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

Аннотация

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.

Введение

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.

Методика исследований

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]).

Методика геохронологических исследований.

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 (200-400 меш) 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 Ta₂ O₅ nH₂ O в виде суспензии в кислотах (HF+HNO₃ +H₃ PO₄ ) 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 ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr) ₀ проводились с использованием программы Isoplot [York, 1966] и полиномиального метода по моделям [McIntyre et al., 1966] с учетом ошибок ( 2 ) по обеим координатным осям (для отношения ⁸⁷ Rb/⁸⁶ Sr - 0,5% и ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr - 0,05%).

Методы аналитических исследований.

Нижние пределы обнаружения петрогенных элементов составляют (%) Si, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, P, Na, K - 0,01; а редких элементов (г/т): Zr, Ba, Sr, Zn - 5-10; Li, Rb, Cs, Pb - 0,5-1; La, Ce, Nb, Yb, Y прямым количественным 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 ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr)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 , K₂ O, Rb, Ba, легких РЗЭ, Zr, Pb (табл. 2, рис. 3в). Для различных типов мигматитов, автохтонных и аллохтонных гранитоидов китойской серии была получена серия изохрон с возрастами от 2,6 до 2,2 млрд лет [Сандимирова и др., 1993].

Породы постультраметаморфического 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 ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr)₀ = 0,698 0,001 [Сандимирова и др., 1992], а по метатоналитовым плагиогнейсам и трондьемитам 1 типа - 3,113 0,0039 млрд лет при ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr)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 ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr)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 , Al₂ O₃ , K₂ O, 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 Na₂ O (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 ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr)₀ = 0,701 до 2,786 0,059 млрд лет при ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr)₀ = 0,702.

Породы ультраметаморфического этапа содержат реликты метаморфических пород и 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 , K₂ O, Na₂ O, 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 , Al₂ O₃ , железа, щелочей и большинства редких элементов и уменьшаются CaO и (или) MgO; в железистых кварцитах отмечается вынос SiO₂ , железа и концентрирование Al₂ O₃ , 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 K₂ O, 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 ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr)₀ = 0,709 0,0007 до 2,117 0,0145 млрд лет при ( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr)₀ = 0,717 0,0008. По-видимому, к этому же этапу и временному периоду следует отнести 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.

--> ЧИТАТЬ ПОЛНОСТЬЮ <--