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 спектральным методом - 0,1-15, спектрохимическим с предварительным обогащением методом и инструментальным нейтронно-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 предварительным обогащением) - 0,01-1; Ag - 0,01; Au, Pd - 0,0001. Методики анализов изложены ранее [ Смирнова, Конусова, 1982; Эмиссионный спектральный анализ, 1976; Finkelshtein and Afonin, 1996 и др.]. Контроль правильности результатов определения петрогенных и редких элементов осуществлялся с помощью международных 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 разных лабораториях и разных учреждениях. Сопоставление результатов определений петрогенных, редких и редкоземельных элементов проводилось неоднократно и показало хорошую сходимость [ Левицкий, 2000; Петрова, 1990]. Представительность проб и высокая надежность аналитических данных позволили получить достоверные геохимические характеристики исследованных пород.

 

Фактический материал

Основными геоструктурными элементами коры в южном краевом Шарыжалгайском выступе фундамента Сибирской платформы являются Прибайкальская гранулит-гнейсовая область (ПрГГО) и Восточно-Саянская гранит-зеленокаменная область (ВСГЗО). В целом, для зоны сочленения высоко и низкометаморфизованных областей характерно как блоковое, так и в некоторых случаях чешуйчато-надвиговое строение, что отмечалось предыдущими исследователями [ Шафеев и др., 1981]. Контакты между различными стратиграфическими подразделениями 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 геоструктурного элемента докембрийской коры не выделялась. В ее состав нами включаются выходы пород гранулитовой фации в Иркутном, Жидойском, Китойском, Булунском [ Грабкин, Мельников, 1980; Левицкий, 2000 и др.] и других блоках Присаянского 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 между пос. Култук и портом Байкал. Этому участку посвящено большое количество работ [ Грабкин, Мельников, 1980; Петрова, 1990; Петрова, Левицкий, 1984; Эволюция земной коры..., 1988 и др.]. Возраст раннего метаморфизма, полученный в лабораториях Институтов геохимии и земной коры СО РАН в разные годы Rb-Sr изохронным методом по основным двупироксеновым сланцам, колеблется от 3,72 0,3 до 3,1 млрд. 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 значений: от 2,84 0,72 до 1,8 0,30 млрд лет. Однако все они относятся к породам ультраметаморфического этапа, да и к тому же в последней статье анализировались измененные породы, а первичные аналитические материалы не приведены.

Рис. 2

 

Рис. 3

Метаморфические породы китойской серии развитые в Булунском и Китойском блоках (рис. 1, 2) представлены умеренноглиноземистыми с биотитом, амфиболом, пироксеном, гранатом и высокоглиноземистыми с силлиманитом, кордиеритом, биотитом, гранатом плагиогнейсами, двупироксеновыми плагиосланцами и плагиогнейсами (иногда с гранатом), метагаббро-анортозитами, доломитовыми и кальцитовыми мраморами, реже силлиманит-биотитовыми кварцитогнейсами и мономинеральными кварцитами. Состав пород приведен в табл. 1, а спектры РЗЭ - на рис. 3в. Возраст плагиогнейсов китойской серии составляет 2827 180 млрд лет при (87Sr/86Sr)0 = 0,7055 20.

Породы ультраметаморфического этапа занимают секущее положение относительно образований метаморфического этапа, содержат их реликты, постоянно наблюдаются переходы от неизмененных ранних парагенезисов через плагиомигматиты, калишпатовые и теневые калишпатовые мигматиты к автохтонным и аллохтонным гранитам. Состав пород ультраметаморфического этапа приведен в табл. 2. По сравнению с субстратом они характеризуются меньшими содержаниями железа, CaO, MgO, Li, F, элементов группы железа, Yb и большими SiO2, K2O, 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 этапа представлены главным образом амфиболовыми и в меньшей степени, скаполитовыми, биотитовыми, эпидот-, цоизитсодержащими парагенезисами. Они слагают тела неправильной и жильной формы, часто приурочены к контактам контрастных сред и обычно трассируют зоны интенсивных тектонических нарушений.

Восточно-Саянская гранит-зеленокаменная область (ВСГЗО) по тектоническим зонам граничит с ПрГГО. Обнаружение плагиогранитов с возрастом 3,25 млрд лет по р. Онот [ Бибикова и др., 1982] впервые позволило поставить вопрос о широком распространении в регионе тоналит-трондьемитовых ассоциаций и зеленокаменных поясов. Позже по структурно-геологическим данным был выделен Восточно-Саянский суперпояс [ Эволюция земной коры..., 1988]. В последние годы стали говорить о Восточно-Саянской гранит-зеленокаменной области [ Ножкин и др., 1995]. По комплексу геолого-структурных, геохронологических и петролого-геохимических данных в ее строении могут быть выделены: 1) породы инфраструктуры - древнейшие тоналит-трондьемитовые ассоциации комплекса основания; 2) породы супраструктуры, образующие Онотский, Таргозойский, Монкресский и другие протяженные ЗП, различающиеся набором и соотношением породных ассоциаций (рис. 1, 2).

Серогнейсовый комплекс основания представлен метатоналитовыми биотит-амфиболовыми и биотитовыми плагиогнейсами с редкими линзовидными включениями амфиболитов. Выделяются ранние полосчатые трондьемиты (1 тип), образующие массивы размерами от 1-5 до 20-28 км, которые прослеживаются от р. Онот до р. Савина и поздние, секущие тела массивных трондьемитов и тоналитов (2 тип). Состав пород приведен в табл. 3. Возраст их формирования, полученный раннее по трондьемитам 1 и 2 типа, составляет 3,711 0,26 млрд лет при (87Sr/86Sr)0 = 0,698 0,001 [ Сандимирова и др., 1992], а по метатоналитовым плагиогнейсам и трондьемитам 1 типа - 3,113 0,0039 млрд лет при (87Sr/86Sr)0 = 0,7004 0,0005 (данные авторов, в печати). Детальные петрографические и петрогеохимические характеристики тоналит-трондьемитовых ассоциаций приведены ранее [ Ножкин и др., 1995; Сандимирова и др., 1992]. Плагиогнейсам и трондьемитам комплекса основания Онотского пояса, как и других регионов мира [ Трондьемиты, дациты..., 1983], присущи аномально низкие мантийные отношения (87Sr/86Sr)0 и положительные европиевые аномалии (рис. 3а). По региональным схемам магматизма и корреляции, тоналит-трондьемитовые ассоциации с калишпатом и без него соответствуют ранее выделенным плагиогранитам и плагиогнейсам онотского комплекса (рис. 2).

Породы ультраметаморфического этапа в серогнейсовом комплексе основания наблюдаются в виде секущих жил, гнезд, зон и представлены биотитовыми и амфибол-биотитовыми плагиокалишпатовыми и калишпатовыми мигматитами, автохтонными, параавтохтонными, аллохтонными, как правило, лейкократовыми гранитами. Реже встречаются жильные, существенно плагиоклазовые (участками мономинеральные) крупнозернистые и пегматоидные породы - плагиоклазиты, а также калишпатовые или плагиоклазовые пегматиты. Размеры тел реликтовых тоналитовых блоков в мигматитах и гранитах составляют (1 3) - (100 1000) м. От исходных тоналит-трондьемитовых ассоциаций пород они отличаются повышенными содержаниями SiO2, Al2O3, K2O, Rb, Ba, Cs, Zr, Pb, легких РЗЭ (рис. 3а) и пониженными - Fe, MgO, CaO, Li, Yb, Y, Cu, Cr, V, Ni, Co, Sc, в ряде случаев Na2O (табл. 3).

Для пород ультраметаморфического этапа характерно присутствие как положительной, так и отрицательной Eu аномалии (рис. 3). Возраст калишпатовых мигматитов и гранитоидов в породах комплекса основания и онотского зеленокаменного пояса составляет 2,237 млрд лет [ Сандимирова и др., 1993].

Породы Онотского зеленокаменного пояса (ЗП), метаморфизованные в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций, наблюдаются в виде полосы, иногда выклинивающейся, только среди тоналит-трондьемитовых ассоциаций, залегающих в ПрГГО (рис. 1). Пространственно, пояс совпадает с границами выделенного ранее Онотского грабена [ Шамес, 1962]. В ряде мест породы пояса перекрываются высокометаморфизованными породами китойской серии.

В строении ЗП (снизу вверх) выделяется бурухтуйская, малоиретская, камчадальская и свита Соснового Байца (рис. 2). В бурухтуйской свите отмечаются апобазальтоидные амфиболиты, амфибол-биотитовые сланцы, апориолитовые и апопелитовые гранат-биотитовые плагиогнейсы и плагиосланцы, кварциты, мраморизованные известняки. Малоиретская свита включает апориолитовые и аподацитовые биотитовые, биотит-гранатовые плагиогнейсы, апопелитовые амфибол-биотитовые (иногда с гранатом) и биотитовые микрогнейсы, апоандезит-базальтовые амфиболиты. В камчадальской свите распространены мраморы, среди которых над доломитовыми и кальцитовыми разностями преобладают магнезитовые. Они переслаиваются с амфиболитами, мономинеральными и железистыми кварцитами, амфиболовыми, гранат-амфиболовыми, биотитовыми, гранат-биотитовыми сланцами и гнейсами. В свите Соснового Байца преобладают амфиболиты и биотит-гранатовые гнейсы, тонко перемежающиеся (флишеподобные) с гематит-магнетитовыми, гематитовыми, мономинеральными и силлиманитовыми кварцитами. Состав пород метаморфического этапа приведен в табл. 4, а спектры распределения РЗЭ на рис. 3б. Rb-Sr методом по амфиболитам (метабазальтоидам), биотит-гранатовым гнейсам (метариолитам) различных свит была получена серия изохрон с возрастами от 2,675 0,095 при (87Sr/86Sr)0 = 0,701 до 2,786 0,059 млрд лет при (87Sr/86Sr)0 = 0,702.

Породы ультраметаморфического этапа содержат реликты метаморфических пород и представлены в гнейсах и амфиболитах плагиомигматитами, калишпатовыми и теневыми калишпатовыми мигматитами, гранитами, а также гранат-амфиболовыми с биотитом основными породами; в доломитовых мраморах - пироксеновыми скарнами, в магнезитовых - скарнами с энстатитом, форстеритом и шпинелью; в железистых кварцитах - гранат-кварц-амфиболовыми, пироксен-магнетитовыми, феррисилит-амфибол-кварц-гранатовыми, куммингтонит-магнетитовыми, феррисилитовыми метасоматитами. Химический состав пород приведен в табл. 5. Ультраметаморфические ассоциации, развитые по алюмосиликатным породам, обогащены SiO2, K2O, Na2O, Rb, Cs, Ba, Sr, B, Mo, Sn, легкими РЗЭ, Zr, Pb, Ag, Au и обеднены - железом, CaO, MgO, F, Yb, Y, Zn, Cu, Cr, V, Ni, Co, Sc.

При замещении доломитовых и магнезитовых мраморов скарнами увеличиваются содержания SiO2, Al2O3, железа, щелочей и большинства редких элементов и уменьшаются CaO и (или) MgO; в железистых кварцитах отмечается вынос SiO2, железа и концентрирование Al2O3, CaO, MgO, щелочей и большинства редких элементов (табл. 4, 5, рис. 3б).

Породы постультраметаморфического этапа развиваются в породах комплекса основания и в пределах ЗП. Тела их имеют удлиненно-линзовидную, овальную, субпластовую, гнездовую формы, с четким и слабо выраженным зональным строением. Характерно также площадное развитие минералов в виде вкрапленнности. Наибольшим распространением пользуются апогабброидные и рассланцованные амфиболовые, биотит-амфиболовые, амфибол-гранат-кварцевые, биотит-плагиоклаз-гранат-амфиболовые, кварц-гранат-биотит-плагиоклаз-кварцевые и кварц-гранатовые (часто с дистеном), существенно биотитовые (со ставролитом, гранатом, амфиболом, плагиоклазом), кварц-плагиоклаз-амфиболовые, аподоломитовые кварц-гематит-амфибол-графитовые, апогнейсовые гранат-плагиклаз-ставролит-дистен-биотит-кварцевые, цоизит-эпидот-амфибол-плагиоклазовые, мусковит-биотит-плагиоклаз-кварцевые, карбонатсодержащие (с гранатом, хлоритом, амфиболом) метасоматиты. Часть из них относится к высокобарическому кианит-силлиманитовому типу. Спецификой их состава являются повышенные относительно субстрата содержания K2O, MnO, Li, B, Be, Sn, Mo, F, Zr, Ag, Au, Pd (табл. 6). Для биотит-гранат-кварц-плагиоклазовых с силлиманитом, ставролитом, мусковитом метасоматитов постультраметаморфического этапа были получены изохроны в интервале от 1,994 0,012 млрд лет при (87Sr/86Sr)0 = 0,709 0,0007 до 2,117 0,0145 млрд лет при (87Sr/86Sr)0 = 0,717 0,0008. По-видимому, к этому же этапу и временному периоду следует отнести формирование высокобарических пород в Арбанском массиве [ Шарков и др., 1996].

Арбанский комплекс габброидов и ильчирский метагипербазитов представлены рядом массивов, размерами от нескольких до сотен метров (редко десятков километров), размещенных в породах комплекса основания, китойской серии и всех свит Онотского ЗП. Химические составы их пород приведены в табл. 7 (выб. 1-2). Судя по тому, что габброиды и гипербазиты не подвержены ультраметаморфическим преобразованиям, но сами интенсивно замещаются постультраметаморфическими ассоциациями, их формирование могло происходить в интервале 2,18-2,2 млрд лет.

Шумихинский комплекс гранитоидов четко приурочен к зоне сочленения высокометаморфизованных пород шарыжалгайской и китойской серий с образованиями Онотского пояса, прослеживаясь как непосредственно среди них, так и в серогнейсовом комплексе основания на протяжении 250-300 км (рис. 1). В качестве самостоятельного комплекса эти гранитоиды выделены в последнее десятилетие при геолого-съемочных работах ПГО "Иркутскгеология''. Ранее большая их часть включалась в саянский комплекс. Они образуют как одно-, так и многофазные плутоны, размеры которых варьируют от десятков метров до 10-15 десятков километров. Породы первой фазы представлены массивными и порфировидными амфиболовыми, амфибол-биотитовыми, биотитовыми (часто с гиперстеном) гранодиоритами, породы второй фазы - массивными биотитовыми гранитами, а поздних фаз - жильными аплитами, гранодиорит-, граносиенит-, гранит-порфирами, лейкогранитами. Состав пород приведен в табл. 7 (выб. 4-6), а спектры распределения РЗЭ на рис. 3г.

Возраст формирования гранитоидов, полученный Rb-Sr изохронным методом для амфиболовых, амфибол-биотитовых гранодиоритов и гранит-порфиров Онотского массива, составляет 1,983 0,048 млрд лет при (87Sr/86Sr)0 = 070633 0,00045. Для подобных гранодиоритов, относимых к саянскому комплексу (Барбитайский массив Северо-Западного Присаянья), U-Pb методом по цирконам 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 породах китойской серии и серогнейсового комплекса, и реже в пределах самого пояса. Они не имеют четко выраженного зонального строения. Среди них преобладают плагиоклазовые и калишпатовые разности с турмалином (шерлом), гранатом, мусковитом, ортитом (табл. 7, выб. 6). Для калишпатовых разностей характерны аномально высокие содержания Li, Rb, Cs. Возраст их формирования - 1,86 0,004 млрд лет, а (87Sr/86Sr)0 = 0,738 0,0003.

Метасоматиты зон глубинных разломов приурочены к зонам Дабадского (Китойско-Заларинского), Алагнино-Холомхинского (Савинского), Онотско-Хартагнинского и других разломов. В алюмосиликатных породах преобладают альбит, кварц-микроклин-хлоритовые (с биотитом, мусковитом, амфиболом), хлоритовые или серпентин-хлоритовые породы; в ранних скарнах и магнезитовых мраморах - тальксодержащие ассоциации, а в доломитовых мраморах - серпентинсодержащие парагенезисы. Доминируют низкотемпературные ассоциации с хлоритом, серпентином, тальком. Гораздо реже отмечаются среднетемпературные метасоматиты с амфиболом, калишпатом и биотитом. Их состав приведен в табл. 8 и рассмотрен нами ранее [ Левицкий, 1994]. Возраст их формирования составляет 633 7 млн лет при (87Sr/86Sr)0 = 1,2255 0,0063.

 

Обсуждение результатов

Рис. 4

По геохронологическим и геолого-петрологическим данным в зоне сочленения ВСГЗО и ПрГГО устанавливается следующая последовательность формирования пород: тоналит-трондьемитовый с амфиболитами комплекс основания; метаморфические породы гранулитовой фации китойской серии; породы Онотского зеленокаменного пояса; ультраметаморфические ассоциации; арбанский комплекс габброидов; породы постультраметаморфического этапа; метасоматиты зон глубинных разломов. Между собой они, как правило, имеют тектонические контакты, к которым приурочено интенсивное развитие разнообразных метасоматических пород. Основные структурно-вещественные и изотопно-геохронологические характеристики наблюдаемых пород в обобщенном виде приведены в табл. 9. На диаграмме AFM (рис. 4) четко отмечается обособление полей выделенных групп пород.

Породные ассоциации тоналит-трондьемитового состава по петрогеохимическим, геохронологическим и изотопным характеристикам близки трондьемитогнейсам Амитсок, Нук (Гренландия; [ Мак-Грегор, 1983]), низкокалиевым гнейсам Свазиленда, тоналитам Тиспруит (ЮАР; [ Коллерсон, Бриджуотер, 1983]), тоналит-трондьемитовым гнейсам Уйвак-1 (Лабрадор, Канада; [ Коллерсон, Бриджуотер, 1983]). Ранее отмечалось [ Ножкин и др., 1995; Сандимирова и др., 1992], что по стуктурно-текстурным особенностям, минеральному составу, содержаниям петрогенных и редких элементов, индикаторным отношениям K/Rb, Rb/Sr, Sr/Ba, Ba/Rb, характеру распределения РЗЭ, присутствию положительной европиевой аномалии (рис. 3а), а также аномально низким мантийным отношениям (87Sr/86Sr)0 породы тоналит-трондьемитового состава аналогичны древнейшим гранитоидам Земли [ Трондьемиты, дациты..., 1983]. При этом по ряду параметров [ Хантер, 1983; Condie and Hanter, 1976; Hanter et al., 1978] они наиболее близки к породам трондьемитового состава Свазиленда и трондьемитам диапирового плутона Тиспруит зеленокаменного комплекса Барбертон (ЮАР). По комплексу данных эти породы образовались в континентальных условиях. Ранее [ Петрова, Левицкий, 1984] была установлена принадлежность исходных пород шарыжалгайского 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 раннеархейской сиалической континентальной, так и мафической океанической коры, имеющих в обоих случаях низкие - 0,700-0,701 - первичные отношения 87Sr/86Sr и близкие возрастные уровни - 3,1-3,7 млрд лет - становление высоко- и низкометаморфизованного протолита (табл. 9).

Минеральный состав и петрогеохимические особенности пород китойской серии - вариации и повышенные содержания SiO2, Al2O3, CaO, K2O, Li, Ba, Rb, B, Zr, Hf, Nb, Cr, Ni (табл. 1), высокие отношения (87Sr/86Sr)0 - позволяют предполагать существенную роль в составе серии продуктов дезинтеграции, выветривания, химической дифференциации более ранних континентальных (комплекс основания) и океанических (шарыжалгайский комплекс) породных ассоциаций. Метавулканиты распространены слабо и относятся к известково-щелочной серии (рис. 4, табл. 1). Новые геохронологические и петрогеохимические данные подтверждают обоснованность выделения в составе шарыжалгайского комплекса китойской серии как самостоятельного стратиграфического подразделения.

Формирование пород Онотского пояса приурочено к палеорифтовым структурам, где снизу вверх прослеживается смена бимодальных вулканических серий с возрастанием доли базальтоидов и туфов, терригенными, а затем и хемогенно-осадочными (карбонатными как лагунными, так и глубоководными) фациями. Состав вулканитов варьирует от базальтов до риолитов (табл. 4, рис. 3б). На единый мантийный источник, определяющий особенности и механизм петрогенезисиса на протяжении долгого временного отрезка, могут указывать низкие отношения (87Sr/86Sr) 0 как в породах комплекса основания, так и в апобазальтовых амфиболитах и апориолитовых гранат-биотитовых гнейсах (табл. 9). Именно этот факт может указывать на правомерность выделения гранит-зеленокаменных областей как самостоятельного и ведущего структурного элемента в строении докембрийской континентальной коры.

О глубокой дифференциации продуктов выветривания и разрушения ранних пород свидетельствует присутствие мраморов, мономинеральных, железистых и глиноземистых кварцитов, обусловленных накоплением SiO2, Fe, MnO, CaO, MgO и редких элементов (табл. 5). На общие хемогенные условия карбонатообразования указывает отсутствие в доломитовых, магнезитовых и кальцитовых мраморах примесей SiO2 и Al2O3, 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 китойской серии формировались при площадной дезинтеграции пород, их выветривании в терригеннно-хемогенных условиях, а Онотского пояса при мощном хемогенном переотложении только в синформных линейных зонах в этот же период времени.

Эволюция метабазальтоидов от ранних ассоциаций в пределах тоналит-трондьемитового комплекса основания, китойской серии и нижних частей Онотского зеленокаменного пояса, (нижние части малоиретской свиты) к верхним частям камчадальской свиты выражается в тенденции смены известково-щелочного тренда дифференциации доминирующим толеитовым, близким к NMORB (табл. 9). Из-за отсутствия сопряженных серий основных и ультраосновных пород при наличии основных, средних и кислых вулканитов, образующих в ряде случаев бимодальные серии с близкими отношениями (87Sr/86Sr)0, Онотский пояс может быть отнесен к вторичным зеленокаменным поясам известково-щелочного типа [ Конди, 1983], заложившимся на ранеей сиалической тоналит-трондьемитовой коре. В его апобазальтовых и апоандезит-базальтовых амфиболитах нижних частей разреза встречаются разности близкие к архейским дифференцированным базальтам типа ТН2, а верхних частях разреза - резко преобладают ТН1 [ Конди, 1983]. Метариолитовые и метаандезитовые гнейсы близки к F2 [ Конди, 1983], характеризующимся фракционированным распределением РЗЭ (рис. 3б). Отличительной особенностью Онотского пояса является присутствие карбонатных пород и преобладание среди них магнезитов, которые встречаются в Каларском зеленокаменном поясе Индии [ Монин, 1987]. Необходимо отметить, что для нижней малоиретской свиты, характерны более высокие значения возраста (2,786 млрд лет), чем для пород средней и верхней частей камчадальской свиты (2,675 млрд лет), где отмечается преобладание разнообразных мраморов, гнейсов и кварцитов над метавулканитами. Это свидетельствует о возрастных, изотопных особенностях становления пород пояса и необходимости проведения дальнейших геохронологических и геолого-геохимических исследований с целью достоверного обоснования последовательности формирования различных свит.

Процессы ультраметаморфизма (гранитизации) в максимальной степени проявлены в зоне сочленения ВСГГО и ПрГГО и способствовали гомогенизации пород комплекса основания, китойской серии и Онотского ЗП и, в конечном итоге, к стиранию границ между ними и становлению единого гранитно-метаморфического слоя земной коры, в котором только иногда можно выделить высоко- или низкометаморфизованный субстрат. На ранних стадиях эти процессы фиксируются в алюмосиликатных породах по формированию разнообразных мигматитов, на поздних - гранитов, а в мраморах - скарнов. По магнезитам образовывались скарны со шпинелью, форстеритом и энстатитом, которые впоследствии послужили субстратом для промышленных месторождений талькитов. За счет железистых кварцитов формировалились метасоматиты с гранатом, ромбическим и моноклинным пироксенами, амфиболом и кварцем. Во всех случаях прослеживается наложенный характер преобразований по всем типам пород и влияние субстрата на состав вновь формируемых ассоциаций. Результатом этих процессов является то, что в породах ультраметаморфического этапа, развитых по амфиболитам (умеренно) и по высокоглиноземистым гнейсам по сравнению с субстратом наблюдаются более высокие содержания SiO2, K2O, Rb, Ba, легких РЗЭ, Zr, Pb, и более низкие - Fe, MgO, CaO, а в ряде случаев Na2 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 тоналитам и трондьемитам отмечается некоторое снижение содержаний SiO2 и Na2O (рис. 3а, б, в); в метасоматитах по железистым кварцитам более низкие содержания SiO2 и железа и повышенные СaO и MgO, а при становлении скарнов по мраморам содержания этих элементов понижаются, но возрастают количества SiO2 и Al2O3. В целом же в породах ультраметаморфического этапа, по сравнению с субстратом, фиксируется накопление легких и вынос тяжелых РЗЭ элементов, как это видно из крутых наклонов на графиках (рис. 3в), а также более высокие начальные отношения 87Sr/86Sr в породах комплекса основания, образованиях китойской серии и Онотского зеленокаменного пояса (табл. 9).

Петрогеохимические особенности пород постультраметаморфического этапа определяются следующими факторами: 1) субстратом замещаемых пород; 2) химической направленностью процессов преобразований, сопровождающихся перераспределением элементов под воздействием растворов, обогащенных H2O, F, Cl, CO2, S; 3) физико-химическими условиями становления [ Левицкий, 2000; Петрова, Левицкий, 1984]. Именно эти факторы способствуют тому, что эта группа является чрезвычайно разнообразной по минеральному и химическому составу. Они характеризуются широкими и довольно высокими вариациями отношений (87Sr/86Sr)0, указывающими на сложные процессы взаимодействия корового и мантийного материала и, по-видимому, фракционирования изотопов в зональных телах. Ранние ассоциации представлены высокотемпературными и высокобарическими парагенезисами, а поздние - средне- и низкотемпературными умеренно и низкобарическими. По сравнению с субстратом, породы тыловых зон обогащены SiO2 и (или) Al2O3, а краевых - железом, CaO и MgO. При снижении температуры формирования метасоматитов (смены температурных подклассов) в породах фиксируется уменьшение концентраций оснований, щелочей, F, Cl и возрастание SiO2, H2O, СО2, S. В целом же процессы постультраметаморфических преобразований сопровождаются перераспределением большинства петрогенных и редких элементов.

На диаграмме AFM (рис. 4) показан средний состав пород Онотского и Таргазойского зеленокаменного поясов. Они имеют близкие характеристики - проявляется известково-щелочной и толеитовый тренды дифференции основных вулканогенных пород и возрастание щелочнометальности и кремнекислотности в породах ультраметаморфического этапа.

Гранитоиды шумихинского комплекса по петрогеохимическим особенностям - содержаниям щелочей, преобладанию K над Na, Fe над Mg, уровням содержаний и характеру распределения РЗЭ (рис. 3), геохронологическим данным, отношению (87Sr/86Sr)0 - близки к гранитам рапакиви, особенно к хорошо изученным рапакивиподобным ассоциациям приморского комплекса [ Левицкий и др., 1997а, 1997б]. Их принадлежность к рапакиви подтверждается типохимизмом минералов - высокой железистостью биотитов (64-86%) и амфиболов (77-88%), а также повышенными содержаниями К2O (0,9-2,3%) в амфиболах и Al2O3 (13-16%) в биотитах.

Породам ультраметаморфического и постультраметаморфического этапов, гранитоидам шумихинского комплекса присущи единые петрогеохимические особенности - повышенные содержания К, Ba, Sr, Zr, Nb, TR, Pb, Sn, обогащенность легкими и обедненность тяжелыми РЗЭ (рис. 3), а также более высокие по сравнению с субстратом отношения (87Sr/86Sr)0, свидетельствующие 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 собственно к становлению гранитно-метаморфического слоя.

Составы метасоматитов зон глубинных разломов в породах Онотского ЗП также как и пород постультраметаморфического этапа определяются субстратом, химической направленностью процессов, физико-химическими условиями формирования. Особенностью формирования метасоматитов зон глубинных разломов является перераспределение петрогенных и редких элементов, а также вынос и накопление их в благоприятных условиях. Так, при формировании апоалюмосиликатных метасоматитов по гнейсам (гранитам, мигматитам) выносятся SiO2, щелочи, железо (по амфиболитам), практически все редкие элементы, которые накапливаются в зонах формирования апокарбонатных метасоматитов, а также рудоносных апоамфиболитовых, 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 процессах петрогенезиса. Для этих пород характерно аномально высокое значение (87Sr/86Sr)0. Принципиально важным является и то, что формирование Онотского ЗП и метасоматитов в нем разновременно и генетически не связано.

Структурно-вещественные особенности пород, механизм формирования зеленокаменных поясов и рифтовых структур во многом подобны [ Грачев, 1977; Грачев, Федоровский, 1970 и многие др.]. Острая дискуссия 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 исследователей, хотя иногда и с существенными оговорками, признает рифтогенную природу зеленокаменных поясов вообще [ Божко, 1986; Милановский, 1983; Хаин, Божко, 1988 и др.], в том числе и Онотского [ Мехоношин, 1999 и др.].

Некоторыми авторами, особенно в последнее десятилетие, успешно разрабатываются альтернативные модели формирования и эволюции зеленокаменных поясов с позиций плейт- и плюм-тектонических гипотез [ Борукаев, 1996; Добрецов, Кирдяшкин, 1994, 1995; Condie, 1992; Kroner, 1991; Sleep, 1992 и др.]. В рамках этих моделей можно более полно объяснить главные особенности строения, развития и состава всех наблюдаемых комплексов, сменяющих друг друга на протяжении почти 3 млрд лет. На ранних этапах (3,1-3,7 млрд лет) в регионе устанавливается существование дифференцированной океанической (метатолеиты) коры, представленной породами шарыжалгайской и континентальной сиалической тоналит-трондьемитовой коры. Только на континентальной коре отмечается интенсивное растяжение, проседание [по Милановскому, 1983] и, в дальнейшем, заложение супраструктуры - зеленокаменных поясов (Онотского, Таргазойского, Монкреского, Урикского-Ийского) с резко варьирующими в них соотношениями и составами осадочных и вулканогенных пород в интервале 2,6-2,7 млрд лет, приуроченных к краевым частям Присаянского выступа фундамента Сибирской платформы. В этот этап доминировали пластические деформации при формировании троговых структур на ранних этапах развития. При этом наполнение комплекса происходило как при внедрении бимодальных серий, так и за счет разрушения и дезинтеграции сиалического (тоналит-трондьемитового) и мафического (существенно толеитового; [ Петрова, Левицкий, 1984]) составов. Породы китойской серии, представленные, главным образом, умеренно- и высокоглиноземистыми гнейсами, мраморами, при ничтожной доле метабазальтоидов, формировались за счет разрушения шарыжалгайской серии. Впоследствии породы обеих серий были метаморфизованы в условиях гранулитовой фации. К краевым частям структур, трассирующих зону сочленения ЗП с породами комплекса основания, непосредственно в пределах пояса приурочено наиболее интенсивное развитие процессов изохимического метаморфизма (возможно до гранулитовой фации?), аллохимического ультраметаморфизма. Эти процессы являются синколлизионными, происходят при взаимодействии и столкновении различных уже консолидированных блоков при сочетании условий растяжения и сжатия в разных частях структур и завершают кратонизацию коры. К зонам этого же направления приурочено интенсивное развитие постультраметаморфических высокобарических метасоматитов, посткинематических рапакивиподобных гранитоидов А-типа в интервале 2,0-1,8 млрд лет. Их развитие отражает повышенную щелочно-калиевую специфику древнейших рифтоподобных систем. Наиболее поздними - 633 млн лет - являются низкотемпературные метасоматиты в зоне Главного Саянского разлома. Его простирание, как и зоны сочленения гранулит-гнейсовых и гранит-зеленокаменных областей, а также кайнозойских и неогеновых базальтоидов в Тункинском рифте [ Грачев, 1977 и др.] совпадают между собой. Это указывает на парагенетические связи процессов петрогенезиса в регионе c мантийными источниками, возможно с глубинным долгоживущим диапиром разуплотненной мантии (по модели Н. А. Божко, 1983 и др.) в древних и молодых рифтогенных структурах.

 

Выводы

1. Для раннеархейского этапа характерно существование как континентальной сиалической коры, представленной тоналит-трондьемитовыми ассоциациями комплекса основания Онотского ЗП, так и океанической (мафической) - шарыжалгайского комплекса, впоследствии метаморфизованного в условиях гранулитовой фации. В строении континентальной земной коры юга фундамента Сибирской платформы принимают участие тоналит-трондьемитовый комплекс, высокометаморфизованные породы китойской серии, породы Онотского ЗП, породы ультраметаморфического этапа, арбанский комплекс габброидов и ильчирский метагипербазитов, породы постультраметаморфического этапа, метасоматиты зон глубинных разломов.

2. Онотский ЗП формировался на ранней сиалической тоналит-трондьемитовой коре. В нижних частях его разреза развиты известково-щелочные бимодальные серии от риолитов до базальтоидов; в средних - встречаются метабазальтоиды толеитового состава, терригенные породы, карбонатные фации, образование которых осуществлялось в условиях небольших



Поделиться:




Поиск по сайту

©2015-2024 poisk-ru.ru
Все права принадлежать их авторам. Данный сайт не претендует на авторства, а предоставляет бесплатное использование.
Дата создания страницы: 2020-04-01 Нарушение авторских прав и Нарушение персональных данных


Поиск по сайту: