Рис. 4
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 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.
Бибикова Е. В., Хильтова В. Я, Грачева Т. В. и
др., Возраст зеленокаменных поясов Присаянья, ДАН СССР, 267, (5),
1171-1174, 1982.
Бибикова Е. В., Кирнозова Т. И., Макаров В. 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,
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
Сибирской платформы в зоне краевого шва, 90 с., Наука, Новосибирск,
1980.
Грачев А. Ф., Рифтовые зоны Земли, 246 с.,
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,
299 с., 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.
Похожие работы на - Эволюция магматизма в зоне сочленения гранит зеленокаменных и гранулит-гнейсовых областей, Восточные Саяны, Сибирь
|