Реферат: Эволюция магматизма в зоне сочленения гранит зеленокаменных и гранулит-гнейсовых областей, Восточные Саяны, Сибирь - текст реферата. Скачать бесплатно.
Банк рефератов, курсовых и дипломных работ. Много и бесплатно. # | Правила оформления работ | Добавить в избранное
 
 
   
Меню Меню Меню Меню Меню
   
Napishem.com Napishem.com Napishem.com

Реферат

Эволюция магматизма в зоне сочленения гранит зеленокаменных и гранулит-гнейсовых областей, Восточные Саяны, Сибирь

Банк рефератов / Геология и геодезия

Рубрики  Рубрики реферат банка

закрыть
Категория: Реферат
Язык реферата: Русский
Дата добавления:   
 
Скачать
Архив Zip, 69 kb, скачать бесплатно
Заказать
Узнать стоимость написания уникального реферата

Узнайте стоимость написания уникальной работы

Эволюция магматизма в зоне сочленения гранит-зеленокаменных и грану лит-гнейсовых областей , Восточные Саяны , Сибирь Содержан ие · Аннотация · Введение · Методика исследований · Фактический материал · Обсуждение результатов · Выводы · Литература Аннотация В строении коры юга фундамента Сибирской платформы участвуют тоналит-тронд ьемитовый комплекс основания , высокометаморфизованные породы китойской серии , породы Онотского зеленокаменного пояса , ультраметаморфические породы ; арбанский комплекс габброидов и ильчирский метагипербазитов , породы постультраметам о рфического этапа , метасоматиты зон глубин ных разломов . На раннеархейском этапе существ овала как континентальная сиалическая тоналит-тро ндьемитовая кора , так и океаническая - базальто вая . Породы Онотского зеленокаменного пояса п риурочены к троговым линейны м (палео рифтовым ) областям распространения ранней сиаличе ской тоналит-трондьемитовой коры . В нижней его части преобладают известково-щелочные бимодальны е серии , в средних - карбонатные фации , а в верхних - терригенные и флишевые ассоциаци и . Процессы ультра м етаморфических и постультраметаморфических аллохимических преобразован ий приводят к существенному изменению субстра та . К зонам сочленения Прибайкальской гранули т-гнейсовой и Восточно-Саянской гранит-зеленокаменной области приурочено распространение рапаки в иподобных гранитоидов шумихинского к омплекса , близких по петрогеохимическим характери стикам к гранитоидам приморского комплекса За падного Прибайкалья . Субсогласное линейное распро странение пород Онотского пояса , ультраметаморфич еского и постультраметаморф и ческого э тапа , гранитоидов шумихинского комплекса и ме тасоматитов зон глубинных разломов свидетельству ет о продолжительной их связи с мантийным и источниками . Введение Гранит-зеленокаменные и гранулит-гнейсовые области относятся к ос новным ге оструктурным элементам докембрийско й континентальной коры и установление взаимоо тношений между этими низко - и высокометаморфи зованными образованиями является фундаментальной проблемой современной геологии . Основная цель этого исследования - выявить общие з акономерности проявления и эволюции проце ссов петрогенезиса в зоне сочленения Восточно -Саянской гранит-зеленокаменной области (на примере самого крупного Онотского зеленокаменного по яса ) с высокометаморфизованными породами шарыжалг айского комплекса Прибай к альской гран улит-гнейсовой области в южном краевом выступ е фундамента Сибирской платформы (междуречье Китоя , Б . и М . Белой , Онота и Тагны в Ю-В Присаянье ). Ранее нами было обнаружено широкое ра спространение здесь тоналит-трондъемитовых породных ассоциаций [ Сандимирова и др., 1992 ], проведены геохронологичес кие и изотопные исследования [ Левицк ий и др., 1995 ; Сандимирова и др ., 1992 , 1993 ], определен состав пород комплек са основания и некоторых разновидностей Оно тского ЗП [ Мехоношин, 1999 ; Ножкин и др., 1995 и др .]. Установлены природа и петрогеохимические особенно сти оруденения Онотского месторождения [ Левицкий, 1994 ], а также принадлежность гранито в шумихинского комплекса к рапакивиподобным г ранитам [ Левицкий и др., 1997а , 1997б ]. Эта работа обобщает все ранние и новые сведения по геологии , геохронологии , петрологии и геохимии региона . Методика иссле дований Методической осново й работ являлось исследование пород различног о генезиса с четкими взаимоотношен иями между собой и особенностей их геолого-петро логической и минералого-геохимической эволюции . В результате выделены следующие ассоциации пор од : 1) магматические ; 2) метаморфического этапа , испыта вшие изохимические преобразования ; 3) ультраметаморфиче ско г о этапа , представленные в алюм осиликатном субстрате плагио - и калишпатовыми мигматитами и гранитоидами , а в мраморах - скарнами ; 4) метасоматические постультраметаморфического этапа (послемигматитовые метасоматиты по Глебовицкий , Бушмин [ 1983 ] и зон глубинных разломов . П остультраметаморфические породы развиваю тся при понижении температуры и соответственно вы деляются температурные подклассы , которые в э той работе не рассматриваются . Для выявления эволюции и особенностей петрогенезиса в Институте геохимии СО РАН выполнены геохронологические (Rb-Sr изохронный мет од , аналитики Г. П. Сандимирова , Ю. А. Пахольченко ) и аналитические исследования : рентгено-флюоресцен тный метод (петрогенные элементы , Ba, Sr, Zr, аналитики Т. Н. Гуничева и А. Л. Финкельштейн ); атомно-абсорбционны м метод (Li, Rb, Cs, аналитик Д. Я. Орлов а ); коли чественный спектральный метод (La, Ce, Nb, Yb, Y, Co, Ni, Cr, V, Sc, Zr, Sn, Mo, Zn, Pb, B, Ge, Zr, Ag, Ba, Sr, F, B, Be, аналитики Е. В. Смирнова , Л. Н. Одарее ва , А. И. Кузнецова , С. К. Ярошенко , Л. Л. Петров ); сцинтилл яционный метод (Au, Pd, анал и тик C. И. Прокопчу к ). В работе использованы анализы РЗЭ , выпо лненные методом предварительного обогащения проб и количественного спектрального анализа в Институте геохимии СО РАН (аналитики Л. И. Чу вашова и Е. В. Смирнова ) и инструментальным нейт ронно-акти в ационным методом в Институ те геологии и геофизики СО РАН (аналитик В. А. Бобров ; [ Ножкин и др., 1995 ]). Методика геохронологических исследований . Химическая подготов ка образцов для изотопного анализа проводилас ь из одной навески и включала разложение смесью (HF+HNO 3 +HClO 4 ) и две стадии раз деления Rb и Sr методом ионообменной хрома тографии с использованием катионита фирм BiORad AG 50 W 8 (200-400 меш ) в H+ форме . Измерения изотопного сос тава выполнялись на масс-спектрометре МИ 1201Т в комплекте с ПРМ -2 и микроЭВМ "Искра -1256'' в режиме одноленточного источника . В целя х повышения ионизирующего эффекта и стабилиза ции ионного пучка при нанесении пробы на ленточку источника ис п ользовали активатор на основе Ta 2 O 5 nH 2 O в виде суспензии в кислотах (HF+HNO 3 +H 3 PO 4 ) в отношении 1:1:1 [ Т аусон и др., 1983 ]. Определение концентраций рубидия выполнялось ме тодом изотопного разбавления , а стронция - методом двойного изотопного разбавления . Правильность изотопного анализа оцен ивали с помощью стандартных образцов SRM-987, ВНИИМ -Sr, ИСГ -1 (гранит ). Расчеты параметров изохрон : значения Rb/Sr возраста и первичных отнош ений ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 проводились с использованием программы Isoplot [ York, 1966 ] и полиномиального метода по моделям [ McIntyre et al., 1966 ] с учетом ошибок ( 2 я ) по обеим координатным осям (для отношения 87 Rb/ 86 Sr - 0,5% и 87 Sr/ 86 Sr - 0,05%). Методы аналитических исследований . Нижние пределы обнаружения петрогенных элементов составляют (%) Si, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, P, Na, K - 0,01; а редких элементов (г /т ): Zr, Ba, Sr, Zn - 5-10; Li, Rb, Cs, Pb - 0,5-1; La, Ce, Nb, Yb, Y прямым количественным спектра льным методом - 0,1-15, спектрохимическим с предваритель ным обогащением методом и инструментальным не йтронно-активационным методами - 0,01-1; Co, Ni, V, Sc - 1; Cr - 3; Cu - 5; Sn, Ge - 0,8; B - 1-5; F - 100; Be - 0,05; Mo - 0,3; Ta, Nb, Hf (спектрохимическим с предварительны м обогащением ) - 0,01-1; Ag - 0,01; Au, Pd - 0,0001. Методики анализов изложен ы ранее [ Смирнова , Конусова, 1982 ; Эмиссионный спектра льный анализ, 1976 ; Finkelshtein and Afonin, 1996 и др .]. Контроль правильности результатов определения петрогенных и редких элементов осуществлялся с помощью международны х и государственных стандартов BCR, СТ -1А , СГД -1А , AGV-1, G- 2, CM, СГ -1А , СГ -2, СИ -1, BM, ТВ , КН , GXR 1-5 и других , а также повторными анализами концентраций одних и тех же элементов в выборочных пробах разными методами , в ра зных лабораториях и разных учреждениях . Сопос тавление результатов определений петрогенных, редких и редкоземельных элементов проводи лось неоднократно и показало хорошую сходимос ть [ Левицкий, 2000 ; Петрова, 1990 ]. Представительность проб и высо кая надежность аналитических данных позволили получить достоверные геохимические характеристики исследованных пород . Фактический ма териал Основными геострукт урными элементами коры в южном краевом Ша рыжалгайском выступе фундамента Сибирской платфо рмы являются Прибайкальская гранулит-гнейсовая об ласть (ПрГГО ) и Восточно-Саянская гранит- зел енокаменная область (ВСГЗО ). В целом , для зо ны сочленения высоко и низкометаморфизованных областей характерно как блоковое , так и в некоторых случаях чешуйчато-надвиговое строен ие , что отмечалось предыдущими исследователями [ Шафеев и др., 1981 ]. Контакты между различными стра тиграфическими подразделениям и и комплексами , как правило , тектонические с залеганием ассоциаций с повышенными Т-Р параметрами на более низкометаморфизованных образованиях . Рис . 1 Прибайкальская гранулит-гнейсовая область ранее в виде отдельного геоструктурног о элемента докембрийской коры не выделялась . В ее состав нами включаются выходы пород гранулитовой фации в Иркутном , Жидо йском , Китойском , Булунском [ Грабкин , Мельников, 1980 ; Левицкий, 2000 и др .] и других блоках Пр исаянского краевого выступа фундамента Сибирской платформы ( рис. 1 ). Породы шарыжалгайской серии преобладают в Иркутном и Жидойском блоках , в полосе от р. Китой до побережья оз . Байкал межд у пос . Култук и портом Байкал . Этому уч астку посвящено большое количество работ [ Г рабкин , Мельников, 1980 ; Петрова, 1990 ; Петрова , Левицкий, 1984 ; Эволюция земной коры..., 1988 и др .]. Возраст раннего метам орфизма , полученный в лабораториях Институтов геох имии и земной коры СО РАН в разные годы Rb-Sr изохронным методом по основны м двупироксеновым сланцам , колеблется от 3,72 0,3 до 3,1 мл рд . лет [ Мельников, 1991 ; Мехоношин и др., 1987 ; Сандимирова и др ., 1979 ; Gornova and Petrova, 1999 и др .]. Выполненные прецизионные определения возраста по цирконам , а также Rb/Sr, Nd/Sm данные [ Бибикова и др., 1990 ; Aftalion et al., 1991 ] показали широкий спектр значен ий : от 2,84 0,72 до 1,8 0,30 млрд лет . Однако все они относ ятся к породам ультраметаморфического эта па , да и к тому же в последней ста тье анализировались измененные породы , а перв ичные аналитические материалы не приведены . Рис . 2 Рис . 3 Ме таморфические породы китойской серии развитые в Булунском и Китойском блоках ( рис. 1 , 2 ) представлены умеренноглиноземистыми с биотитом , амфиболом , пироксеном , гранатом и высокоглиноземистыми с силлиманитом , кордиерито м , биотитом , гранатом плагиогнейса ми , двупи роксеновыми плагиосланцами и плагиогнейсами (иног да с гранатом ), метагаббро-анортозитами , доломитовы ми и кальцитовыми мраморами , реже силлиманит-б иотитовыми кварцитогнейсами и мономинеральными к варцитами . Состав пород приведен в табл. 1 , а спектры РЗЭ - на рис. 3в. Возраст плагиогнейсов кит ойской серии составляет 2827 180 млрд лет при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 0,7055 20. Породы ультраметаморфического этапа занимают секущее положен ие относительно образований метаморфического эта па , содержат их реликты , постоянно наблюдаются переходы от неизмененных ранних парагенезисо в через плагиомигматиты , калишпатовые и тенев ые калишпатовые мигматиты к автохтонным и аллохтонным гранитам . Состав пород ульт раметаморфического этапа приведен в табл. 2 . По сравнению с субстр атом они характеризуются меньшими содержаниями железа , CaO, MgO, Li, F, элементов группы железа , Yb и боль шими SiO 2 , K 2 O, Rb, Ba, легких РЗЭ , Zr, Pb ( табл. 2 , рис. 3в ). Для различных типов мигматитов , автохтонных и аллохтонных гранитоидов китойской серии была получена серия изохрон с возрастами от 2,6 до 2,2 млрд лет [ Сандимирова и др., 1993 ]. Породы постультраметаморфического э тапа представлены главным образом амфиболовыми и в меньшей степени , скаполито выми , биотитовыми , эпидот -, цоизитсодержащими параг енезисами . Они слагают тела неправильной и жильной фо рмы , часто приурочены к к онтактам контрастных сред и обычно трассируют зоны интенсивных тектонических нарушений . Восточно-Саянская гранит-зеленокаменная область (ВСГЗО ) по тектоничес ким зонам граничит с ПрГГО . Обнаружение пл агиогранитов с возрастом 3,25 м лрд лет по р. Онот [ Бибикова и др., 1982 ] впервые позво лило поставит ь вопрос о широком распространении в реги оне тоналит-трондьемитовых ассоциаций и зеленокам енных поясов . Позже по структурно-геологическим данным был выделен Восточно-Саянский суперпояс [ Эволюция земной коры..., 1988 ]. В последние годы стали гов орить о Восточно-Саянской гранит-зеленока менно й области [ Ножкин и др., 1995 ]. По комплексу ге олого-структ урных , геохронологических и петролого-геохимических данных в ее строении могут быть выделе ны : 1) породы инфраструктуры - древнейшие тоналит-тро ндьемитовые ассоциации комплекса основания ; 2) поро ды супраструктуры , образующие Онотский , Таргозойс к ий , Монкресский и другие протяжен ные ЗП , различающиеся набором и соотношением породных ассоциаций ( рис. 1 , 2 ). Серогнейсовый комплекс осн ования представлен метатоналитовыми биотит-амфиболовыми и биотитовыми плагиогнейсами с редкими линзовидными включениями амфиболитов . Выделяются ранние полосчатые трондьемиты (1 т ип ), образующие массивы размерами о т 1-5 до 20-28 км , которые прослеживаются от р . Онот до р. Савина и поздние , секущие тела м ассивных трондьемитов и тоналитов (2 тип ). Соста в пород приведен в табл. 3 . Возраст их формирования , полученный раннее по трондьемитам 1 и 2 тип а , составляет 3,711 0,26 млрд лет при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 0,698 0,001 [ Сандимирова и др., 1992 ], а по метатоналитовым плагиогне йсам и трондьем итам 1 типа - 3,113 0,0039 млрд лет при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 0,7004 0,0005 (данные авторов , в печати ). Детальны е петрографические и петрогеохимические характер истики тоналит-трондьемитовых ассоциаций приведены ранее [ Ножкин и др., 1995 ; Сандимирова и др ., 1992 ]. Плагиогнейсам и тро ндьемитам комплекса основания Онотского пояса , как и других регионов мира [ Трондьемиты , дациты..., 1983 ], присущи аномально низкие манти йные отношения ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 и положительные европиевые аном алии ( рис. 3а ). По региональным схемам магматизма и корреляции , тоналит-трондьемитовые ассоциации с калишпатом и без него соотве тствуют ранее выделенным плагиогранитам и пла гиогнейсам онотского комплекса ( рис. 2 ). Породы ультраметаморфического этапа в сер огнейсовом комплексе основания наблюдаются в виде с екущих жил , гнезд , зон и пред ставлены биотитовыми и амфибол-биотитовыми плагио калишпатовыми и калишпатовыми мигматитами , автохт онными , параавтохтонными , аллохтонными , как правило , лейкократовыми гранитами . Реже встречаются ж ильные , существенно плагиоклазо в ые (уч астками мономинеральные ) крупнозернистые и пегмат оидные породы - плагиоклазиты , а также калишпат овые или плагиоклазовые пегматиты . Размеры тел реликтовых тоналитовых блоков в мигматитах и гранитах составляют (1 3) - (100 1000) м . От исходных тоналит-тр ондьемитовых ассо циаций пород они отличаются повышенными содер жаниями SiO 2 , Al 2 O 3 , K 2 O, Rb, Ba, Cs, Zr, Pb, лег ких РЗЭ ( рис. 3а ) и пониженными - Fe, MgO, CaO, Li, Yb, Y, Cu, Cr, V, Ni, Co, Sc, в ряде случаев Na 2 O ( табл. 3 ). Для пород ультраметаморфического этапа ха рактерно присутствие как положительной , так и отрицательной Eu аномалии ( рис. 3 ). Возраст калишпатовых миг матитов и гранитоидов в пор одах компл екса основания и онотского зеленокаменного по яса составляет 2,237 млрд лет [ Санд имирова и др., 1993 ]. Породы Онотского зеленокам енного пояса (ЗП ), метаморфизованны е в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболит овой фаций , наблюдаются в виде полосы , ино гда выклинивающейся , только среди тона лит- трондьемитовых ассоциаций , залегающих в ПрГГО ( рис. 1 ). Пространственно , пояс совпадает с границами выделенного ранее Он отского грабена [ Шамес, 1962 ]. В ряде мест породы пояса перекрываются высокометаморфизованными породами ки тойской серии . В строении ЗП (снизу вверх ) выделяется бурухтуйская , малоиретская , камчадальская и с вита Соснового Байца ( рис. 2 ). В бурухтуйской свите отмечаются апобазальтоидные амфи болиты , амфиб ол-биотитовые сланцы , апориолитовые и апопелитовые гранат-биотитовые плагиогнейсы и плагиосланцы , кварциты , мраморизованные известняки . Малоиретская свита включает апориолитовые и аподацитовые биотитовые , биотит-гранатовые плагиогнейсы , апопе л итовые амфибол-биотитовые (иногда с гранатом ) и биотитовые микрогнейсы , апоандезит-базальтовые амфиболиты . В камчадаль ской свите распространены мраморы , среди кото рых над доломитовыми и кальцитовыми разностям и преобладают магнезитовые . Они пересл аив аются с амфиболитами , мономинеральными и желе зистыми кварцитами , амфиболовыми , гранат-амфиболовыми , биотитовыми , гранат-биотитовыми сланцами и гн ейсами . В свите Соснового Байца преобладают амфиболиты и биотит-гранатовые гнейсы , тонко перемежающиеся (фл и шеподобные ) с гем атит-магнетитовыми , гематитовыми , мономинеральными и силлиманитовыми кварцитами . Состав пород метамо рфического этапа приведен в табл. 4 , а спектры распределения РЗЭ на рис. 3б . Rb-Sr методом по амфиболита м (метабазальтоидам ), биотит-гранатовым гнейсам (мет ариолитам ) различных свит была получ ена серия изохрон с возрастами от 2,675 0,095 при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 0,701 до 2,786 0,059 млрд лет при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 0,702. Породы ультраметаморфического этапа содержат реликты метаморфических пород и п редставлены в гнейсах и амфиболитах плагиомиг матитами , к алишпатовыми и теневыми калишп атовыми мигматитами , гранитами , а также гранат- амфиболовыми с биотитом основными породами ; в доломитовых мраморах - пироксеновыми скарнами , в магнезитовых - скарнами с энстатитом , форс теритом и шпинелью ; в железистых кварцита х - гранат-кварц-амфиболовыми , пироксен-магнети товыми , феррисилит-амфибол-кварц-гранатовыми , куммингтонит-м агнетитовыми , феррисилитовыми метасоматитами . Химическ ий состав пород приведен в табл. 5 . Ультраметаморфические ассоци ации , развитые по алюмосиликатным породам , обо гащены SiO 2 , K 2 O, Na 2 O, Rb, Cs, Ba, Sr, B, Mo, Sn, легкими РЗЭ , Zr, Pb, Ag, Au и обеднены - жел езом , CaO, MgO, F, Yb, Y, Zn, Cu, Cr, V, Ni, Co, Sc. При замещении доломитовых и маг незитовых мраморов скарнами увеличиваются содерж ания SiO 2 , Al 2 O 3 , железа , щелочей и б ольшинства р едких элементов и уменьшаются CaO и (или ) MgO; в железистых кварцитах отмечается вынос SiO 2 , железа и концентри рование Al 2 O 3 , CaO, MgO, щелочей и большинства редких элементов ( табл. 4 , 5 , рис. 3б ). Породы постультраметаморфического этапа разв иваются в породах комплекса основания и в пределах ЗП . Тела их имеют удлиненно-линз овидную , овальную , субпластовую , гнездовую формы , с четким и слабо выра женным зональ ным строением . Характерно также площадное раз витие минералов в виде вкрапленнности . Наибол ьшим распространением пользуются апогабброидные и рассланцованные амфиболовые , биотит-амфиболовые , амфибол-гранат-кварцевые , биотит-плагиоклаз-гранат-ам ф иболовые , кварц-гранат-биотит-плагиоклаз-кварцевые и кварц-гранатовые (часто с дистеном ), существенн о биотитовые (со ставролитом , гранатом , амфибол ом , плагиоклазом ), кварц-плагиоклаз-амфиболовые , аподолом итовые кварц-гематит-амфибол-графитовые , ап огнейсовые гранат-плагиклаз-ставролит-дистен-биотит-кварцевые , цоизит-эпидот-амфибол-плагиоклазовые , мусковит-биотит-плагиок лаз-кварцевые , карбонатсодержащие (с гранатом , хлор итом , амфиболом ) метасоматиты . Часть из них относится к высокобарическому киан ит-силлим анитовому типу . Спецификой их состава являютс я повышенные относительно субстрата содержания K 2 O, MnO, Li, B, Be, Sn, Mo, F, Zr, Ag, Au, Pd ( табл. 6 ). Для биотит-гранат-кварц-плагио клазовых с силлиманитом , ставролитом , мусковитом метасоматитов постультраметаморфического этапа был и получены изохрон ы в интервале от 1,994 0,012 млрд лет при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 0,709 0,0007 до 2,117 0,0145 млрд лет при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 0,717 0,0008. По-видимому , к этому же этапу и временному периоду следует отнести формиров ание высокобарических пород в Арбанском масси ве [ Шарков и др., 1996 ]. Арбанский комплекс габбро идов и ильчирский мет агипербазитов представлены рядом массивов , размерами от нескольких до сотен метров (редко десятков километров ), размещенных в породах ко мплекса основания , китойской серии и всех свит Онотского ЗП . Химические составы их п ород приведены в табл. 7 (выб. 1-2). Судя по тому , что габброиды и гипербазиты не подв ержены ультраметаморфическим преобразованиям , но сами интенсивно замещаются постультраметаморф ическими ассоциациями , их формирование могло происходить в интервале 2,18-2,2 млрд лет . Шумихинский комплекс гран итоидов четко приурочен к зоне сочле нения высокометаморфизованных пород шарыжалгайской и китойской серий с образов аниями Онотского пояса , прослеживаясь как неп осредственно среди них , так и в серогнейсо вом комплексе основания на протяжении 250-300 км ( рис. 1 ). В качестве самостоятельн ого комплекса эти гранитоиды выде лены в послед нее десятилетие при геол ого-съемочных работах ПГО "Иркутскгеология ''. Ранее большая их часть включалась в саянский комплекс . Они образуют как одно -, так и многофазные плутоны , размеры которых варьиру ют от десятков метров до 10-15 десятков килом етров . Поро д ы первой фазы представ лены массивными и порфировидными амфиболовыми , амфибол-биотитовыми , биотитовыми (часто с гиперс теном ) гранодиоритами , породы второй фазы - масс ивными биотитовыми гранитами , а поздних фаз - жильными аплитами , гранодиорит -, граносиенит- , гранит-порфирами , лейкогранитами . Состав пор од приведен в табл. 7 (выб. 4-6), а спектры распр еделения РЗЭ на рис. 3г . Возраст формирования гранитоидов , полученный Rb-Sr изохронным методом для амфиболовых , амфибол- биотитовых гранодиоритов и гранит-порфиров Онотск ого массива , составляет 1,983 0,048 млрд лет при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 070633 0,00045. Для подобных гранодиоритов , относимых к саянскому комплексу (Барбитайский массив Северо-Западного Присаянья ), U-Pb методом по циркона м был получен возраст 1,848 0,018 млн лет при СКВО =6,6 [ Кирнозова и др., 2000 ]. Пегматиты и гранит-пегматиты в регионе широко развиты в пор одах китойской серии и серогнейсового комплек са , и реже в пределах самого пояса . Они не имеют четко выраженного зонального ст роения . Среди них преобладают плагиоклазовые и калишпатовые разности с турмалином (шер лом ), гранатом , мусковитом , ортитом ( табл. 7 , выб. 6). Для калишпатовых разностей характерны аномально высокие содержа ния Li, Rb, Cs. Возраст их формирования - 1,86 0,004 млрд лет , а ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 0,738 0,0003. Метасоматиты зон глубинн ых разломов приурочены к зонам Дабадского (Китойско-Заларинского ), Алагнино-Хо ломхинского (Савинского ), Онотско-Хартагнинского и других разломов . В алюмосиликатных породах пр еобладают альбит , кварц-микроклин-хлоритовые (с био титом , мусковитом , амфиболом ), хлоритовые или серпентин-хлоритовые породы ; в ранних скарнах и магнезитовых мраморах - тальксодержащие асс оциации , а в доломитовых мраморах - серпентинсо держащие парагенезисы . Доминируют низкотемпературные ассоциации с хлоритом , серпентином , тальком . Гора з до реже отмечаются среднетемп ературные метасоматиты с амфиболом , калишпатом и биотитом . Их состав приведен в табл. 8 и рассмотрен нами ран ее [ Левицкий, 1994 ]. Возраст их формирования состав ляет 633 7 млн лет при ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 = 1,2255 0,0063. Обсуждение рез ультатов Рис . 4 П о геохронологическим и геолого-петрологическим да нным в зоне сочленения ВСГЗО и ПрГГО устанавливается следующая последователь ность формирования пород : тоналит-трондьемитовый с амфиб олитами комплекс основания ; метаморфические пород ы гранулитовой фации китойской серии ; породы Онотского зеленокаменного пояса ; ультраметаморфи ческие ассоциации ; арбанский комплекс габброидов ; породы п остультраметаморфического этап а ; метасоматиты зон глубинных разломов . Между собой они , как правило , имеют тектоническ ие контакты , к которым приурочено интенсивное развитие разнообразных метасоматических пород . Основные структурно-вещественные и изотопно-г е охронологические характеристики наблюда емых пород в обобщенном виде приведены в табл. 9 . На диаграмме AFM ( рис. 4 ) четко отмечается обособл ение полей выделенных групп пород . Породные ассоциации тоналит-трондьемит ового состава по петрогеохимическим , геохронологи ческим и изотопным характеристикам близки тро ндьемитогнейсам Амитсок , Нук (Гренлан дия ; [ Мак-Грегор, 1983 ]), низкокалиевым гнейсам Сваз иленда , тоналитам Тиспруит (ЮАР ; [ Коллерсон , Бриджуотер, 1983 ]), тоналит-трондьемитовым гнейсам Уйв ак -1 (Лабрадор , Канада ; [ Коллерсон , Бриджуотер, 1983 ]). Ранее отмечалось [ Ножкин и др., 1995 ; Сандимирова и др ., 1992 ], что по стуктурно-текстурным осо бенностям , минеральному составу , содержаниям петро генных и редких элементов , индикаторным отнош ениям K/Rb, Rb/Sr, Sr/Ba, Ba/Rb, характеру распределения РЗЭ , присутс твию положительной европиевой аномалии ( рис. 3а ), а также аномально низким мантийным отношениям ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 породы тоналит-трондьемито вого состава аналогичны древнейшим гранитоидам Земли [ Трондьемиты , дациты..., 1983 ]. При этом по ряду параметро в [ Хантер, 1983 ; Condie and Hanter, 1976 ; Hanter et al., 1978 ] они наиболее близки к породам трондьемитового состава Свазиленда и трондьемитам диапирового плутона Тиспруит зеле нокаменного комплекса Барбертон (ЮАР ). По компл ексу данных эти породы образовались в кон тинентальных условиях . Ранее [ Петро ва , Левицкий, 1984 ] была установлена принадлежность исходных пород шарыж алгайского комплекса , развитых в юго-западной части оз . Байкал , к океаническим образованиям c возрастом 3,1-3,7 млрд лет [ Мехоношин и др., 1987 ; Сандимирова и др ., 1979 ; Gornova and Petrova, 1999 и др .]. Таким образом , для фундамента краевой части Сибирской платформы можно предполагать присутствие как раннеархейс кой сиалической континентальной , так и мафиче ской океанической коры , имеющих в обоих сл учаях низкие - 0,700-0,701 - первичные отношения 87 Sr/ 86 Sr и близкие возрастные уровни - 3,1-3,7 млрд лет - становление высоко - и низкометаморфи зованного протолита ( табл. 9 ). Минеральный состав и петрогеохимич еские особенности пород китойской серии - вари ации и повышенные содержани я SiO 2 , Al 2 O 3 , CaO, K 2 O, Li, Ba, Rb, B, Zr, Hf, Nb, Cr, Ni ( табл. 1 ), высокие отношения ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 - позволяют пр едполагать существенную роль в составе серии продуктов дезинтеграции , выветривания , химической дифференциации более ранних континентальных (комплекс основания ) и океанических (шарыжалгайски й комплекс ) породных ассоциаций . Метавулкани ты распространены слабо и относятся к изв естково-щелочной серии ( рис. 4 , табл. 1 ). Новые геохронологические и петрогеохимические данные подтверждают обосн ованность выделения в составе шарыжалгайского комплекса китойской серии как самостоятельного стратиграфического подразделения . Формирование пород О нотского пояса приурочено к палеорифтовым структурам , где снизу вверх прослеживается смена бимод альных вулканических серий с возрастанием дол и базальтоидов и туфов , терригенными , а за тем и хемогенно-осадочными (карбонатными как л агунными , так и глубоковод н ыми ) фа циями . Состав вулканитов варьирует от базальт ов до риолитов ( табл. 4 , рис. 3б ). На единый манти й ный источник , определяющий особенности и меха низм петрогенезисиса на протяжении долгого вр еменного отрезка , могут указывать низкие отно шения ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 как в породах комплекса основания , так и в апобазальтовых амфиболитах и апориолитовых гранат-биотит овых гнейсах ( табл. 9 ). Именно этот факт мож ет указ ывать на правомерность выделения гранит-зеленокаменных областей как самостоятельн ого и ведущего структурного элемента в ст роении докембрийской континентальной коры . О глубокой дифференциации продукто в выветривания и разрушения ранних пород сви детельствует присутствие мраморов , мономин еральных , железистых и глиноземистых кварцитов , обусловленных накоплением SiO 2 , Fe, MnO, CaO, MgO и редких элементов ( табл. 5 ). На общие хемогенные условия карбонатообразования указывает отсутствие в доломитовых , магнезитовых и кальцитовых м раморах примесей SiO 2 и Al 2 O 3 , а также повышенные содержания MnO и железа в породах Онотского пояса и китойской серии ( табл. 1 , выб. 4; табл. 4 , выб. 9-12). Эти и другие данные позволяют предполагать , что породы к итойской серии формировались при площадной де зинтеграции пород , их выветривании в терриген нно-хемогенных условиях , а Онотского пояса при мощном хемогенном переотложении только в синформных линейных зонах в этот же период времени . Эволюция метабазальтоидов от ранних ассоц иаций в пределах тоналит-трондьемитового комплекс а основания , китойской серии и нижних част ей Онотского зеленокаменного пояса , (нижние ча сти малоиретско й свиты ) к верхним част ям камчадальской свиты выражается в тенденции смены известково-щелочного тренда дифференциации доминирующим толеитовым , близким к NMORB ( табл. 9 ). Из-за отсутствия сопряжен ных серий основных и ультраосновных пород при наличии основных , средних и кислых вулканитов , образующих в ряде с лучаев бимодальные серии с близкими отношениями ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 , Онотский пояс может быть отнесен к вторичным зелен окаменным поясам известково-щелочного типа [ Конди, 1983 ], заложившимся на ранеей сиаличе ской тоналит-трондьемитовой коре . В его апобаз альтовых и апоандезит-базальтовых амфиболитах ниж них частей р азреза встречаются разности близкие к архейским дифференцированным базал ьтам типа ТН 2, а верхних частях разреза - резко преобладают ТН 1 [ Конди, 1983 ]. Метариолитовые и м етаандезитовые гнейсы близки к F2 [ Конди, 1983 ], характеризующимся фракционированным распределением РЗЭ ( рис. 3б ). Отличительной особенност ью Онотского пояса является присутствие карбо натных пород и преобладание среди них маг не зитов , которые встречаются в Каларском зеленокаменном поясе Индии [ Мо нин, 1987 ]. Необходимо отметить , что для нижней малоиретской свиты , характерны более высокие значения возраста (2,786 млрд лет ), чем для пород средней и верхней частей кам чадальской свиты (2,675 млрд лет ), где отмечается преобладание разно образных мраморов , гнейсо в и кварцитов над метавулканитами . Это сви детельствует о возрастных , изотопных особенностях становления пород пояса и необходимости проведения дальнейших геохронологических и геоло го-геохимических исследований с целью достоверног о обоснования последовательности формиров ания различных свит . Процессы ультраметаморфизма (гранитизации ) в максимальной степени проявлены в зоне сочл енения ВСГГО и ПрГГО и способствовали гом огенизации пород комплекса основания , китойской серии и Онотского З П и , в конеч ном итоге , к стиранию границ между ними и становлению единого гранитно-метаморфического слоя земной коры , в котором только иног да можно выделить высоко - или низкометаморфиз ованный субстрат . На ранних стадиях эти пр оцессы фиксируются в алюмосил и катных породах по формированию разнообразных мигмат итов , на поздних - гранитов , а в мраморах - скарнов . По магнезитам образовывались скарны со шпинелью , форстеритом и энстатитом , котор ые впоследствии послужили субстратом для пром ышленных месторождений тал ь китов . За счет железистых кварцитов формировалились ме тасоматиты с гранатом , ромбическим и моноклин ным пироксенами , амфиболом и кварцем . Во всех случаях прослеживается наложенный характер преобразований по всем типам по род и влияние субстрата на состав в новь формируемых ассоциаций . Результатом этих процессов является то , что в породах ульт раметаморфического этапа , развитых по амфиболитам (умеренно ) и по высокоглиноземистым гнейсам по сравнению с субстратом наблюдаются боле е высокие содержания SiO 2 , K 2 O, Rb, Ba, легких РЗЭ , Zr, Pb, и более низкие - Fe, MgO, CaO, а в ряде случаев Na 2 O, Li, Be, F, Mo, Sn, Yb, Y, Zn, Cu, Cr, V, Ni, Co, Sc, Ag ( табл. 1 , 2 , 3 , 4 , 5 , 6 ); в мигматитах по тона литам и трондьемитам отмечается некоторое сни жение содержаний SiO 2 и N a 2 O ( рис. 3а , б , в ); в метасоматита х по железисты м кварцитам более низки е содержания SiO 2 и железа и повышенные С aO и MgO, а при с тановлении скарнов по мраморам содержания эти х элементов понижаются , но возрастают количес тва SiO 2 и Al 2 O 3 . В целом же в породах ультрамет аморфического этапа , по сравнению с с у бстратом , фиксируется накопление легких и вын ос тяжелых РЗЭ элементов , как это видно из крутых наклонов на графиках ( рис. 3в ), а также более выс окие начальные отношения 87 Sr/ 86 Sr в п ородах комплекса основания , образованиях китойско й серии и Онотского зеленокаменного пояса ( табл. 9 ). Петрогеохимические особенности пород постуль траметаморфического эта па определяются следу ющими факторами : 1) субстратом замещаемых пород ; 2) химической направленностью процессов преобразовани й , сопровождающихся перераспределением элементов под воздействием растворов , обогащенных H 2 O, F, Cl, CO 2 , S; 3) физико-химическими ус ловиями с тановления [ Левицкий, 2000 ; Петрова , Левицки й, 1984 ]. Именно эти факторы способствую т тому , что э та группа является чр езвычайно разнообразной по минеральному и хим ическому составу . Они характеризуются широкими и довольно высокими вариациями отношений ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 , указываю щими на сложные процессы взаимодействия коров ого и мантийного материала и , по-в идим ому , фракционирования изотопов в зональных те лах . Ранние ассоциации представлены высокотемпера турными и высокобарическими парагенезисами , а поздние - средне - и низкотемпературными умеренно и низкобарическими . По сравнению с субстрат ом , породы тыловых з он обогащены SiO 2 и (или ) Al 2 O 3 , а краевых - железом , CaO и MgO. При сни жении температуры формирования метасоматитов (сме ны температурных подклассов ) в породах фиксир уется уменьшение концентраций оснований , щелочей , F, Cl и возрастание SiO 2 , H 2 O, СО 2 , S. В целом же процессы постультраметаморфических преобразований со провождаются перераспределением большинства петроген ных и редких элементов . На диаграмме AFM ( рис. 4 ) показан средний состав пород Онотского и Таргазойского зеленокаменног о поясов . Они имеют близкие характеристики - проявляется изв естково-щелочной и толеитов ый тренды дифференции основных вулканогенных пород и возрастание щелочнометальности и крем некислотности в породах ультраметаморфического э тапа . Гранитоиды шумихинского комплекса по петр огеохимическим особенностям - содержаниям щ ело чей , преобладанию K над Na, Fe над Mg, уровням содержан ий и характеру распределения РЗЭ ( рис. 3 ), геохронологическим данным , отношению ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 - близки к гранитам рапакиви , особенно к хорошо изученным рапакивиподобным ассоциация м приморского комплекса [ Левицкий и др., 1997а , 1997б ]. Их принадлежность к рапакиви подтверждается типохимизмом минералов - в ысокой железистостью биотитов (64-86%) и амфиболов (77-88%), а также повышенными содержаниями К 2 O (0,9-2,3%) в амфиболах и Al 2 O 3 (13-16%) в биотитах . Породам ультраметаморфического и п остультраметаморфического этапов , гранитоидам шумихин ского комплекса присущи единые петрогеохимически е особен ности - повышенные содержания К , Ba, Sr, Zr, Nb, TR, Pb, Sn, обогащенность легкими и обедненность тя желыми РЗЭ ( рис. 3 ), а также более высоки е по сравнению с субстратом отношения ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 , свидетельству ющие об их генетической связи с едиными глубинными (мантийными ) источниками . По-видимому , именно это кардинально определяет смену существенно натриево-мафической специфики ранее сформированной океанической и континентальной коры на калиево-алюмосиликатную , ведущей собственн о к становлению гранитно-метаморфического слоя . Составы метасоматитов зон глубинн ых разломов в породах Онотского ЗП также как и пород постультраметаморфического этапа определяются субстратом , химической направленность ю процессов , физико-химическими условиями формиров ания . Особенностью формирования метасоматитов зон глубинных разломов я вляется перера спределение петрогенных и редких элементов , а также вынос и накопление их в благоп риятных условиях . Так , при формировании апоалю мосиликатных метасоматитов по гнейсам (гранитам , мигматитам ) выносятся SiO 2 , щелочи , железо (по амфиболитам ), прак тически все редкие элементы , которые н акапливаются в зонах формирования апокарбонатных метасоматитов , а также рудоносных апоамфибол итовых , апомигматитовых , апогранитоидных пород с Co, Ni, Cr, Au, Pd, Sn, Be. В целом , метасоматиты зон глубинных разломов по сравнению с субстратом резко обогащены F, S, B, Zr и в ряде случаев Sn, Ta, Be, Hf, что свидельствует об их привносе в пр оцессах петрогенезиса . Для этих пород характе рно аномально высокое значение ( 87 Sr/ 86 Sr) 0 . Принципиально ва жным является и то , что форм ирование Онотского ЗП и метасоматитов в нем р азновременно и генетически не связано . Структурно-вещественные особенности пород , мех анизм формирования зеленокаменных поясов и ри фтовых структур во многом подобны [ Грачев, 1977 ; Грачев , Федоровский, 1970 и многие др .]. Острая дискусс ия в 80 г.г . [ Грачев , Федоровский, 1977 ; Keller et al., 1983 ; Upton and Blundell, 1978 и др .] о том , являются ли зеленокаменные пояса рифтовыми зонами или островными дугами привела к тому , что в настоящее время , подавляющая часть исследова т елей , хотя иногда и с существенными оговорками , признает рифтогенную природу зел енокаменных поясов вообще [ Божко, 1986 ; Милановский, 1983 ; Хаин , Божко, 1988 и д р .], в том числе и Онотского [ Мехоношин, 1999 и др .]. Некоторыми авторами , особенно в последнее десятилетие , успешно разрабатываются альтернатив ные модели формирования и эволюции зеленокаме нных поясов с позиций плейт - и плюм-тектон ических гипотез [ Борукаев, 1996 ; Добрецов , Кирдяшкин, 1994 , 1995 ; Condie, 1992 ; Kroner, 1991 ; Sleep, 1992 и др .]. В рамках этих мод елей можно более полно объяснить главные особенности строения , развития и состава всех наблюдаемых ком плексов , сменяющих друг друга на протяжении почти 3 млрд лет . На ранних этапах (3,1-3,7 млрд лет ) в регионе у станавливается существование дифференцированной океа нической (метатолеиты ) коры , представленной породам и шарыжалгайской и континентальной сиаличес к ой тоналит-трондьемитовой коры . Тольк о на континентальной коре отмечается интенсив ное растяжение , проседание [по Милановскому, 1983 ] и , в дальнейшем , заложение с упраструктуры - зеленокаменных поясов (Онотского , Т аргазойского , Монкреского , Урикского-Ийского ) с рез ко варьирующими в них соотношениями и сос тавам и осадочных и вулканогенных пород в интервале 2,6-2,7 млрд лет , приуроченных к краевым частям Присаянского выступа фундамента Сибирской платформы . В этот этап доминирова ли пластические деформации при формировании т роговых структур на ранних этапах развити я . При этом наполнение комплекса происходило как при внедрении бимодальных серий , так и за счет разрушения и дези нтеграции сиалического (тоналит-трондьемитового ) и мафического (существенно толеитового ; [ Петрова , Левицкий, 1984 ]) составов . Породы китойской сери и , представленные , главным образом , умеренно - и вы сокоглиноземистыми гнейсами , мраморами , при ничтожной доле метабазальтоидов , формировалис ь за счет разрушения шарыжалгайской серии . Впоследствии породы обеих серий были метам орфизованы в условиях гранулитовой фации . К краевым частям структур , трассирующих зону сочленения ЗП с породами комплек са основания , непосредственно в пределах пояс а приурочено наиболее интенсивное развитие пр оцессов изохимического метаморфизма (возможно до гранулитовой фации ?), аллохимического ультраметамо рфизма . Эти процессы являются синколли зионными , происходят при взаимодействии и сто лкновении различных уже консолидированных блоков при сочетании условий растяжения и сжати я в разных частях структур и завершают кратонизацию коры . К зонам этого же нап равления приурочено интенсивное раз в и тие постультраметаморфических высокобарических метас оматитов , посткинематических рапакивиподобных гранито идов А-типа в интервале 2,0-1,8 млрд лет . Их развитие отражает повышенную щелочно-калиевую спе цифику древнейших рифтоподобных систем . Наиболее поздни м и - 633 млн лет - являются низкотемпературные метасоматиты в зоне Главного Саянского разлома . Его простирание , как и зоны сочленения гранулит-гнейсовых и гранит-з еленокаменных областей , а также кайнозойских и неогеновых базальтоидов в Тункинском рифте [ Гра чев, 1977 и др .] совпадают между собой . Это указывает на парагенетические связ и процессов петрогенезиса в регионе c мантийны ми источниками , возможно с глубинным долгожив ущим диапиром разуплотненной мантии (по модел и Н. А. Божко , 1983 и др .) в древних и молодых рифтогенных структурах . Выводы 1. Для раннеа рхейского этапа характерно существование как континентальной сиалической коры , представленной тоналит-трондьемитовыми ассоциациями комплекса основа ния Онотского ЗП , так и океанической (мафи ческой ) - шарыжалгайского комплекса , впоследствии м етамо р физованного в условиях гранулит овой фации . В строении континентальной земной коры юга фундамента Сибирской платформы принимают участие тоналит-трондьемитовый комплекс , высокометаморфизованные породы китойской серии , породы Онотского ЗП , породы ультраметам о рфического этапа , арбанский комплекс габ броидов и ильчирский метагипербазитов , породы постультраметаморфического этапа , метасоматиты зон глубинных разломов . 2. Онотский ЗП формировался на ранней сиалической тоналит-трондьемитовой коре . В нижн их частях его разреза развиты известков о-щелочные бимодальные серии от риолитов до базальтоидов ; в средних - встречаются метабазаль тоиды толеитового состава , терригенные породы , карбонатные фации , образование которых осуществля лось в условиях небольших глубин и лагун. В верхних частях разреза резко доминируют терригенные ассоциации . Китойская се рия формировалась одновременно со становлением пород Онотского ЗП в результате дезинтегра ции и переотложения материала пород шарыжалга йского комплекса . 3. Процессы ультраметамор фических и постультраметаморфических преобразований имеют налож енный аллохимический характер и вносят сущест венный вклад в становление гранитно-метаморфическ ого слоя континентальной коры . Породы постуль траметамофического этапа имеют высокобарический харак т ер , фиксируя зоны сочленения геологических структур разного возраста , метамо рфизма и генезиса . Метасоматиты зон глубинных разломов и сопутствующее им оруденение г енетически не связаны со становлением Онотско го ЗП . 4). Породы шумихинского комплекса относят ся к рапакивиподобным гранитоидам и п риурочены к зонам сочленения ПрГГО и ВСГЗ О . По своим параметрам они тождественны гр анитам Приморского комплекса Западного Прибайкал ья . 5). В зонах сочленения ВСГГО и ПрГГО наблюдается линейный характер залегания поро д Онотского ЗП и субсогласная приурочен ность к этим же направлениям максимального проявления ультраметаморфических , постультраметаморфич еских процессов , гранитоидов шумихинского комплек са и метасоматитов зон глубинных разломов . Это свидетельствует о глубинн о й природе этих образований и их генетической связи с мантийными источниками . Литература Абрамович Г . Я ., Хренов П . М ., Эволюция магматизма и металлогении в докембрии юго-восточной Сибир и , Проблемы эволюции докембрийской ли тосферы, с. 289-299, Наука , Л ., 1986. Бибикова Е . В ., Хильтова В . Я , Грачева Т. В . и др ., Возраст зеленокаменных по ясов Присаянья , ДАН СССР , 267, (5), 1171-1174, 1982. Бибикова Е . В ., Кирнозова Т . И ., Макаров В. А . и др ., Возрастные рубеж и в эволюции шарыжалгайского комплекса Прибайк алья (U-Pb система цирконов ), Геология и геохронология докембрия Сибирской платформ ы и ее обрамления, с. 162-170, Наук а , Л ., 1990. Божко Н . А ., Рифтогенез протерозоя , Проблемы эволюции докембрийской ли тосферы, с. 95-103, Наука , Л ., 1986. Борукаев Ч . Б ., Тек тоника литосферных плит в архее, 60 с ., НИЦ ОИГГМ СО РАН , Новосибирск , 1996. Глебовицкий В . А ., Бушмин С . А ., Послемигматитовый метасоматоз, 215 с ., Наука , Л ., 1983. Грабкин О . В ., Мельников А . И ., Структура фундамента Сибирск ой платформы в зоне краевого шва, 90 с ., Наука , Новосибирск , 1980. Грачев А . Ф ., Рифто вые зоны Земли, 246 с ., Недра , Л ., 1977. Грачев А . Ф ., Федоровский В . С ., О единой природе рифтов , авлокогенов и геосинклинальных трогов , Совет ская геология, (12), 121-122, 1970. Грачев А . Ф ., Федоровский В . С ., Зеленокаменные пояса докембрия : рифтовые зон ы или островные дуги , Геотектон ика, (5), 3-22, 1980. Добрецов Н . Л ., Кирдяшки н А . Г ., Глубинная геодинамика, 299 с ., НИЦ ОИГГМ СО РАН , Новосибир ск , 1994. Добрецов Н . Л ., Кирдяшкин А . Г ., Теплообмен и реология нижней мантии в ранние периоды развития Земли , Доклады РАН , 345, (1), 103-105, 1995.
1Архитектура и строительство
2Астрономия, авиация, космонавтика
 
3Безопасность жизнедеятельности
4Биология
 
5Военная кафедра, гражданская оборона
 
6География, экономическая география
7Геология и геодезия
8Государственное регулирование и налоги
 
9Естествознание
 
10Журналистика
 
11Законодательство и право
12Адвокатура
13Административное право
14Арбитражное процессуальное право
15Банковское право
16Государство и право
17Гражданское право и процесс
18Жилищное право
19Законодательство зарубежных стран
20Земельное право
21Конституционное право
22Конституционное право зарубежных стран
23Международное право
24Муниципальное право
25Налоговое право
26Римское право
27Семейное право
28Таможенное право
29Трудовое право
30Уголовное право и процесс
31Финансовое право
32Хозяйственное право
33Экологическое право
34Юриспруденция
 
35Иностранные языки
36Информатика, информационные технологии
37Базы данных
38Компьютерные сети
39Программирование
40Искусство и культура
41Краеведение
42Культурология
43Музыка
44История
45Биографии
46Историческая личность
47Литература
 
48Маркетинг и реклама
49Математика
50Медицина и здоровье
51Менеджмент
52Антикризисное управление
53Делопроизводство и документооборот
54Логистика
 
55Педагогика
56Политология
57Правоохранительные органы
58Криминалистика и криминология
59Прочее
60Психология
61Юридическая психология
 
62Радиоэлектроника
63Религия
 
64Сельское хозяйство и землепользование
65Социология
66Страхование
 
67Технологии
68Материаловедение
69Машиностроение
70Металлургия
71Транспорт
72Туризм
 
73Физика
74Физкультура и спорт
75Философия
 
76Химия
 
77Экология, охрана природы
78Экономика и финансы
79Анализ хозяйственной деятельности
80Банковское дело и кредитование
81Биржевое дело
82Бухгалтерский учет и аудит
83История экономических учений
84Международные отношения
85Предпринимательство, бизнес, микроэкономика
86Финансы
87Ценные бумаги и фондовый рынок
88Экономика предприятия
89Экономико-математическое моделирование
90Экономическая теория

 Анекдоты - это почти как рефераты, только короткие и смешные Следующий
- А ты держишь дома каких-нибудь животных?
- Конечно. У меня есть варёная курица и крабовые палочки.
Anekdot.ru

Узнайте стоимость курсовой, диплома, реферата на заказ.

Обратите внимание, реферат по геологии и геодезии "Эволюция магматизма в зоне сочленения гранит зеленокаменных и гранулит-гнейсовых областей, Восточные Саяны, Сибирь", также как и все другие рефераты, курсовые, дипломные и другие работы вы можете скачать бесплатно.

Смотрите также:


Банк рефератов - РефератБанк.ру
© РефератБанк, 2002 - 2016
Рейтинг@Mail.ru