Эволюция магматизма в зоне сочленения гранит зеленокаменных и гранулит-гнейсовых областей, Восточные Саяны, Сибирь - (реферат)
p>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
