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

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

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).

Страницы: 1, 2, 3, 4