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

В строении коры юга фундамента Сибирской платформы участвуют тоналит-трондьемитовый комплекс основания, высокометаморфизованные породы китойской серии, породы Онотского зеленокаменного пояса, ультраметаморфические породы; арбанский комплекс габброидов и ильчирский метагипербазитов, породы постультраметаморфического этапа, метасоматиты зон глубинных разломов. На раннеархейском этапе существовала как континентальная сиалическая тоналит-трондьемитовая кора, так и океаническая - базальтовая. Породы Онотского зеленокаменного пояса приурочены к троговым линейным (палеорифтовым) областям распространения ранней сиалической тоналит-трондьемитовой коры. В нижней его части преобладают известково-щелочные бимодальные серии, в средних - карбонатные фации, а в верхних - терригенные и флишевые ассоциации. Процессы ультраметаморфических и постультраметаморфических аллохимических преобразований приводят к существенному изменению субстрата. К зонам сочленения Прибайкальской гранулит-гнейсовой и Восточно-Саянской гранит-зеленокаменной области приурочено распространение рапакивиподобных гранитоидов шумихинского комплекса, близких по петрогеохимическим характеристикам к гранитоидам приморского комплекса Западного Прибайкалья. Субсогласное линейное распространение пород Онотского пояса, ультраметаморфического и постультраметаморфического этапа, гранитоидов шумихинского комплекса и метасоматитов зон глубинных разломов свидетельствует о продолжительной их связи с мантийными источниками.

Гранит-зеленокаменные и гранулит-гнейсовые области относятся к основным геоструктурным элементам докембрийской континентальной коры и установление взаимоотношений между этими низко- и высокометаморфизованными образованиями является фундаментальной проблемой современной геологии. Основная цель этого исследования - выявить общие закономерности проявления и эволюции процессов петрогенезиса в зоне сочленения Восточно-Саянской гранит-зеленокаменной области (на примере самого крупного Онотского зеленокаменного пояса) с высокометаморфизованными породами шарыжалгайского комплекса Прибайкальской гранулит-гнейсовой области в южном краевом выступе фундамента Сибирской платформы (междуречье Китоя, Б. и М. Белой, Онота и Тагны в Ю-В Присаянье).

Ранее нами было обнаружено широкое распространение здесь тоналит-трондъемитовых породных ассоциаций [Сандимирова и др., 1992], проведены геохронологические и изотопные исследования [Левицкий и др., 1995; Сандимирова и др., 1992, 1993], определен состав пород комплекса основания и некоторых разновидностей Онотского ЗП [Мехоношин, 1999; Ножкин и др., 1995 и др.]. Установлены природа и петрогеохимические особенности оруденения Онотского месторождения [Левицкий, 1994], а также принадлежность гранитов шумихинского комплекса к рапакивиподобным гранитам [Левицкий и др., 1997а, 1997б]. Эта работа обобщает все ранние и новые сведения по геологии, геохронологии, петрологии и геохимии региона.

Методической основой работ являлось исследование пород различного генезиса с четкими взаимоотношениями между собой и особенностей их геолого-петрологической и минералого-геохимической эволюции. В результате выделены следующие ассоциации пород: 1)магматические; 2)метаморфического этапа, испытавшие изохимические преобразования; 3)ультраметаморфического этапа, представленные в алюмосиликатном 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. Постультраметаморфические породы развиваются при понижении температуры и соответственно выделяются температурные подклассы, которые в этой работе не рассматриваются.

Для выявления эволюции и особенностей петрогенезиса в Институте геохимии СО РАН выполнены геохронологические (Rb-Sr изохронный метод, аналитики Г.П.Сандимирова, Ю.А.Пахольченко) и аналитические исследования: рентгено-флюоресцентный метод (петрогенные элементы, Ba, Sr, Zr, аналитики Т.Н.Гуничева и А.Л.Финкельштейн); атомно-абсорбционным метод (Li, Rb, Cs, аналитик Д.Я.Орлова); количественный 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.Одареева, А.И.Кузнецова, С.К.Ярошенко, Л.Л.Петров); сцинтилляционный метод (Au, Pd, аналитик C.И.Прокопчук). В работе использованы анализы РЗЭ, выполненные методом предварительного обогащения проб и количественного спектрального анализа в Институте геохимии СО РАН (аналитики Л.И.Чувашова и Е.В.Смирнова) и инструментальным нейтронно-активационным методом в Институте геологии и геофизики СО РАН (аналитик В.А.Бобров; [Ножкин и др., 1995]).

Химическая подготовка образцов для изотопного анализа проводилась из одной навески и включала разложение смесью (HF+HNO 3 +HClO 4) и две стадии разделения Rb и Sr методом ионообменной хроматографии с использованием катионита фирм BiORad AG 50 W 8 (200-400меш) в H+ форме. Измерения изотопного состава выполнялись на масс-спектрометре МИ 1201Т в комплекте с ПРМ-2 и микроЭВМ "Искра-1256'' в режиме одноленточного источника. В целях повышения ионизирующего эффекта и стабилизации ионного пучка при нанесении пробы на ленточку источника использовали активатор на основе Ta2O5 nH2O в виде суспензии в кислотах (HF+HNO3 +H3PO4) в отношении 1:1:1 [Таусон и др., 1983]. Определение концентраций рубидия выполнялось методом изотопного разбавления, а стронция - методом двойного изотопного разбавления. Правильность изотопного анализа оценивали с помощью стандартных образцов SRM-987, ВНИИМ-Sr, ИСГ-1 (гранит). Расчеты параметров изохрон: значения Rb/Sr возраста и первичных отношений (87Sr/86Sr) 0 проводились с использованием программы Isoplot [York, 1966] и полиномиального метода по моделям [McIntyre et al., 1966] с учетом ошибок (2s) по обеим координатным осям (для отношения 87Rb/86Sr - 0,5% и 87Sr/86Sr - 0,05%).

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.

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 (1тип), образующие массивы размерами от 1-5 до 20-28км, которые прослеживаются от р. Онот до р.Савина и поздние, секущие тела массивных трондьемитов и тоналитов (2тип). 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 1типа - 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 250-300км (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.

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 80г.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.

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 глубин и лагун. В верхних частях разреза резко доминируют терригенные ассоциации. Китойская серия формировалась одновременно со становлением пород Онотского ЗП в результате дезинтеграции и переотложения материала пород шарыжалгайского комплекса.

3.Процессы ультраметаморфических и постультраметаморфических преобразований имеют наложенный аллохимический характер и вносят существенный вклад в становление гранитно-метаморфического слоя континентальной коры. Породы постультраметамофического этапа имеют высокобарический характер, фиксируя зоны сочленения геологических структур разного возраста, метаморфизма и генезиса. Метасоматиты зон глубинных разломов и сопутствующее им оруденение генетически не связаны со становлением Онотского ЗП.

4).Породы шумихинского комплекса относятся к рапакивиподобным гранитоидам и приурочены к зонам сочленения ПрГГО и ВСГЗО. По своим параметрам они тождественны гранитам Приморского комплекса Западного Прибайкалья.

5).В зонах сочленения ВСГГО и ПрГГО наблюдается линейный характер залегания пород Онотского ЗП и субсогласная приуроченность к этим же направлениям максимального проявления ультраметаморфических, постультраметаморфических процессов, гранитоидов шумихинского комплекса и метасоматитов зон глубинных разломов. Это свидетельствует о глубинной природе этих образований и их генетической связи с мантийными источниками.

Абрамович Г. Я., Хренов П. М., Эволюция магматизма и металлогении в докембрии юго-восточной Сибири, Проблемы эволюции докембрийской литосферы, с.289-299, Наука, Л., 1986.

Бибикова Е. В., Хильтова В. Я, ГрачеваТ.В. и др., Возраст зеленокаменных поясов Присаянья, ДАН СССР, 267, (5), 1171-1174, 1982.

Бибикова Е. В., Кирнозова Т. И., МакаровВ.А. и др., Возрастные рубежи в эволюции шарыжалгайского комплекса Прибайкалья (U-Pb система цирконов), Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления, с.162-170, Наука, Л., 1990.

Божко Н. А., Рифтогенез протерозоя, Проблемы эволюции докембрийской литосферы, с.95-103, Наука, Л., 1986.

Борукаев Ч. Б., Тектоника литосферных плит в архее, 60с., НИЦ ОИГГМ СО РАН, Новосибирск, 1996.

Глебовицкий В. А., Бушмин С. А., Послемигматитовый метасоматоз, 215с., Наука, Л., 1983.

Грабкин О. В., Мельников А. И., Структура фундамента Сибирской платформы в зоне краевого шва, 90с., Наука, Новосибирск, 1980.

Грачев А. Ф., Рифтовые зоны Земли, 246с., Недра, Л., 1977.

Грачев А. Ф., Федоровский В. С., О единой природе рифтов, авлокогенов и геосинклинальных трогов, Советская геология, (12), 121-122, 1970.

Грачев А. Ф., Федоровский В. С., Зеленокаменные пояса докембрия: рифтовые зоны или островные дуги, Геотектоника, (5), 3-22, 1980.

Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г., Глубинная геодинамика, 299с., НИЦ ОИГГМ СО РАН, Новосибирск, 1994.

Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г., Теплообмен и реология нижней мантии в ранние периоды развития Земли, Доклады РАН, 345, (1), 103-105, 1995.