводит ведущую роль мантийным плюмам, воздействие которых на аккреционно-коллизионные орогены вызывает повышение геотермического градиента и масштабный мантийно-коровый магматизм, проявившийся за относительно короткое время (Large Igneous Provinces, LIP, AT<5-10 млн лет) [Dobretsov et al., 2010; Yarmolyuk et al., 2013, 2014; Khromykh et al., 2013; Ernst, 2014; Xu et al., 2014; Ernst et al., 2016].

Третья модель, выдвинутая в период заложения основ плейт-тектоники, предполагала механическое выдавливание надсубдукционных мантийных магм в основание орогенного горно-складчатого сооружения в ходе реализации коллизии «островная дуга - континент»; тем самым снималось противоречие между коллизионными геодинамическими обстановками и мантийными магмами, участвующими в их композите и имеющими явные надсубдукционные геохимические «метки» [Dobretsov, 1980].

Важно подчеркнуть, что критерием выбора вышеперечисленных геодинамических моделей явля-

ется не только состав магматических продуктов, но и конфигурация очаговых ореалов, автономная по отношению к коллизионным структурам (модель 2 - LIP) или конформная с ними (модели 1, 3). Для Центрально-Азиатского складчатого пояса сейчас обоснованы различные комбинации геологических сценариев, обсуждение которых выходит за рамки предпринятого исследования (см., например, обзорные статьи [Vladimirov et al., 2003, 2008, 2013; Khromykh et al., 2016; Travin, 2016a; Donskaya et al., 2017]). Для Чернорудской гранулитовой зоны, входящей в состав Ольхонского метаморфического террейна, модель выдавливания остаточных над-субдукционных базальтовых расплавов с формированием крупных очагов на границе «кора - мантия» (андерплейтинг) представляется наиболее вероятной. В пользу этого вывода свидетельствуют оценки первичного состава магмы, отвечающие за формирование габбро-пироксенитовых массивов.

Для моделирования условий формирования габ-бро-пироксенитов (± анортозитов) и оценки состава родоначального расплава использовалась программа КОМАГМАТ 3.57 [Ariskin et al., 1993]. Модельные расчеты проводились в режиме формирования расслоенного интрузива при давлении 8 кбар, буфере QFM, содержании воды в расплаве 0.5 %. Максимальная степень кристаллизации родоначального расплава 80 %, шаг кристаллизации 1 мол. %.

Согласно расчетам, родоначальный расплав массива Улан-Харгана имеет состав: SiO2=46 вес. %, Ж>2=0.8 вес. %, АЬОз=14.5 вес. %, FeO=9 вес. %, Mn0=0.15 вес. %, MgO=11.8 вес. %, CaO=16.5 вес. %, Na20=1.0 вес. %, K20=0.2 вес. %, P20s=0.05 вес. %, Mg# (100Mg/(Mg+Fe))=70 %. CIPW: плагиоклаз -36.45, ортоклаз - 1.18, нефелин - 3.52, диопсид -38.13, оливин - 18.94, ильменит - 1.52, апатит -0.12. Кристаллизация родоначального расплава массива начинается при температуре 1282 °C. Порядок образования ликвидусных минералов: кли-нопироксен (T=1282 °C, ЕП47.2 FS3.9 W049.0 Al2O3 3.0) ^ плагиоклаз (T=1254 °C, An-90.8) ^ оливин (T= =1252 °C, Fo-87.6). Формирование расслоенной серии массива предполагает следующую смену кумулятивных парагенезисов: Cpx ^ Cpx+Pl ^ Cpx+Pl+Ol ^ Cpx+Pl. Магнезиальность модельных кумулятов в процессе кристаллизационной дифференциации уменьшается от 88.0 до 35.8, содержание MgO - от 15.8 до 5.9 мас. %. Магнезиальность пород массива Улан-Харгана варьируется от 80.5 до 60.9, содержание MgO - от 15.8 до 4.3 мас. %.

Эти численные расчеты позволяют утверждать, что родоначальный расплав для массива Улан-Харгана отвечал магнезиальному базальту, наиболее близкому по составу к зоне закалки трубооб-разного тела «Харгана-3», весь спектр изученных

пород (габбро - пироксениты - анортозиты] может быть выведен из одного и того же расплава. Сравнивая имеющиеся химические анализы пород для всех крупных габбро-пироксенитовых тел «Харга-на-1», «Харгана-2», Кучелга, Тонта (см. рис. 12, 13] [КИготукИ, 2006] и метаморфического магма-минг-линга [ГвйогоУБку вЬ а1., 2014], несмотря на их существенную постмагматическую измененность, можно сделать однозначный вывод о их генетическом родстве.

В качестве модельного родоначального расплава для массива Черноруд использован расплав, близкий по составу к родоначальному расплаву массива Улан-Харгана: SiO2=46 вес. %, ТЮ2=0.8 вес. %, АЪОз=15.3 вес. %, FeO=9 вес. %, Мп0=0.15 вес. %, Mg0=10.5 вес. %, Са0=17.0 вес. %, ^20 =1.0 вес. %, К20=0.2 вес. %, Р205=0.05 вес. %, Mg#=67.5 %. CIPW: плагиоклаз - 38.48, ортоклаз - 1.18, нефелин - 3.6, диопсид - 38.5, оливин - 16.45, ильменит - 1.52, апатит - 0.12. Кристаллизация расплава начинается при температуре 1273 °С. Первым ликвидус-ным минералом является клинопироксен состава ЕП44.1 FS4.1 ^^051.8 А12О3 3.4. Затем следует кристаллизация плагиоклаза (Т=1260 °С, Ап-91.3] и оливина (Т= =1239 °С, Fo-85.1].

Таким образом, согласно проведенному численному моделированию, при формировании массива Черноруд происходила следующая смена кумулятивных парагенезисов: Срх ^ Срх+Р1 ^ Срх+Р1+ 01 ^ Срх+Р1. Магнезиальность (Mg#] модельных ку-мулятов в процессе кристаллизационной дифференциации уменьшается от 86.8 до 35.6, содержание Mg0 - от 14.5 до 5.8 мас. %. Содержание Mg0 в породах массива Черноруд варьируется от 14.1 до 5.1 мас. %; Mg#=71.6-46.2. На вариационных диаграммах (рис. 17] породы массива Черноруд образуют широкие поля составов. Однако для основных петрогенных элементов ^Ю2, АЬ03, Са0, ^20] тренд изменения составов пород соответствует тренду составов модельных кумулятов.

Таким образом, согласно геохимическим оценкам и численному моделированию, оба габбро-пироксенитовых массива, включая гранатовые пи-роксениты, вероятнее всего, были сформированы за счет кристаллизационной дифференциации единого родоначального расплава, соответствующего по химическому составу магнезиальному базальту, который наиболее близко отвечал островодужно-толеитовой серии.

Можно ли рассматривать остаточный «остро-водужный магматизм» в Чернорудской зоне как тепловой источник для гранулитового метаморфизма? Высокотемпературный метаморфизм на сравнительно малых глубинах (25-28 км] удалось оценить, применив независимые геотермобаро-метры для двупироксеновых ортогнейсов, мета-

пелитов и гранатовых пироксенитов. Полученные РТ-параметры оказались взаимосогласованными (Р=8.0-8.3 кбар, Т=900-930 °С, рис. 18], однако для их объяснения необходимо предполагать существование локального теплового источника, который обеспечивал аномальный температурный градиент в земной коре.

В качестве такого теплового источника могут выступать среднеглубинные магматические камеры (20-25 км], которые сейчас обнаружены в над-субдукционных и коллизионных геодинамических обстановках кайнозойского возраста. Для более древних глубокоэрозированных складчатых областей также реконструированы глубинные магматические камеры пикробазальтового состава [Едо-гоуа вЬ а1., 2006]. Для их объяснения предложено выделить автономный Алтае-Саянский плюм, с которым связана одноименная крупная изверженная провинция [У1айш1гоу вЬ а1., 2011а, 2011Ь, 2013]. В случае с Ольхонским метаморфическим террейном наиболее вероятным тепловым источником для гранулитового метаморфизма являлись остаточные островодужные расплавы, механически выдавленные под коллизионный ороген. Очевидно, что эти расплавы следует рассматривать лишь как дополнительный тепловой фактор, который необходимо учитывать на фоне регионального метаморфизма, связанного со скучиванием и погружением островодужных осадочно-вулканогенных толщ на глубину 25-28 км (рис. 18] [Тгаут, 2016а, 2016Ь; У1айш1гоу вЬ а1., 2016а, 2016с].

Петрологическая модель. Конкретные физические механизмы мантийно-корового взаимодействия, отвечавшие за «прорыв» границы Мохо (ан-дерплейтинг] и становление каскада среднеглу-бинных базитовых магматических камер, до сих пор остаются дискуссионными, так как не были проведены основательные исследования, позволяющие реконструировать инъекции базитовых магм в гранулитовые толщи, для которых характерны вязкопластичные течения горных масс. Исключением являются результаты комплексных структурно-петрологических исследований габброид-ных массивов, минглинг-даек и глубинных мантийных ксенолитов, проведенных для Западно-Сангиленского фрагмента ранних каледонид Юго-Восточной Тувы [Едогоуа вЬ а1., 2006; У1айш1гоу А.в. вЬ а1., 2013; У1айш1гоу У.в. вЬ а1., 2005; КагтузНвуа вЬ а1., 2015]. Эти исследования позволили реконструировать динамику становления каскада разноглубинных пикробазитовых камер в условиях коллапса аккреционно-коллизионного горного сооружения и трансформных сдвигово-раздвиговых деформаций земной коры.

Явные признаки такого мантийно-корового взаимодействия подтверждаются также в деталь-

о (О S

Q in

55 50 45 40 35

1.5 i

0 со 1.0

s

0 0.5

h-

u.u]

30 i

u га S 20

q, 10 -

<

0 i

0

15 и

s«

0 ra 10-

s

О 0) 5

LL

o-i-

0

u m s

О

с 2

0.3 0.2 0.1 0.0

5 10 15

MgO, мас. '%

x Ж «

5 10 15

-MgO, мас. %

xx x<

5 10 15

MgO, мае. >%

x %

biv

xX

5 10 15

MgO, мае. %

x 5 ^

5 10 15

MgO, мае. %

20

251

20

en г 15-

Ö 10

(S

О 5

o-L

0

3i

0 as 2

S

О 1 -

m

z

ol

20

0

20

0.4

* 0.3

0

1 0.2 $ 0.1

0.0

0.15-1

0 (S 0.10-

S

О 0.05

CL

0.00 \

20

Vs

5 10 15 20

isMgO, мае. %

>v

X ж

5 10 15

iMgO, мас. %

"X

;<ч. x x

XX'

X x X

5 10 15

^MgO, мае. %

x -X "

20

20

20

0 5 10 15 20

MgO, мас. %

Высокомагнезиальный базальт, родоначальный расплав: Si02 = 46 мас. %, ТЮ2 = 0.8 мас. %, AIA = 15.3 мас. %, FeO = 9 мас. %, МпО = 0.15 мас. %, MgO = 10.5 мас. %, СаО = 17 мас. %, Na20 = 1.0 мас. %, К20 = 0.2 мас. %, Р205 = 0.05 мас. %, сумма = 100 мас. %, mg# = 67.5 %

X1 .....2  3

Рис. 17. Вариационные диаграммы распределения петрогенных элементов в породах массива Черноруд.

1 - породы массива Черноруд; 2 - составы кумулятивных фаз, полученные путём моделирования формирования расслоенного интрузива, исходя из состава модельного родоначального расплава по программе КОМАГМАТ 3.57 [Ariskin et al., 1993] при P=8 кбар 0.5 % Н2О, буфере QFM; 3 - состав модельного родоначального расплава массива Черноруд.

Fig. 17. Variation diagrams for petrogenic elements in the rocks of the Chernorud massaf.

1 - rock of the Chernorud massif; 2 - compositions of cumulative phases, according to the simulation of the layered intrusion structure, based on the composition of the model parent melt (COMAGMAT 3.57 software [Ariskin et al., 1993] at P = 8 kbar, 0.5 % Н2О, QFM buffer; 3 - composition of the model parent melt of the Chernorud massif.

ном представлении тектонической позиции мраморного меланжа и метаморфического магма-минглинга в Ольхонском регионе [Fedorovsky et al., 2012, 2014]. Основываясь на изложенных в этой работе структурно-геологических данных и учитывая, что подъем базит-ультрабазитовых магм в

гранулитовые толщи по диапировому механизму нереален ввиду их высокой плотности, что подкреплено первыми результатами численного математического моделирования [Gerya, Burg, 2007; Polyansky et al., 2016], можно предложить двухста-дийную петрологическую модель магматических

700

О

to

Q.

Я Q. Ф С

s

P

500--

300

100-

• U-Pb

ф "АгГАг

♦ "АгГАг

kY

Jr

М

К-

<-

Л

____f

а

--20 | со"

ю с

350

400 450

возраст, млн лет

500

550

10"

8—

О. СО Ю

Si

4—

500-485 млн лет

б

530-500 млн лет

200

400

600 Т, °С

800

1000

Рис. 18. Термическая история габбро-пироксенитовых тел, участвующих в строении Чернорудской гранулитовой зоны (по [Travin, 2016a, 2016b], с изменениями и дополнениями): а - геохронологические параметры метаморфических и магматических пород Чернорудской зоны; б - эволюция РТ-параметров метаморфических и магматических пород Чернорудской гранулитовой зоны.

Fig. 18. The thermal history of the gabbro-pyroxenite bodies involved in the structure of the Chernorud granulite zone (after [Travin, 2016a, 2016b], with modifications and additions): а - geochronological parameters of metamorphic and mag-matic rocks from the Chernorud zone; б - evolution of the PT-parameters of the metamorphic and magmatic rocks from the Chernorud granulite zone.

инъекций [У1айш1гоу вЬ а1., 2016а, 2016Ь]. В графическом виде эта модель отражена на рисунках 19, 20, которые требуют особых комментариев.

На рисунке 19 представлена структурная схема юго-западной части зоны Черноруд и прогнозные

контуры не вскрытых в рельефе массивов габбро-пироксенитов, участвующих в мраморном меланже [ГвйогоУБку вЬ а1., 2014, рис. 20]. Завершая эту статью, авторы пишут: «...уже сейчас ясно, что синме-таморфические мраморные меланжи - яркий и

Рис. 19. Схема расположения в юго-западной части зоны Черноруд площадей развития складок покровного и сдвигового типа и прогноз не вскрытых в рельефе массивов габброидов [Fedorovsky et al., 2014].

1 - поля развития покровных складок и предполагаемые на небольшой глубине под ними массивы габбро и пироксенитов (зоны, защищенные от влияния сдвигов, окружающих массивы); 2 - вскрытый в рельефе массив Улан-Харгана (габбро и пироксе-ниты), окруженный сдвигами; 3 - сдвиги в зоне Черноруд (структурные линии отдешифрированы на космоснимках и закарти-рованы); 4 - сдвиги, покровные и купольные структуры в зоне Томота; 5 - бластомилонитовые швы - границы сдвиговых пластин; 6 - структурные линии в зоне коллизионного шва; 7 - дайковый пояс; 8 - шовный комплекс; 9 - Сибирский кратон; 10 - уступ Приморского разлома; 11 - зоны роллинга, «гасящие» эффект сдвиговой деформации.

Fig. 19. Schematic map of the southwestern part of the Chernorud zone. The map shows areas with nappe folding and shearing folds, and predicted gabbroid massifs that are not exposed in the relief [Fedorovsky et al., 2014].

1 - area of nappe folding and predicted shallow massifs of gabbro and pyroxenite (zones protected from the effects of strike-slip faults located around the massif); 2 - Ulan-Khargana massif (gabbro and pyroxenite) surrounded by strike-slip faults and manifested in the relief; 3 - strike-slip faults in the Chernorud zone (structural lines are mapped as deciphered from satellite images); 4 - strike-slip faults, nappe and dome structures in the Tomota zone; 5 - blastomylonite sutures (boundaries of strike-slip fragments); 6 - structural lines in the collision suture zone; 7 - dyke belt; 8 - suture complex; 9 - Siberian craton; 10 - Primorsky fault scarp; 11 - zones of rolling which 'suppress' the effect of shearing.

экзотический компонент коллизионной геодинамики раннего палеозоя Ольхонского региона. Стечение самых разных по своей природе обстоятельств (весь хаос которых еще предстоит выяснить) привело к потере вязкости карбонатных пород, составлявших когда-то обычные стратиграфические разрезы. В условиях энергичной тектоники, сопровождавшей косую коллизию, эти пластифицированные мраморы становятся активным динамическим участником структурных комбинаций, невероятно запутывают и без того сверхсложные и генетически разнообразные композиции, картируемые в современном срезе. Если в будущем удастся доказать, что одна из причин появления меланжей связана с критическим изменением скорости деформаций (пока это - голая идея), то такие образования можно будет рассматривать как прямые индикаторы событий, которые пока не удается измерить никакими изотопными методами» [ГгйогоУБку гЬ а!., 2014].

Необходимо согласиться с этими провидческими словами, если обратиться к экспериментальным данным и их математическому обоснованию при объяснении хорошо известного физического механизма гидроразрыва твердых тел [Panin V.E., Panin L.E., 2004]. В этом варианте базальтовый расплав «мгновенно» внедряется в сложный осадочно-вулканогенный разрез, обеспечивая пластификацию мраморов и, как следствие, специфический тип меланжа. Целесообразно присвоить этим геологическим образованиям новый петрологический термин «глубинные траппы», по аналогии с хорошо известными и детально изученными траппами на верхних уровнях земной коры [Ernst, 2014].

На рисунке 20 отражен каскад магматических камер базитового состава и даны первые предварительные оценки длительности магматических процессов - скоростных для инъекций и «глубинных траппов», средних - для промежуточных камер, вокруг которых появляются гранулитовые

глубина, км

20 4

30 -

+ + +

гранул итовы и метаморфизм

синметаморфические гранитоиды

астеносферный диапир

тектоническая пластина Черноруд, габбро, пироксениты и гранатовые пироксениты

базитовые инъекции Улан-Харгана, "глубинные траппы" и метаморфический магма-минглинг

Рис. 20. Геологический сценарий, отражающий мантийно-коровое взаимодействие на глубинных уровнях Ольхон-ского метаморфического террейна (Чернорудская гранулитовая зона), и гипотетические оценки длительности метаморфических и магматических процессов.

IFig. 20. Geological scenario reflecting the mantle-crustal interaction at deep levels of the Olkhon metamorphic terrane (Chernorud granulite zone), and hypothetically estimated duration of metamorphic and igneous processes.

«пятна», и относительно медленных - для глубинного магматического очага (андерплейтинг). Подобные модели реалистичны и допускают возможность математического тестирования [Ро1уатку еЬ а1., 2015,2016]. Перейдем к изложению модели.

Первая стадия отвечает гидроразрыву гранули-товой толщи и возникновению трубообразных или иных тел, по аналогии с кимберлитовыми трубками или подводящими к траппам каналами различной формы [БНагароу еЬ а1., 1994]. Аналоговое моделирование процессов внедрений такого типа [Ме-пап(, 2008] продемонстрировало возможность гидроразрывов в пластических средах и выявило основные их предпосылки (высокие значения избыточного давления магм, наличие контрастных границ по упругим характеристикам субстрата). К этому необходимо добавить также обусловленные тектоническими движениями упругие сдвиговые и растягивающие напряжения, сопровождающиеся фрагментацией и «мозаичностью» реологии толщ [Ратп У.Б., Рапт Ь.Б., 2004; УШШгоу V. еЬ а1., 2005; КЫеБЬоу, Уо1коуа, 2008]. Избыточные давления суб-литосферных базитовых магм у нижнекоровой границы были обеспечены их положительной плавучестью по сравнению с окружающей более холодной мантийной литосферой, в то время как реология коровых пород контролирует конечное распо-

ложение и форму базит-ультрабазитовых магматических инъекций (см. статьи в настоящем спецвыпуске журнала Оео(упаткБ & ТесЬопоркуБс).

Вторая стадия отвечает подъему флюидизиро-ванного остаточного базитового расплава сквозь возникающие трубы и разрывы, бронированные зонами закалки, и включает также последующую вязкую деформацию магматических тел вместе с вмещающими толщами в ходе масштабных коллизионных движений. В таких условиях можно объяснить подъемную силу базитовых расплавов, проникающих в гранулиты, тем, что вес столба расплава не компенсирует суммарного веса литосферного столба на том же интервале. Становятся также понятными причины появления «слепых» скаполит-содержащих апогабброидов и щелочных сиенитов в бронированной трубке «Харгана-3», флюидизи-рованные остаточные расплавы которых, вероятнее всего, были выдавлены по уже имеющемуся транзитному каналу за счет избыточного внутри-камерного давления.

7. Заключение

В пределах Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье) изу-

чены габбро-пироксениты, слагающие синмета-морфические интрузивные тела (Улан-Харгана), а также тектонические пластины (Черноруд) и многочисленные дезинтегрированные будины и включения, погруженные в метаморфический матрикс. Сравнительный анализ вещественного состава габбро-пироксенитов позволяет объединить их в единую островодужно-толеитовую серию, родона-чальная магма которой отвечала магнезиальному базальту.

Гранулитовый метаморфизм (Р=7.7-8.6 кбар, Т=770-820 °С) был обусловлен не только погружением первичных осадочно-вулканогенных толщ на глубину 25-28 км, но также присутствием глубинного магматического очага магнезиальных базальтов. Оценки Р-Т параметров условий образования гранатовых пироксенитов, вероятнее всего, представляющих собой базиты и пироксениты прикро-вельной фации этого очага, составляют Р=8.0-8.3 кбар, Т=900-930 °С.

Петрологическими индикаторами существования глубинного базитового очага под гранулито-вым слоем являются специфические по морфологии, внутреннему строению и вещественному составу трубообразные интрузии («диатремы»), «глубинные траппы» и «метаморфический магма-минг-линг». Предложена двухстадийная петрологическая модель базитовых инъекций. Первая стадия отвечает гидроразрыву гранулитовой толщи и возникновению трубообразных или иных тел, по аналогии с кимберлитовыми трубками или подводящими к траппам каналами различной формы. Вторая стадия отвечает подъему флюидизирован-ного остаточного расплава сквозь возникающие трубы и разрывы, бронированные зонами закалки, и, как следствие, формированию метаморфического магма-минглинга в условиях вязких деформаций гранулитовых толщ.

Внедрение базитовых магм на уровень гранули-товой фации способствовало глубинному анатек-сису, формированию синметаморфических гипер-стенсодержащих плагиогранитов (500-490 млн лет, и/РЬ изотопное датирование) и высококалиевых стресс-гранитов. Спецификой Ольхонского ме-

таморфического террейна, включая Чернорудскую гранулитовую зону, являются интенсивные сдвиговые вязкопластичные и хрупкопластичные деформации, сопровождавшие процессы метаморфизма, внедрения и становления габбро-пироксе-нитов и анатексиса корового субстрата, что привело к фрагментации интрузивных тел и формированию особого класса тектонических структур - метаморфического магма-минглинга.

8. Благодарности

В разные годы вместе с авторами статьи в полевом изучении гранулитов, габбро-пироксенитов и синметаморфических гранитов Чернорудской зоны Ольхонского региона, а также в многочисленных дискуссиях участвовали коллеги из институтов Российской академии наук, расположенных в Москве, Иркутске, Улан-Удэ, преподаватели, аспиранты и студенты Новосибирского, Томского государственных университетов и Иркутского государственного технического университета. Такие обсуждения и споры были очень полезны. Особенно большое значение имели совместные экспедиции и постоянные дискуссии, неформальным руководителем которых являлся профессор, доктор геолого-минералогических наук В.С. Федоровский, заложивший геокартографические основы Ольхонского геодинамического полигона. Всем соавторам этой работы мы признательны в первую очередь.

Исследования выполнены при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проекты № 14-05-00747, 14-05-00712, 14-05-04156, 15-35-08843), а также при поддержке Программ повышения конкурентоспособности Новосибирского, Томского государственных университетов и Иркутского государственного технического университета. Обработка всех геологических и аналитических материалов была осуществлена в рамках выполнения Программы Минобрнауки РФ (проект № 5.1688.2017/ПЧ) и Программы фундаментальных исследований СО РАН (проект ОНЗ 10.3).

9. Литература / References

Aranovich L.Ya., Berman R.G., 1996. Optimized standard state and solution properties of minerals: II. Comparisons, predictions, and applications. Contributions to Mineralogy and Petrology 126 (1-2), 25-37. https://doi.org/ 10.1007/s004100050233.

Ariskin A.A., Frenkel M.Ya., Barmina G.S., Nielsen R.L., 1993. COMAGMAT: a Fortran program to model magma differentiation processer. Computers and Geosciences 19 (8), 1155-1170. https://doi.org/10.1016/0098-3004(93) 90020-6.

Berman R.G., 1991. Thermobarometry using multiequilibrium calculations: a new technique with petrologic applications. Canadian Mineralogist 29 (4), 833-855.

Berman R.G., Aranovich L.Ya., 1996. Optimized standard state and solution properties of minerals: I. Model calibration for olivine, orthopyroxene, cordierite, garnet, and ilmenite in the system FeO-MgO-CaO-AhO3-TiO2-SiO2. Contributions to Mineralogy and Petrology 126 (1), 1-24. https://doi.org/10.1007/s004100050232.

Bibikova E.V., Karpenko S.F., Sumin L.V., Bogdanovsky O.G., Kirnozova T.I., Lyalikova A.V., Makarova V.A., Arake-lyants M.M., Korikovsky S.P., Fedorovsky V.S., Petrova Z.I., Levitsky V.I, 1990. U-Pb, Sm-Nd, Pb-Pb, and K-Ar age of metamorphic and magmatic rocks of the Olkhon area (Western Baikal). In: V.M. Shemyakin (Ed.), Geology and geo-chronology of the Precambrian of the Siberian platform and its framework. Nauka, Leningrad, p. 170-183 (in Russian) [Бибикова Е.В., Карпенко С.Ф., Сумин Л.В., Богдановский О.Г., Кирнозова Т.И., Ляликова А.В., Макарова

B.А., Аракелянц М.М., Кориковский С.П., Федоровский В.С., Петрова З.И., Левицкий В.И. U-Pb, Sm-Nd, Pb-Pb и K-Ar возраст метаморфических и магматических пород Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Геология и гехронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления / Ред. В.М. Шемякин. Л.: Наука, 1990.

C. 170-183].

Boynton W.V., 1984. Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: P. Henderson (Ed.). Rare earth element geochemistry. Developments in Geochemistry, vol. 2. Elsevier, Amsterdam, p. 63-114. https://doi.org/ 10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3.

DaviesJ. Huw., von Blanckenburg F., 1995. Slab breakoff: A model of lithosphere detachment and its test in the magma-tism and deformation of collisional orogens. Earth and Planetary Science Letters 129 (1-4), 85-102. https://doi. org/10.1016/0012-821X(94)00237-S.

Didier J., Barbarin B., 1991. Enclaves and granite petrology. In: Developments in Petrology, vol. 13. Elsevier, Amsterdam - Oxford - New York - Tokio, p. 545-549.

Dobretsov N.L., 1980. Introduction to the Global Petrology. Nauka, Siberian Branch, Novosibirsk, 200 p. [Добрецов Н.Л. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: Наука. СО, 1980. 200 с.].

Dobretsov N.L., Borisenko A.S., Izokh A.E., Zhmodik S.M., 2010. A thermochemical model of Eurasian Permo-Triassic mantle plumes as a basis for prediction and exploration for Cu-Ni-PGE and rare-metal ore deposits. Russian Geology and Geophysics 51 (9), 903-924. https://doi.org/10.1016Zj.rgg.2010.08.002.

Dobretsov N.L., Buslov M.M., 2007. Late Cambrian-Ordovician tectonics and geodynamics of Central Asia. Russian Geology and Geophysics 48 (1), 71-82. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2006.12.006.

Dokukina K.A., Vladimirov V.G., 2005. Tectonic fragmentation of basaltic melt. Doklady Earth Sciences 401 (2), 182-186.

Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Fedorovsky V.S., Mazukabzov A.M., Cho M., Cheong W., Kim J., 2013. Synmetamorphic granitoids (~490 Ma) as accretion indicators in the evolution of the Ol'khon terrane (western Cisbaikalia). Russian Geology and Geophysics 54 (10), 1205-1218. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2013.09.006.

Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Fedorovsky V.S., Sklyarov E.V., Cho M., Sergeev S.A., Demonterova E.I., Mazukabzov A.M., Lepekhina E.N., Cheong W., Kim J., 2017. Pre-collisional (> 0.5 Ga) complexes of the Olkhon terrane (southern Siberia) as an echo of events in the Central Asian orogenic belt. Gondwana Research 42, 243-263. https://doi.org/ 10.1016/j.gr.2016.10.016.

Egorova V.V., Volkova N.I., Shelepaev R.A., Izokh A.E., 2006. The lithosphere beneath the Sangilen plateau, Siberia: evidence from peridotite, pyroxenite and gabbro xenoliths from alkaline basalts. Mineralogy and Petrology 88 (3), 419-441. https://doi.org/10.1007/s00710-006-0121-0.

Ermolov P.V., Izokh E.P., Ponomareva A.P., Tyan V.D., 1977. Gabbro-Granite Intrusive Series of Western Zaisan Fold System. Nauka, Siberian Branch, Novosibirsk, 245 p. (in Russian) [Ермолов П.В., Изох Э.П., Пономарева А.П., Тян В.Д. Габбро-гранитные серии западной части Зайсанской складчатой системы. Новосибирск: Наука. СО, 1977. 245 с.].

Ernst R.E., 2014. Large Igneous Provinces. Cambridge University Press, Cambridge, 653 p. https://doi.org/10.1017/ СВ09781139025300.

ErnstR.E., Hamilton M.A., Soderlund U., HanesJ.A., Gladkochub D.P., Okrugin A.V., Kolotilina T., Mekhonoshin A.S., Bleeker W., LeCheminant A.N., Buchan K.L., Chamberlain K.R., Didenko A.N., 2016. Long-lived connection between southern Siberia and northern Laurentia in the Proterozoic. Nature Geoscience 9 (6), 464-469. https://doi.org/10.1038/ ngeo2700.

Fedorovsky V.S., 2004. Geological Map of the Southwestern Part of Ol'khon Region. GIN RAS, Moscow (in Russian) [Федоровский В.С. Геологическая карта юго-западной части Ольхонского региона. М.: ГИН РАН, 2004].

Fedorovsky V.S., Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Khromykh S.V., Mazukabzov A.M., Mekhonoshin A.S., Sklyarov E.V., Sukhorukov V.P., Vladimirov A.G., Volkova N.I., Yudin D.S., 2005. The Olkhon collision system (Baikal region) In: E.V. Sklyarov (Ed.), Structural and tectonic correlation across the Central Asia orogenic collage: north-eastern segment. Guidebook and abstract volume of the Siberian Workshop IGCP-480. IEC SB RAS, Irkutsk, p. 5-76.

Fedorovsky V.S., Khain E.V., VladimirovA.G., KargopolovS.A., GibsherA.S., Izokh A.E., 1995 Tectonics, metamorphism and magmatism in early Caledonian collision zones of Central Asian fold belt. Geotektonika (Geotectonics) (3), 3-22 (in Russian) [Федоровский В.С., Хаин Е.В., Владимиров А.Г., Каргополов С.А., Гибшер А.С., Изох А.Э. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 1995. № 3. С. 3-22].

Fedorovsky V.S., Mazukabzov A.M., Gladkochub D.P., 2014. Tectonic position of marble melanges in the Early Paleozoic accretion-collisional system of the Western Pribaikalie. Geodynamics & Tectonophysics 5 (3), 595-624 (in Russian) [Федоровский В.С., Мазукабзов А.М., ГладкочубД.П. Тектоническая позиция мраморного меланжа в аккреционно-коллизионной системе раннего палеозоя Западного Прибайкалья // Геодинамика и тектонофизика. 2014. Т. 5. № 3. С. 595-624]. https://doi.org/10.5800/GT-2014-5-3-0145.

Fedorovsky V.S., Mazukabzov A.M., Sklyarov E.V., Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Lavrenchuk A.V., Izokh A.E., Agatova A.R., Kotov A.B., 2012. Aerospace geological map of south-west part of the Chernorud and Tomota zones (Lake Baikal) of Ol'khon region. The Ol'khon geodynamic proving ground. A1 TIS, Moscow [Федоровский В.С., Мазукабзов А.М., Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Лавренчук А.В., Изох А.Э., Агатова А.Р., Котов А.Б. Аэрокосмическая геологическая карта юго-западной части зон Черноруд и Томота Ольхонского региона (Байкал). Ольхонский геодинамический полигон. М.: A1 TIS, 2012].

Fedorovsky V.S., Sklyarov E.V., 2010. The Olkhon geodynamic proving ground (Lake Baikal): high resolution satellite data and geological maps of new generation. Geodynamics & Tectonophysics 1 (4), 331-418 (in Russian) [Федоровский В.С., Скляров Е.В. Ольхонский геодинамический полигон (Байкал): аэрокосмические данные высокого разрешения и геологические карты нового поколения // Геодинамика и тектонофизика. 2010. Т. 1. № 4. С. 331-418]. https://doi.org/10.5800/GT-2010-1-4-0026.

Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., Arculus R.J., Ellis D.J., Frost C.D., 2001. A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42 (11), 2033-2048. https://doi.org/10.1093/petrology/42.11.2033.

Gamble R.J.A., 1979. Some relationships between coexisting granitic and basaltic magmas and the genesis of hybrid rocks in the Tertiary central complex of Slieve Gullion, Northeast Ireland. Journal of Volcanology and Geothermal Research 5 (3-4), 297-316. https://doi.org/10.1016/0377-0273(79)90021-0.

Gerya T.V., Burg J.-P., 2007. Intrusion of ultramafic magmatic bodies into the continental crust: Numerical simulation. Physics of the Earth and Planetary Interiors 160 (2), 124-142. https://doi.org/10.1016Zj.pepi.2006.10.004.

Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Fedorovsky V.S., Mazukabzov A.M., Larionov A.N., Sergeev S.A., 2010. The Olkhon metamorphic terrane in the Baikal region: An Early Paleozoic collage of Neoproterozoic active margin fragments. Russian Geology and Geophysics 51 (5), 447-460. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2010.04.001.

Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Wingate M.T.D., Poller U., Kröner A, Fedorovsky V.S., Mazukabzov A.M., Todt W, Pisarev-sky S.A., 2008. Petrology, geochronology, and tectonic implications of c. 500 Ma metamorphic and igneous rocks along the northern margin of the Central-Asian orogen (Olkhon terrane, Lake Baikal, Siberia). Journal of the Geological Society 165 (1), 235-246. https://doi.org/10.1144/0016-76492006-125.

Gladkochub D.P., Stanevich A.M., Mazukabzov A.M., Donskaya T.V., Pisarevsky S.A., Nicoll G., Motova Z.L., Kornilova T.A., 2013. Early evolution of the Paleoasian ocean: LA-ICP-MS dating of detrital zircon from Late Precambrian sequences of the southern margin of the Siberian craton. Russian Geology and Geophysics 54 (10), 1150-1163. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2013.09.002.

Gordienko I.V., 2003. Indicator igneous assemblages in the Central Asian fold belt: implications for geodynamic environments of the Paleoasian ocean. Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 44 (12), 1294-1304 (in Russian) [Гордиенко И.В. Индикаторные магматические формации Центрально-Азиатского складчатого пояса и их роль в геодинамических реконструкциях Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 12. С. 1294-1304].

Holland T.J.B., Powell R., 1998. An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest. Journal of Metamorphic Geology 16 (3), 309-343. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1998.00140.x.

Houseman G.A., Molnar P., 1997. Gravitational (Rayleigh-Taylor) instability of a layer with non-linear viscosity and convective thinning of continental lithosphere. Geophysical Journal International 128 (1), 125-150. https://doi. org/10.1111/j.1365-246X.1997.tb04075.x.

Ivanov A.N., Shmakin B.M., 1980. Granites and Pegmatites of Western Pribaikal'ye. Nauka, Moscow, 219 p. (in Russian) [Иванов А.Н., Шмакин Б.М. Граниты и пегматиты Западного Прибайкалья. М.: Наука, 1980. 219 с.].

Karmysheva I.V., Vladimirov V.G., VladimirovA.G., Shelepaev R.A., Yakovlev V.A., Vasyukova E.A., 2015. Tectonic position of mingling dykes in accretion-collision system of Early Caledonides of West Sangilen (South-East Tuva, Russia). Geodynamics & Tectonophysics 6 (3), 289-310. https://doi.org/10.5800/GT-2015-6-3-0183.

Khanchuk A.I., Kemkin I.V., Kruk N.N., 2015. The Sikhote-Alin orogenic belt, Russian South East: terranes and the formation of continental lithosphere based on geological and isotopic data. Journal of Asian Earth Sciences 120, 117-138. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.10.023.

Khlestov V.V., Volkova N.I., 2008. Effects of irregular strike-slip deformations at deep levels of collision systems (by the example of the Ol'khon region). In: Lithosphere Petrology and Origin of Diamond. Abstracts of International Symposium dedicated to the 100th birthday of Academician V.S. Sobolev (June 5-7, 2008, Novosibirsk). Publishing House of SB RAS, Novosibirsk, p. 148.

Khromykh S.V., 2006. Petrology of Igneous Complexes of Deep Levels of Collision Systems (Example of West Baikal Region Early Caledonides). Author's PhD thesis (Geology and Mineralogy). Novosibirsk, 20 p. (in Russian) [Хромых С.В. Петрология магматических комплексов глубинных уровней коллизионных систем (на примере ранних каледонид Ольхонского региона Западного Прибайкалья): Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2006. 20 с.].

Khromykh S.V., Tsygankov A.A., Kotler P.D., Navozov O.V., Kruk N.N., Vladimirov A.G., Travin A.V., Yudin D.S., Burma-kina G.N., Khubanov V.B., Buyantuev M.D., Antsiferova T.N., Karavaeva G.S., 2016. Late Paleozoic granitoid magma-tism of Eastern Kazakhstan and Western Transbaikalia: plume model test. Russian Geology and Geophysics 57 (5), 773-789. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2015.09.018.

Khromykh S.V., Vladimirov A.G., Izokh A.E., Travin A.V., Prokop'ev I.R., Azimbaev E., Lobanov S.S., 2013. Petrology and geochemistry of gabbro and picrites from the Altai collisional system of Hercynides: Evidence for the activity of the Tarim plume. Russian Geology and Geophysics 54 (10), 1288-1304. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2013.09.011.

Khubanov V.B., Vrublevskaya Т.Т., Tsygankov А.А., Vladimirov A.G., Buyantuev M.D., Sokolova Е.N., Posokhov V.F., Khro-mova Е.А., 2017. Melting conditions of granitoid xenoliths in contact with alkaline mafic magma (Gusinoozerskaya dyke, Western Transbaikalia): to the problem of the origin of ultrapotassic acid melts. Geodynamics & Tectonophysics 8 (2), 347-368 (in Russian) [Хубанов В.Б., Врублевская Т.Т., Цыганков А.А., Владимиров А.Г., Буянтуев М.Д., Соколова Е.Н., Посохов В.Ф., Хромова Е.А. Условия плавления гранитоидных ксенолитов в контакте со щелочно-базитовой магмой (Гусиноозерская дайка, Западное Забайкалье): к проблеме происхождения ультракалиевых кислых расплавов // Геодинамика и тектонофизика. 2017. Т. 8. № 2. С. 347-368]. https:// doi.org/10.5800/GT-2017-8-2-0245.

Korikovsky S.P., Fedorovsky V.S., 1981. Petrology of metamorphic rocks in Priol'khonie. In: Geology of granulites. Guidebook of Baikal International Symposium. Irkutsk, p. 70-80 (in Russian) [Кориковский С.П., Федоровский В.С. Петрология метаморфических пород Приольхонья // Геология гранулитов. Путеводитель Байкальской экскурсии международного симпозиума. Иркутск, 1981. С. 70-80].

Kozakov I.K., Sal'nikova E.B., Khain E.V., Kovach V.P., Berezhnaya N.G., Yakovleva S.Z., Plotkina Yu.V., 2002. Early Caledonian crystalline rocks of the Lake Zone in Mongolia: formation history and tectonic settings as deduced from U-Pb and Sm-Nd datings. Geotectonics 36 (2), 156-166.

Kozakov I.K., Sal'nikova E.B., Yarmolyuk V.V., Kozlovsky A.M., Kovach V.P., Azimov P.Ya., Anisimova I.V., Lebedev V.I., Enjin G., Erdenejargal Ch., Plotkina Yu.V., Fedoseenko A.M., Yakovleva S.Z., 2012. Convergent boundaries and related igneous and metamorphic complexes in caledonides of Central Asia. Geotectonics 46 (1), 16-36. https://doi.org/ 10.1134/S0016852112010037.

Letnikov F.A., Khalilov V.A., Savelyeva V.B., 1990. The isotopic age of igneous rocks in Priol'khonie. Doklady ANSSSR 313 (1), 171-174 (in Russian) [Летников Ф.А., Халилов В.А., Савельева В.Б. Изотопный возраст магматических пород Приольхонья // Доклады АН СССР. 1990. Т. 313. № 1. С. 171-174].

Li X.C., Yu J.H., Sang L.Q., Luo L., Zhu G.R., 2009. Granulite facies metamorphism of the Olkhon terrane in southern Siberian craton and tectonic significance. Acta Petrologica Sinica 12, 3346-3356.

Litvinovsky B.A., Zanvilevich A.N., Lyapunov S.M., Bindeman I.N., Davis A.M., Kalmanovich M.A., 1995. Model of composite basite-granitoid dike generation (Shaluta pluton, Transbaikalia). Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 36 (7), 3-22 (in Russian) [Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Ляпунов С.М., Биндеман И.Н., Дэвис А.М., Калманович М.А. Условия образования комбинированных базит-гранитных даек (Шалутинский массив, Забайкалье) // Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 7. C. 3-22].

Makrygina V.A., Petrova Z.I., 1996. Geochemistry of migmatites and granitoids of Priol'khon'e and Ol'khon Island, Baikal region. Geochemistry International 34 (7), 574-585.

Makrygina V.A., Petrova Z.I., Koneva A.A., 1993. Geochemistry of basic schists in the Olkhon area and on Olkhon Island, West Baikal Region. Geochemistry International 30 (1), 1-6 [Макрыгина В.А., Петрова З.И., Конева А.А. Геохимия основных кристаллических сланцев Приольхонья и о-ва Ольхон (Западное Прибайкалье) // Геохимия. 1992. № 6. С. 771-786].

Makrygina V.A., Petrova Z.I., Koneva A.A., Suvorova L.F., 2008. Composition, P-T parameters, and metasomatic transformations of mafic schists of the Svyatoi Nos Peninsula, Eastern Baikal area. Geochemistry International 46 (2), 140-155. https://doi.org/10.1134/S0016702908020043.

Martynov Yu.A., Golozubov V.V., KhanchukA.I., 2016. Mantle diapirism at convergent boundaries (Sea of Japan). Russian Geology and Geophysics 57 (5), 745-755. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2015.09.016.

Martynov Y.A., Khanchuk A.I., 2013. Cenozoic volcanism of the eastern Sikhote Alin: Petrological studies and outlooks. Petrology 21 (1), 85-99. https://doi.org/10.1134/S0869591113010049.

Mekhonoshin A.S., Kolotilina T.B., Bukharov A.A., Goregliad A.V., 2001. Mafic intrusive complexes of Priol'khonie (Western Baikal region). In: Petrology of igneous and metamorphic complexes. Proceedings of the scientific conference. Tomsk, p. 165-170 (in Russian) [Мехоношин А.С., Колотилина Т.Б., Бухаров А.А., Горегляд А.В. Базито-вые интрузивные комплексы Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Материалы совещания. Томск, 2001. С. 165-170].

Mekhonoshin A.S., Kolotilina T.B., OrsoevD.A., VladimirovA.G., Travin A.V., Khromykh S.V., Yudin D.S., 2005. Indicator role of basic-ultrabasic complexes for the geodynamic interpretation of the tectonic blocks at the southern margin of the Siberian craton. In: Geodynamic evolution of the lithosphere of the Central Asian mobile belt (from ocean to continent). Issue 3. Institute of Earth's Crust, Irkutsk, vol. 2, p. 49-52 (in Russian) [Мехоношин А.С., Колотилина Т.Б., Орсоев Д.А., Владимиров А.Г., Травин А.В., Хромых С.В., Юдин Д.С. Индикаторная роль базит-ультрабазитовых комплексов в интерпретации геодинамической природы тектонических блоков южного обрамления Сибирского кратона // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Вып. 3. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2005. Т. 2. С. 49-52].

Mekhonoshin A.S., Vladimirov A.G., Vladimirov V.G., Volkova N.I., Kolotilina T.B., Mikheev E.I., Travin A.V., Yudin D.S., Khlestov V.V., Khromykh S.V., 2013. Restitic ultramafic rocks in the Early Caledonian collisional system of western Cisbaikalia. Russian Geology and Geophysics 54 (10), 1219-1235. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2013.09.007.

Melnikov A.I., 2011. Structural Evolution of Metamorphic Complexes of Precambrian Crystalline Shields. Geo, Novosibirsk, 288 p. (in Russian) [Мельников А.И. Структурная эволюция метаморфических комплексов древних щитов. Новосибирск: Гео, 2011. 288 с.]

Menand Т., 2008. The mechanics and dynamics of sills in layered elastic rocks and their implications for the growth of laccoliths and other igneous complexes. Earth and Planetary Science Letters 267 (1-2), 93-99. https://doi.org/10. 1016/j.epsl.2007.11.043.

Mullen E.D., 1983. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters 62 (1), 53-62. https://doi.org/10.1016/0012-821X(83)90070-5.

Nimis P., 1995. A clinopyroxene geobarometer for basaltic systems based on crystal-structure modeling. Contributions to Mineralogy and Petrology 121 (2), 115-125. https://doi.org/10.1007/s004100050093.

Panin V.E., Panin L.E., 2004. Scale levels of homeostasis in deformable solids. Physical Mesomechanics 7 (3-4), 5-20 [Панин В.Е., Панин Л.Е. Масштабные уровни гомеостаза в деформируемом твердом теле // Физическая мезомеханика. 2004. Т. 7. № 4. С. 5-23].

Pearce J.A., 1982. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: R.S. Thorpe (Ed.), Andesites. Wiley, Chichester, p. 525-548.

Polyansky O.P., Babichev A.V., Sukhorukov V.P., Zinoviev S.V., Reverdatto V.V., 2015. A thermotectonic numerical model of collisional metamorphism in the Mongolian Altai. Doklady Earth Sciences 465 (1), 1164-1167. https://doi.org/ 10.1134/S1028334X15110124.

Polyansky O.P., Reverdatto V.V., BabichevA.V., Sverdlova V.G., 2016. The mechanism of magma ascent through the solid lithosphere and relation between mantle and crustal diapirism: numerical modeling and natural examples. Russian Geology and Geophysics 57 (6), 843-857. https://doi.org/10.1016/j.rgg.2016.05.002.

Rosen O.M., Fedorovsky V.S., 2001. Collision granitoids and the Earth's crust layering (examples for Cenozoic, Paleozoic and Proterozoic collision systems). Nauchnyi Mir, Moscow, 188 p. (in Russian) [Розен О.М., Федоровский В.С. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем). М.: Научный мир, 2001. 188 с.].

Sharapov V.N., Romensky E.I., Dorovsky V.N., 1994. Hydrodynamics of basic melt intrusion in stratified complexes of the Earth's crust. Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 35 (3), 20-28 (in Russian) [Шарапов В.Н., Роменский Е.И., Доровский В.Н. Гидрогеодинамика интрузии базитового расплава в стратифицированные толщи земной коры // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 3. С. 20-28].

Sklyarov E.V., Fedorovskii V.S., 2006. Magma mingling: Tectonic and geodynamic implications. Geotectonics 40 (2), 120-134. https://doi.org/10.1134/S001685210602004X.

Sklyarov E.V., Fedorovskii V.S., Gladkochub D.P., Vladimirov A.G., 2001. Synmetamorphic basic dikes as indicators of collision structure collapse in the Western Baikal region. Doklady Earth Sciences 381 (9), 1028-1033.

Sukhorukov V.P., Travin A.V., Fedorovsky V.S., Yudin D.S., 2005. The age of shear deformations in the Ol'khon region, western Cisbaikalia (from results of 40Ar/39Ar dating). Geologiya i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 46 (5), 579-583.

Taylor S.R., McLennan S.M., 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Blackwell, Oxford, 312 p.

Travin A.V., 2016a. Thermochronology of Early Paleozoic collisional and subduction-collisional structures of Central Asia. Russian Geology and Geophysics 57 (3), 434-450. https://doi.org/10.1016Zj.rgg.2016.03.006.

Travin A.V., 2016b. Thermochronology of Subduction-Collision and Collision Events in Central Asia. DSc thesis (geology). Novosibirsk, 278 p. (in Russian) [Травин А.В. Термохронология субдукционно-коллизионных, коллизионных событий Центральной Азии: Дис. ... докт. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2016. 278 с.].

Travin A.V., Yudin D.S., Vladimirov A.G., Khromykh S.V., Volkova N.I., Mekhonoshin A.S., Kolotilina T.B., 2009. Thermo-chronology of the Chernorud granulite zone, Ol'khon region, Western Baikal area. Geochemistry International 47 (11), 1107-1124. https://doi.org/10.1134/S0016702909110068.

TychkovS.A., VladimirovA.G., 1997. Model of break-off of the subducted oceanic lithosphere in the Indo-Eurasian collision zone. Transactions (Doklady) of the Russian Academy of Sciences 354 (4), 515-518.

Vladimirov A.G., Balykin P.A., Phan Luu Anh, Kruk N.N., Ngo Thi Phuong, Travin A.V., Tran Trong Hoa, Annikova I.Yu., Kuybida M.L., Borodina E.V., Karmysheva I.V., Bui An Nien, 2012. The Khao Que-Tam Tao gabbro-granite massif, Northern Vietnam: A petrological indicator of the Emeishan plume. Russian Journal of Pacific Geology 6 (5), 395-411. https://doi.org/10.1134/S1819714012050065.

VladimirovA.G., Fedorovsky V.S., Khromykh S.V., Dokukina K.A., 2004. Synmetamorphic stress-granites in deep levels of the Early Caledonian collisional system in the Western Baikal region. Doklady Earth Sciences 397 (6), 771-777.

Vladimirov A.G., Izokh A.E., Polyakov G.V., Babin G.A., Kruk N.N., Khlestov V.V., Khromykh S.V., Travin A.V., Yudin D.S., Shelepaev R.A., Karmysheva I.V., Mikheev E.I., 2013. Gabbro-granite intrusive series and their indicator importance for geodynamic reconstructions. Petrology 21 (2), 158-180. https://doi.org/10.1134/S0869591113020070.

Vladimirov A., Khromykh S., Mekhonoshin А., Volkova N., Travin А., Mikheev E., Vladimirova A., 2016а. The main features of the interaction of mantle magmas with granulite complexes of the lower crust and their relationship with granitic melts (exemplified by the Early Caledonides of the West Baikal region, Russia). Geophysical Research Abstracts 18, EGU2016-14465-2 (EGU General Assembly 2016). Available from: http://meetingorganizer. copernicus.org/EGU2016/EGU2016-14465-2.pdf.

VladimirovA.G., Khromykh S.V., Mekhonoshin A.S., Volkova N.I., Travin A.V., Yudin D.S., Kruk N.N., 2008. U-Pb dating and Sm-Nd systematics of igneous rocks in the Ol'khon region (Western Baikal coast). Doklady Earth Sciences 423 (2), 1372-1375. https://doi.org/10.1134/S1028334X08090092.

Vladimirov A.G., Kruk N.N., Rudnev S.N., Khromykh S.V., 2003. Geodynamics and granitoid magmatism of collisional orogens. Geologia i Geofizika (Russian Geology and Geophysics) 44 (12), 1321-1338.

Vladimirov A.G., Mekhonoshin А.S., Davydenko Yu.A, Khlestov V.V., Volkova N.I., Khromykh S.V., MikheevE.I., 2016b. Dynamics of basic-ultrabasic injections at the deep levels of accretion-collision system (Ol'khon region, lake Baikal). In: Petrology of magmatic and metamorphic complexes. Issue 8. CSTI Publishing House, Tomsk, p. 47-53. (in Russian) [Владимиров А.Г., Мехоношин А.С., Давыденко Ю.А., Хлестов В.В., Волкова Н.И., Хромых С.В., Михеев Е.И. Динамика внедрения базит-ультрабазитовых тел на глубинных уровнях аккреционно-коллизионных систем (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье) // Петрология магматических и метаморфических формаций. Вып. 8. Томск: ЦНТИ, 2016. С. 47-53.]

Vladimirov A.G., Mekhonoshin A.S., Volkova N.I., Khromykh S.V., Travin A.V., Yudin D.S., 2006. Metamorphism and magmatism of the Chernorud Zone of the Olkhon region, West Pribaikalie. In: Geodynamic evolution of the lithosphere of the Central Asian mobile belt (from ocean to continent). Issue 4. Institute of Earth's Crust SB RAS, Irkutsk, vol. 1, p. 57-61 (in Russian) [Владимиров А.Г., Мехоношин А.С., Волкова Н.И., Хромых С.В., Травин А.В., Юдин Д.С. Метаморфизм и магматизм Чернорудской зоны Ольхонского региона, Западное Прибайкалье // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Вып. 4. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2006. Т. 1. С. 57-61].

Vladimirov A.G., Vladimirov V.G., Volkova N.I., Mekhonoshin A.S., Babin G.A., Travin A.V., Kolotilina T.B., Khromykh S.V., Yudin D.S., Karmysheva I.V., Korneva I.B., Mikheev E.I., 2011a. Importance of plume tectonics and strike-slip deformations of the lithosphere for Central Asia early caledonides evolution. Izvestiya Sibirskogo otdeleniya Sektsii nauk o Zemle RAEN. Geologiya, poiski i razvedka rudnykh mestorozhdeniy (1), 105-119 (in Russian) [Владимиров А.Г., Владимиров В.Г., Волкова Н.И., Мехоношин А.С., Бабин Г.А., Травин А.В., Колотилина Т.Б., Хромых С.В., Юдин Д.С., Кармышева И.В., Корнева И.Б., Михеев Е.И. Роль плюм-тектоники и сдвигово-раздвиговых деформаций литосферы в эволюции ранних каледонид Центральной Азии // Известия Сибирского отделения Секции наук о Земле РАЕН. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. 2011. № 1. С. 105-119].

Vladimirov A.G., Volkova N.I., Travin A.V., Vladimirov V.G., Khromykh S.V., Yudin D.S., Mekhonoshin A.S., Kolotilina T.B., 2011b. The geodynamic model of formation of Early Caledonides in the Olkhon region (West Pribaikalie). Doklady Earth Sciences 436 (2), 203-209. https://doi.org/10.1134/S1028334X10901234.

Vladimirov V.G., Vladimirov A.G., Gibsher A.S., Travin A.V., Rudnev S.N., Shemelina I.V., Barabash N.V., Savinykh Ya.V., 2005. Model of the tectonometamorphic evolution for the Sangilen block (Southeastern Tuva, Central Asia) as a reflection of the early Caledonian accretion-collision tectogenesis. Doklady Earth Scinces 405 (8), 1159-1165.

Volkova N.I., Travin A.V., Yudin D.S., Khromykh S.V., Mekhonoshin A.S., Vladimirov A.G., 2008. The 40Ar/39Ar dating of metamorphic rocks of the Ol'khon region (Western Baikal region). Doklady Earth Sciences 420 (1), 686-689. https://doi.org/10.1134/S1028334X08040363.

Volkova N.I., Vladimirov A.G., Travin A.V., Mekhonoshin A.S., Khromykh S.V., Yudin D.S., RudnevS.N., 2010. U-Pb isotopic dating of zircons (SHRIMP-II) from granulites of the Ol'khon region of Western Baikal area. Doklady Earth Sciences 432 (2), 821-824. https://doi.org/10.1134/S1028334X10060243.

Wiebe R.A., 1973. Relations between coexisting basaltic and granitic magmas in a composite dike. American Journal of Science 273 (2), 130-151. https://doi.org/10.2475/ajs.273.2.130.

Xu Y., Wei X., Luo Z., Liu H., Cao J., 2014. The Early Permian Tarim Large Igneous Province: Main characteristics and a plume incubation model. Lithos 204, 20-35. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.02.015.

Yarmolyuk V.V., KozlovskyA.M., Kuzmin M.I., 2013. Late Paleozoic - Early Mesozoic within-plate magmatism in North Asia: traps, rifts, giant batholiths, and the geodynamics of their origin. Petrology 21 (2), 101-126. https://doi.org/ 10.1134/S0869591113010062.

Yarmolyuk V.V., Kuzmin M.I., Ernst R.E., 2014. Intraplate geodynamics and magmatism in the evolution of the Central Asian orogenic belt. Journal of Asian Earth Sciences 93, 158-179. https://doi.org/10.1016Zj.jseaes.2014.07.004.

Yin A., Harrison M., 1996. The Tectonic Evolution of Asia (World and Regional Geology). Cambridge University Press, Cambridge, 710 p.

Yudin D.S., 2008. Thermochronological model of the Early Caledonides of Ol'khon region (West Baikal region). Author's PhD thesis (Geology and Mineralogy). Novosibirsk, 16 p. (in Russian) [Юдин Д.С. Термохронологическая модель ранних каледонид Ольхонского региона (Западное Прибайкалье): Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2008. 16 c.].

Владимиров Александр Геннадьевич, докт. геол.-мин. наук, г.н.с., профессор Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия Новосибирский государственный университет

630090, Новосибирск, ул. Пирогова, 2, Россия Томский государственный университет

634050, Томск, просп. Ленина, 50, Россия e-mail: vladimir@igm.nsc.ru

Vladimirov, Aleksander G., Doctor of Geology and Mineralogy, Chief Researcher, Professor V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS

3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia Novosibirsk State University

2 Pirogov street, Novosibirsk 630090, Russia Tomsk State University

50 Lenin ave, Tomsk 634050, Russia e-mail: vladimir@igm.nsc.ru

Мехоношин Алексей Сергеевич, канд. геол.-мин. наук Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН

664033, Иркутск, ул. Фаворского, 1А, Россия Иркутский национальный исследовательский технический университет

664074, Иркутск, ул. Лермонтова 83, Россия e-mail: mekhonos@igc.irk.ru

Mekhonoshin, Aleksei S., Candidate of Geology and Mineralogy A.P. Vinogradov Institute of Geochemistry, Siberian Branch of RAS

1A Favorsky street, Irkutsk 664033, Russia Irkutsk National Research Technical University 83 Lermontov street, Irkutsk 664074, Russia e-mail: mekhonos@igc.irk.ru

Хромых Сергей Владимирович, канд. геол.-мин. наук, с.н.с. Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия Новосибирский государственный университет

630090, Новосибирск, ул. Пирогова, 2, Россия e-mail: serkhrom@mail.ru

Khromykh, Sergei V., Candidate of Geology and Mineralogy, Senior Researcher V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS

3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia Novosibirsk State University

2 Pirogov street, Novosibirsk 630090, Russia e-mail: serkhrom@mail.ru

Михеев Евгений Игоревич

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия Новосибирский государственный университет

630090, Новосибирск, ул. Пирогова, 2, Россия Томский государственный университет

634050, Томск, просп. Ленина, 50, Россия e-mail: mikheev@igm.nsc.ru

Mikheev, Evgenii I.

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS

3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia Novosibirsk State University

2 Pirogov street, Novosibirsk 630090, Russia Tomsk State University

50 Lenin ave, Tomsk 634050, Russia e-mail: mikheev@igm.nsc.ru

Травин Алексей Валентинович, докт. геол.-мин. наук Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия Новосибирский государственный университет

630090, Новосибирск, ул. Пирогова, 2, Россия Томский государственный университет

634050, Томск, просп. Ленина, 50, Россия e-mail: travin@igm.nsc.ru

Travin, Aleksei V., Doctor of Geology and Mineralogy

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS

3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia Novosibirsk State University

2 Pirogov street, Novosibirsk 630090, Russia Tomsk State University

50 Lenin ave, Tomsk 634050, Russia e-mail: travin@igm.nsc.ru

Волкова Нина Ивановна, канд. геол.-мин. наук Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия Новосибирский государственный университет

630090, Новосибирск, ул. Пирогова, 2, Россия Томский государственный университет

634050, Томск, просп. Ленина, 50, Россия e-mail: nvolkova@igm.nsc.ru

Volkova, Nina I., Candidate of Geology and Mineralogy

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS

3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia Novosibirsk State University

2 Pirogov street, Novosibirsk 630090, Russia Tomsk State University

50 Lenin ave, Tomsk 634050, Russia e-mail: nvolkova@igm.nsc.ru

Колотилина Татьяна Борисовна, канд. геол.-мин. наук Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН

664033, Иркутск, ул. Фаворского, 1А, Россия Иркутский национальный исследовательский технический университет

664074, Иркутск, ул. Лермонтова 83, Россия e-mail: tak@igc.irk.ru

Kolotilina, Tatiana B., Candidate of Geology and Mineralogy A.P. Vinogradov Institute of Geochemistry, Siberian Branch of RAS

1A Favorsky street, Irkutsk 664033, Russia Irkutsk National Research Technical University 83 Lermontov street, Irkutsk 664074, Russia e-mail: tak@igc.irk.ru

Давыденко Юрий Александрович, канд. техн. наук Иркутский национальный исследовательский технический университет 664074, Иркутск, ул. Лермонтова 83, Россия e-mail: davidenkoya@gmail.com

Davydenko, Yury A., Candidate of Technical Sciences Irkutsk National Research Technical University 83 Lermontov street, Irkutsk 664074, Russia e-mail: davidenkoya@gmail.com

Бородина Евгения Викторовна, канд. геол.-мин. наук Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН 630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия e-mail: borev@igm.nsc.ru

Borodina, Evgeniya V., Candidate of Geology and Mineralogy V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS 3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia e-mail: borev@igm.nsc.ru

Хлестов Владимир Всильевич, канд. геол.-мин. наук Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН

630090, Новосибирск, просп. Академика Коптюга, 3, Россия Новосибирский государственный университет

630090, Новосибирск, ул. Пирогова, 2, Россия e-mail: vladkhl@mail.ru

khlestov, Vladimir V., Candidate of Geology and Mineralogy

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of RAS

3 Academician Koptyug ave, Novosibirsk 630090, Russia Novosibirsk State University

2 Pirogov street, Novosibirsk 630090, Russia e-mail: vladkhl@mail.ru