Анотація

У будові кори півдня фундаменту Сибірської платформи беруть участь тоналіт-трондьемітовий комплекс підстави, високометаморфізованние породи кітойской серії, породи Онотского зеленокаменного пояса, ультраметаморфіческіе породи; арбанскій комплекс габброідов і ільчірскій метагіпербазітов, породи постультраметаморфіческого етапу, метасоматіти зон глибинних розломів. На раннеархейском етапі існувала як континентальна сіаліческая тоналіт-трондьемітовая кора, так і океанічна - базальтова. Порода Онотского зеленокаменного пояси приурочені до троговим лінійним (палеоріфтовим) областям розповсюдження ранньої сіаліческой тоналіт-трондьемітовой кори. У нижній його частині переважають вапняно-лужні бімодальне серії, у середніх - карбонатні фації, а у верхніх - Теригенні і флішові асоціації. Процеси ультраметаморфіческіх і постультраметаморфіческіх аллохіміческіх перетворень призводять до істотної зміни субстрату. До зон зчленування Прібайкальской Гранули-гнейсовой і Східно-Саянське граніт-зеленокаменной області приурочено поширення рапаківіподобних гранітоїдів шуміхінского комплексу, близьких за петрогеохіміческім характеристиках до гранітоїдами приморського комплексу Західного Прибайкалля. Субсогласное лінійне поширення порід Онотского пояса, ультраметаморфіческого і постультраметаморфіческого етапу, гранітоїдів шуміхінского комплексу та метасоматітов зон глибинних розломів свідчить про тривалої їх зв'язку з мантійних джерелами.

Введення

Граніт-зеленокаменние і гранули-гнейсовие області відносяться до основних геоструктурному елементів докембрійський континентальної кори і встановлення взаємовідносин між цими низько-і високометаморфізованнимі утвореннями є фундаментальною проблемою сучасної геології. Основна мета цього дослідження - виявити загальні закономірності прояву і еволюції процесів петрогенезіса в зоні зчленування Східно-Саянське граніт-зеленокаменной області (на прикладі найбільшого Онотского зеленокаменного пояса) з високометаморфізованнимі породами шарижалгайского комплексу Прібайкальской Гранули-гнейсовой області в південному крайовому виступі фундаменту Сибірської платформи (межиріччі Кіто, Б. і М. Білій, Онота і Тагни в Ю-В Прісаянье).

Раніше нами було виявлено широке розповсюдження тут тоналіт-тронд'емітових породних асоціацій [Сандімірова и др., 1992], проведені Геохронологічна і ізотопні дослідження [Левицький та ін, 1995; Сандімірова та ін, 1992, 1993], визначено склад порід комплексу підстави і деяких різновидів Онотского ЗП [Мехоношин, 1999; Ножкін та ін, 1995 і др.]. Встановлено природа і петрогеохіміческіе особливості оруденення Онотского родовища [Левицький, 1994], а також належність гранітів шуміхінского комплексу до рапаківіподобним гранітам [Левицький и др., 1997а, 1997б]. Ця робота узагальнює всі ранні і нові відомості з геології, геохронології, Петрологія і геохімії регіону.

Методика досліджень

Методичною основою робіт було дослідження порід різного генезису з чіткими взаємовідносинами між собою і особливостей їх геолого-петрологіческой і мінералого-геохімічної еволюції. У результаті виділені наступні асоціації порід: 1) магматичні; 2) метаморфічного етапу, що випробували ізохіміческіе перетворення; 3) ультраметаморфіческого етапу, представлені в алюмосилікатної субстраті плаг-і калішпатовимі мігматити і гранітоїдами, а в мраморах - апатиту; 4) метасоматичні постультраметаморфіческого етапу (послемігматітовие метасоматіти по Глебовіцкій, Бушмін [1983] та зон глибинних розломів. Постультраметаморфіческіе породи розвиваються при зниженні температури і відповідно виділяються температурні підкласи, які в цій роботі не розглядаються.

Для виявлення еволюції та особливостей петрогенезіса в Інституті геохімії СО РАН виконані Геохронологічна (Rb-Sr ізохронний метод, аналітики Г. П. Сандімірова, Ю. А. Пахольченко) та аналітичні дослідження: рентгено-флюоресцентний метод (петрогенние елементи, Ba, Sr, Zr, аналітики Т. Н. Гунічева і О. Л. Фінкельштейн); атомно-абсорбційні метод (Li, Rb, Cs, аналітик Д. Я. Орлова); кількісний спектральний 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, аналітики Е. В. Смирнова, Л. Н. Одареева, О. І. Кузнєцова, С. К. Ярошенко, Л. Л. Петров); сцинтиляційне метод (Au, Pd, аналітик C. І. Прокопчук). У роботі використані аналізи РЗЕ, виконані методом попереднього збагачення проб і кількісного спектрального аналізу в Інституті геохімії СО РАН (аналітики Л. І. Чувашова та Є. В. Смирнова) та інструментальним нейтронно-активаційного методом в Інституті геології і геофізики СО РАН (аналітик В. О. Бобров; [Ножкін и др., 1995]). Методика Геохронологічна досліджень.

Хімічна підготовка зразків для ізотопного аналізу проводилася з однієї навішування і включала розкладання сумішшю (HF + HNO 3 + HClO 4) і дві стадії поділу Rb і Sr методом іонообмінної хроматографії з використанням катіоніту фірм BiORad AG 50 W 8 (200-400меш) в H + формі. Вимірювання ізотопного складу виконувалися на мас-спектрометрі МИ 1201Т в комплекті з ПЗМ-2 і мікроЕОМ "Іскра-1256''в режимі однострічкову джерела. З метою підвищення іонізуючого ефекту і стабілізації іонного пучка при нанесенні проби на стрічку джерела використовували активатор на основі Ta2O5 nH2O у вигляді суспензії в кислотах (HF + HNO3 + H3PO4) у відношенні 1:1:1 [Таусон и др., 1983]. Визначення концентрацій рубідію виконувалося методом ізотопного розбавлення, а стронцію - методом подвійного ізотопного розбавлення. Правильність ізотопного аналізу оцінювали за допомогою стандартних зразків SRM-987, ВНИИМ-Sr, ІБГ-1 (граніт). Розрахунки параметрів ізохронний: значення Rb/Sr віку і первинних відносин (87Sr/86Sr) 0 проводилися з використанням програми Isoplot [York, 1966] і поліноміальною методу за моделями [McIntyre et al., 1966] з урахуванням помилок ( 2s) по обох координатним осях (для відносини 87Rb/86Sr -- 0,5% і 87Sr/86Sr - 0,05%). Методи аналітичних досліджень.

Нижні межі виявлення петрогенних елементів складають (%) Si, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, P, Na, K - 0,01; а рідкісних елементів (г/т): Zr, Ba, Sr , Zn -- 5-10; Li, Rb, Cs, Pb - 0,5-1; La, Ce, Nb, Yb, Y прямим кількісним спектральним методом - 0,1-15, спектрохіміческім з попереднім збагаченням методом і інструментальним нейтронно-активаційного 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 (спектрохіміческім з попереднім збагаченням) - 0,01-1; Ag - 0,01; Au, Pd - 0,0001. Методики аналізів викладені раніше [Смирнова, Конусова, 1982; Емісійний спектральний аналіз, 1976; Finkelshtein and Afonin, 1996 і др.]. Контроль правильності результатів визначення петрогенних і рідкісних елементів здійснювався за допомогою міжнародних і державних стандартів BCR, СТ-1А, СГД-1А, AGV-1, G-2, CM, СГ-1А, СГ-2, СІ-1, BM, ТБ, КН, GXR 1-5 та інших, а також повторними аналізами концентрацій одних і тих же елементів у вибіркових пробах різними методами, в різних лабораторіях і різних інституціях. Зіставлення результатів визначень петрогенних, рідкісних і рідкісноземельних елементів проводилося неодноразово і показало хорошу збіжність [Левицький, 2000; Петрова, 1990]. Показність проб і висока надійність аналітичних даних дозволили отримати достовірні геохімічні характеристики досліджених порід.

Фактичний матеріал

Основними геоструктурному елементами кори в південному крайовому Шарижалгайском виступі фундаменту Сибірської платформи є Прібайкальская Гранули-гнейсовая область (ПрГГО) і Східно-Саянських граніт-зеленокаменная область (ВСГЗО). У цілому, для зони зчленування високо і нізкометаморфізованних областей характерно як блокової, так і в деяких випадках лускатій-надвіговое будову, що відзначалося попередніми дослідниками [шафе и др., 1981]. Контакти між різними стратиграфічні підрозділами та комплексами, як правило, тектонічні з заляганням асоціацій з підвищеними Т-Р параметрами на більше нізкометаморфізованних утвореннях.                      Рис. 1     

Прібайкальская Гранули-гнейсовая область раніше у вигляді окремого геоструктурного елемента докембрійський кори не виділялася. В її склад нами включаються виходи порід гранулітовой фації в Іркутном, Жідойском, Кітойском, Булунском [Грабкін, Мельников, 1980; Левицький, 2000 и др.] та інших блоках Прісаянского крайового виступу фундаменту Сибірської платформи (рис.1).

Порода шарижалгайской серії переважають у Іркутном і Жідойском блоках, в смузі від р.Кітой до узбережжя озера. Байкал між сел. Култук і портом Байкал. Цьому ділянці присвячена велика кількість робіт [Грабкін, Мельников, 1980; Петрова, 1990; Петрова, Левицький, 1984; Еволюція земної кори ..., 1988 и др.]. Вік раннього метаморфізму, отриманий в лабораторіях Інститутів геохімії і земної кори СО РАН у різні роки Rb-Sr ізохронний методом по основних двупіроксеновим сланцями, коливається від 3,72 0,3 до 3,1 млрд. років [Мельников, 1991; Мехоношин та ін, 1987; Сандімірова та ін, 1979; Gornova and Petrova, 1999 і др.]. Виконані прецизійні визначення віку із цирконію, а також Rb/Sr, Nd/Sm дані [Бібікова та ін, 1990; Aftalion et al., 1991] показали широкий спектр значень: від 2,84 0,72 до 1,8 0,30 млрд років. Проте всі вони відносяться до порід ультраметаморфіческого етапу, та й до того ж в останній статті аналізувалися змінені породи, а первинні аналітичні матеріали не наведено.                      Рис. 2     

                     Рис. 3     

Метаморфічні породи кітойской серії розвинені в Булунском і Кітойском блоках (рис. 1, 2) представлені умеренногліноземістимі з буттям, амфібол, піроксенів, гранатом і високоглиноземисті з сілліманітом, кордіерітом, буттям, гранатом плагіогнейсамі, двупіроксеновимі плагіосланцамі і плагіогнейсамі (іноді з гранатом), метагаббро-анортозитами, доломітовими і кальцитовими мармурами, рідше силіманіт-біотитових кварцітогнейсамі і мономінеральних кварцитами. Склад порід наведено у табл.1, а спектри РЗЕ - на ріс.3в. Вік плагіогнейсов кітойской серії становить 2827 180 млрд років при (87Sr/86Sr) 0 = 0,7055 20.

Порода ультраметаморфіческого етапу займають січної положення щодо утворень метаморфічного етапу, містять їх релікти, постійно спостерігаються переходи від незмінених ранніх парагенезісов через плагіомігматіти, калішпатовие і тіньові калішпатовие мігматити до автохтонним і алохтонних гранітам. Склад порід ультраметаморфіческого етапу наведено в табл.2. У порівнянні з субстратом вони характеризуються меншими вмістом заліза, CaO, MgO, Li, F, елементів групи заліза, Yb і великими SiO2, K2O, Rb, Ba, легких РЗЕ, Zr, Pb (табл. 2, ріс.3в). Для різних типів мігматитів, автохтонних і алохтонних гранітоїдів кітойской серії була отримана серія ізохронний з віками від 2,6 до 2,2 млрд років [Сандімірова и др., 1993].

Порода постультраметаморфіческого етапу представлені головним чином амфіболовимі і в меншому ступені, скаполітовимі, біотитових, епідот-, цоізітсодержащімі парагенезісамі. Вони складають тіла неправильної і жильний форми, часто приурочені до контактів контрастних середовищ і звичайно трасують зони інтенсивних тектонічних порушень.

Східно-Саянських граніт-зеленокаменная область (ВСГЗО) по тектонічних зонах межує з ПрГГО. Виявлення плагіограніти з віком 3,25 млрд років по р.Онот [Бібікова и др., 1982] вперше дозволило поставити питання про широке поширення в регіоні тоналіт-трондьемітових асоціацій і зеленокаменних поясів. Пізніше за структурно-геологічним даними був виділений Східно-Саянських суперпояс [Еволюція земної кори ..., 1988]. В останні роки почали говорити про Східно-Саянське граніт-зеленокаменной області [Ножкін и др., 1995]. По комплексу геолого-структурних, Геохронологічна і Петрол-геохімічних даних в її будові можуть бути виділені: 1) породи інфраструктури -- найдавніші тоналіт-трондьемітовие асоціації комплексу підстави; 2) породи супраструктури, що утворюють Онотскій, Таргозойскій, Монкресскій і інші протяжні ЗП, що розрізняються набором і співвідношенням породних асоціацій (рис.1, 2).

Серогнейсовий комплекс підстави представлений метатоналітовимі біотіт-амфіболовимі і біотитових плагіогнейсамі з рідкісними лінзовіднимі включеннями амфіболіти. Виділяються ранні полосчатиє трондьеміти (1тіп), що утворюють масиви розмірами від 1-5 до 20-28км, які простежуються від р.. Онот до р.Савіна і пізні, січних тіла масивних трондьемітов і тоналітов (2тіп). Склад порід наведено в табл.3. Вік їх формування, отриманий раннє по трондьемітам 1 і 2 типу, складає 3,711 0,26 млрд років при (87Sr/86Sr) 0 = 0,698 0,001 [Сандімірова и др., 1992], а по метатоналітовим плагіогнейсам і трондьемітам 1тіпа - 3,113 0,0039 млрд років при (87Sr/86Sr) 0 = 0,7004 0,0005 (дані авторів, у пресі). Детальні петрографічні і петрогеохіміческіе характеристики тоналіт-трондьемітових асоціацій приведені раніше [Ножкін та ін, 1995; Сандімірова и др., 1992]. Плагіогнейсам і трондьемітам комплексу підстави Онотского пояса, як і інших регіонів світу [Трондьеміти, Дацит ..., 1983], властиві аномально низькі мантійні відносини (87Sr/86Sr) 0 і позитивні европіевие аномалії (рис.3). За регіональним схемами магматизму і кореляції, тоналіт-трондьемітовие асоціації з калішпатом і без нього відповідають раніше виділеним плагіограніти і плагіогнейсам онотского комплексу (рис.2).

Порода ультраметаморфіческого етапу в серогнейсовом комплексі підстави спостерігаються у вигляді січних жив, гнізд, зон і представлені біотитових і амфібол-біотитових плагіокалішпатовимі і калішпатовимі мігматити, автохтонними, параавтохтоннимі, алохтонних, як правило, лейкократовимі гранітами. Рідше зустрічаються жильні, істотно плагіоклазовие (ділянками мономінеральних) грубозернисті і пегматоідние породи - плагіоклазіти, а також калішпатовие або плагіоклазовие пегматіти. Розміри тел реліктових тоналітових блоків у мігматити і гранітах становлять (1 3) - (100 1000) м. Від вихідних тоналіт-трондьемітових асоціацій порід вони відрізняються підвищеним вмістом SiO2, Al2O3, K2O, Rb, Ba, Cs, Zr, Pb, легких РЗЕ (рис.3) та зниженими - Fe, MgO, CaO, Li, Yb, Y, Cu, Cr, V, Ni, Co, Sc, у ряді випадків Na2O (табл.3).

Для порід ультраметаморфіческого етапу характерно присутність як позитивною, так і негативною Eu аномалії (рис.3). Вік калішпатових мігматитів і гранітоїдів в породах комплексу підстави і онотского зеленокаменного поясу становить 2237 млн років [Сандімірова и др., 1993].

Порода Онотского зеленокаменного пояса (ЗП), метаморфізовані в умовах амфіболітовую і епідот-амфіболітовую фацій, спостерігаються у вигляді смуги, іноді виклінівающейся, тільки серед тоналіт-трондьемітових асоціацій, що залягають у ПрГГО (рис.1). Просторово, пояс співпадає з межами виділеного раніше Онотского грабена [Шамес, 1962]. У ряді місць породи пояса перекриваються високометаморфізованнимі породами кітойской серії.

У будові ЗП (знизу вгору) виділяється бурухтуйская, малоіретская, камчадальская і свита Соснового Байцим (рис.2). У бурухтуйской почту відзначаються апобазальтоідние амфіболіти, амфібол-біотитових сланці, апоріолітовие і апопелітовие гранат-біотитових плагіогнейси і плагіосланци, кварцити, мармурозовані вапняки. Малоіретская свита включає апоріолітовие і аподацітовие біотитових, біотіт-гранатові плагіогнейси, апопелітовие амфібол-біотитових (іноді з гранатом) і біотитових мікрогнейси, апоандезіт-базальтові амфіболіти. У камчадальской почту поширені мармури, серед яких над доломітовими і кальцитовими дивовижними речами переважають магнезитові. Вони перешаровуються з амфіболіти, мономінеральних і залізистих кварцитів, амфіболовимі, гранат-амфіболовимі, біотитових, гранат-біотитових сланцями і гнейсами. У свиті Соснового Байцим переважають амфіболіти і біотіт-гранатові гнейси, тонко перемежовуються (флішеподобние) з гематит-магнетитовими, гематитових, мономінеральних і сілліманітовимі кварцитами. Склад порід метаморфічного етапу наведено в табл.4, а спектри розподілу РЗЕ на ріс.3б. Rb-Sr методом за амфіболіти (метабазальтоідам), біотіт-гранатовим гнейсами (метаріолітам) різних світ була отримана серія ізохронний з віками від 2,675 0,095 при (87Sr/86Sr) 0 = 0,701 до 2,786 0059 млн років при (87Sr/86Sr) 0 = 0,702.

Порода ультраметаморфіческого етапу містять релікти метаморфічних порід і представлені в гнейсах і амфіболіти плагіомігматітамі, калішпатовимі і тіньовими калішпатовимі мігматити, гранітами, а також гранат-амфіболовимі з буттям основними породами; в доломітових мраморах -- піроксенових апатиту, в магнезитових - апатиту з енстатітом, форстерітом і шпінеллю; в залізистих кварцитів - гранат-кварц-амфіболовимі, піроксен-магнетитовими, феррісіліт-амфібол-кварц-гранатових, куммінгтоніт-магнетитовими, феррісілітовимі метасоматітамі. Хімічний склад порід наведено в табл.5. Ультраметаморфіческіе асоціації, розвинуті по алюмосилікатних порід, збагачені SiO2, K2O, Na2O, Rb, Cs, Ba, Sr, B, Mo, Sn, легкими РЗЕ, Zr, Pb, Ag, Au і збіднена - залізом, CaO, MgO, F, Yb, Y, Zn, Cu, Cr, V, Ni, Co, Sc.

При заміщенні доломітових і магнезитових мармурів апатиту збільшуються змісту SiO2, Al2O3, заліза, лугів і більшості рідкісних елементів і зменшуються CaO і (або) MgO; в залізистих кварцитів відзначається винос SiO2, заліза і концентрування Al2O3, CaO, MgO, лугів і більшості рідкісних елементів (табл.4, 5, ріс.3б).

Порода постультраметаморфіческого етапу розвиваються в породах комплексу підстави і в межах ЗП. Тіла їх мають подовжено-лінзовідную, овальну, субпластовую, гніздову форми, з чітким і слабо вираженим зональним будовою. Характерно також майданні розвиток мінералів у вигляді вкрапленнності. Найбільшим поширенням користуються апогабброідние і рассланцованние амфіболовие, біотіт-амфіболовие, амфібол-гранат-кварцові, біотіт-плагіоклаз-гранат-амфіболовие, кварц-гранат-біотіт-плагіоклаз-кварцові та кварц-гранатові (часто з дістеном), істотно біотитових (зі ставролітом, гранатом, амфібол, плагіоклазу), кварц-плагіоклаз-амфіболовие, аподоломітовие кварц-гематит-амфібол-графітові, апогнейсовие гранат-плагіклаз-Ставролен-дистен-біотіт-кварцові, цоізит-епідот-амфібол-плагіоклазовие, мусковіт-біотіт-плагіоклаз-кварцові, карбонатсодержащіе (з гранатом, Хлорити, амфібол) метасоматіти. Частина з них відноситься до високобаріческому Кіаніт-сілліманітовому типу. Специфікою їх складу є підвищені щодо субстрату змісту K2O, MnO, Li, B, Be, Sn, Mo, F, Zr, Ag, Au, Pd (табл.6). Для біотіт-гранат-кварц-плагіоклазових з сілліманітом, ставролітом, мусковітом метасоматітов постультраметаморфіческого етапу були отримані ізохронний в інтервалі від 1,994 0012 млн років при (87Sr/86Sr) 0 = 0,709 0,0007 до 2,117 0,0145 млрд років при (87Sr/86Sr) 0 = 0,717 0,0008. Очевидно, до цього ж етапу і тимчасового періоду слід віднести формування високобаріческіх порід у Арбанском масиві [Шарков и др., 1996].

Арбанскій комплекс габброідов і ільчірскій метагіпербазітов представлені поруч масивів, розмірами від кількох до сотень метрів (рідко десятків кілометрів), розміщених в породах комплексу підстави, кітойской серії і всіх світ Онотского ЗП. Хімічні склади їх порід наведені в табл.7 (виб.1-2). Судячи з того, що габброіди і гіпербазіти не схильні до ультраметаморфіческім перетворенням, але самі інтенсивно змінюються постультраметаморфіческімі асоціаціями, їх формування могло відбуватися в інтервалі 2,18-2,2 млрд років.

Шуміхінскій комплекс гранітоїдів чітко приурочений до зони зчленування високометаморфізованних порід шарижалгайской і кітойской серій з утвореннями Онотского пояса, простежуючи як безпосередньо серед них, так і в серогнейсовом комплексі підстави протягом 250-300км (рис.1). У якості самостійного комплексу ці гранітоїди виділені в останнє десятиліття при геолого-знімальних роботах ПГО "Іркутскгеологія''. Раніше більша їх частина включалася в саянскіх комплекс. Вони утворюють як одно-, так і багатофазні плутонію, розміри яких варіюють від десятків метрів до 10-15 десятків кілометрів. Порода першої фази представлені масивними і порфироподібна амфіболовимі, амфібол-біотитових, біотитових (часто з гіперстеном) гранодіорити, породи другої фази - масивними біотитових гранітами, а пізніх фаз - жильними Апліт, Гранодіорит-, граносіеніт-, граніт-порфірами, лейкогранітамі. Склад порід приведений у табл.7 (виб.4-6), а спектри розподілу РЗЕ на ріс.3г.

Вік формування гранітоїдів, отриманий Rb-Sr ізохронний методом для амфіболових, амфібол-біотитових гранодіорити і граніт-порфірів Онотского масиву, складає 1,983 0048 млн років при (87Sr/86Sr) 0 = 070633 0,00045. Для подібних гранодіорити, що відносяться до саянскіх комплексу (Барбітайскій масив Північно-Західного Прісаянья), U-Pb методом із цирконію був отриманий вік 1,848 0018 тисяч років при СКВО = 6,6 [Кірнозова и др., 2000].

пегматіти і граніт-пегматіти в регіоні широко розвинені в породах кітойской серії і серогнейсового комплексу, і рідше в межах самого пояса. Вони не мають чітко вираженого зонального будови. Серед них переважають плагіоклазовие і калішпатовие різниці з турмаліном (Шерлі), гранатом, мусковітом, ортітом (табл.7, виб.6). Для калішпатових різниць характерні аномально високий вміст Li, Rb, Cs. Вік їх формування - 1,86 0004 млн років, а (87Sr/86Sr) 0 = 0,738 0,0003.

Метасоматіти зон глибинних розломів приурочені до зон Дабадского (Кітойско-Заларінского), Алагніно-Холомхінского (Савинський), Онотско-Хартагнінского та інших розломів. У алюмосилікатних породах переважають альбіт, кварц-Мікроклін-хлорітовие (з буттям, мусковітом, амфібол), хлорітовие або серпентини-хлорітовие породи; в ранніх апатиту і магнезитових мраморах - тальксодержащіе асоціації, а в доломітових мраморах -- серпентінсодержащіе парагенезіси. Домінують низькотемпературні асоціації з Хлорити, серпентини, тальком. Набагато рідше відзначаються середньотемпературні метасоматіти з амфібол, калішпатом і буттям. Їхній склад наведений у табл.8 і розглянуто нами раніше [Левицький, 1994]. Вік їх формування становить 633 7 млн років при (87Sr/86Sr) 0 = 1,2255 0,0063.

Обговорення результатів                      Рис. 4     

За Геохронологічна і геолого-петрологіческім даними в зоні зчленування ВСГЗО і ПрГГО встановлюється наступна послідовність формування порід: тоналіт-трондьемітовий з амфіболіти комплекс основи; метаморфічні породи гранулітовой фації кітойской серії; породи Онотского зеленокаменного поясу; ультраметаморфіческіе асоціації; арбанскій комплекс габброідов; породи постультраметаморфіческого етапу; метасоматіти зон глибинних розломів. Між собою вони, як правило, мають тектонічні контакти, до яких приурочено інтенсивний розвиток різноманітних метасоматичні порід. Основні структурно-речові і ізотопно-Геохронологічна характеристики спостережуваних порід в узагальненому вигляді наведено в табл.9. На діаграмі AFM (рис. 4) чітко зазначається відокремлення полів виділених груп порід.

Порідні асоціації тоналіт-трондьемітового складу по петрогеохіміческім, Геохронологічна і ізотопним характеристиками близькі трондьемітогнейсам Амітсок, НУК (Гренландія; [Мак-Грегор, 1983]), нізкокаліевим гнейсами Свазіленду, тоналітам Тіспруіт (ПАР; [Коллерсон, Бріджуотер, 1983]), тоналіт-трондьемітовим гнейсами Уйвак-1 (Лабрадор, Канада; [Коллерсон, Бріджуотер, 1983]). Раніше зазначалося [Ножкін та ін, 1995; Сандімірова и др., 1992], що за стуктурно-текстурованим особливостей, мінерального складу, змісту петрогенних і рідкісних елементів, індикаторними відносин K/Rb, Rb/Sr, Sr/Ba, Ba/Rb, характеру розподілу РЗЕ, присутності позитивної европіевой аномалії (рис.3), а також аномально низьким мантійних відносин (87Sr/86Sr) 0 породи тоналіт-трондьемітового складу аналогічні найдавнішим гранітоїдами Землі [Трондьеміти, Дацит ..., 1983]. При цьому по ряду параметрів [Хантер, 1983; Condie and Hanter, 1976; Hanter et al., 1978] вони найбільш близькі до порід трондьемітового складу Свазіленду та трондьемітам діапірового плутону Тіспруіт зеленокаменного комплексу Барбертон (ПАР). По комплексу даних ці породи утворилися в континентальних умовах. Раніше [Петрова, Левицький, 1984] була встановлена приналежність вихідних порід шарижалгайского комплексу, розвинених в південно-західній частині оз. Байкал, до океанічних утворень c віком 3,1-3,7 млрд років [Мехоношин та ін, 1987; Сандімірова та ін, 1979; Gornova and Petrova, 1999 і др.]. Таким чином, для фундаменту крайової частини Сибірської платформи можна припускати присутність як раннеархейской сіаліческой континентальної, так і мафіческой океанічної кори, що мають в обох випадках низькі - 0,700-0,701 - первинні відносини 87Sr/86Sr і близькі вікові рівні - 3,1-3,7 млрд років - становлення високо-і нізкометаморфізованного протоліта (табл.9).

Мінеральний склад і петрогеохіміческіе особливості порід кітойской серії - варіації і підвищені змісту SiO2, Al2O3, CaO, K2O, Li, Ba, Rb, B, Zr, Hf, Nb, Cr, Ni (табл.1), високі відносини (87Sr/86Sr) 0 - дозволяють припускати істотну роль у складі серії продуктів дезінтеграції, вивітрювання, хімічної диференціації попередніх континентальних (комплекс підстави) і океанічних (шарижалгайскій комплекс) породних асоціацій. Метавулканіти поширені слабо і відносяться до вапняно-лужний серії (рис.4, табл.1). Нові Геохронологічна і петрогеохіміческіе дані підтверджують обгрунтованість виділення в складі шарижалгайского комплексу кітойской серії як самостійного стратиграфічного підрозділи.

Формування порід Онотского пояса приурочено до палеоріфтовим структурам, де знизу вгору простежується зміна бімодальний вулканічних серій зі зростанням частки базальтоідов і туфів, теригенними, а потім і хемогенно-осадовими (карбонатними як лагунами, так і глибоководними) фаціямі. Склад вулканітів варіює від базальтів до ріолітов (табл.4, ріс.3б). На єдиний мантійних джерело, що визначає особливості та механізм петрогенезісіса впродовж довгого часового відрізку, можуть вказувати низькі відносини (87Sr/86Sr) 0 як у породах комплексу підстави, так і в апобазальтових амфіболіти і апоріолітових гранат-біотитових гнейсах (табл.9). Саме цей факт може вказувати на правомірність виділення граніт-зеленокаменних областей як самостійного і провідного структурного елементу в будові докембрійський континентальної кори.

Про глибокої диференціації продуктів вивітрювання і руйнування ранніх порід свідчить присутність мармурів, мономінеральних, залізистих кварцитів і глиноземистих, зумовлених нагромадженням SiO2, Fe, MnO, CaO, MgO і рідкісних елементів (табл.5). На загальні хемогенние умови карбонатообразованія вказує відсутність у доломітових, магнезитових і кальцитових мраморах домішок SiO2 і Al2O3, а також підвищені змісту MnO і заліза в породах Онотского поясу і кітойской серії (табл.1, виб.4; табл.4, виб.9-12). Ці та інші дані дозволяють припускати, що породи кітойской серії формувалися при площинної дезінтеграції порід, їх вивітрюванні в террігеннно-хемогенних умовах, а Онотского пояса при потужному хемогенном перевідкладеного тільки в сінформних лінійних зонах в цей же період часу.

Еволюція метабазальтоідов від ранніх асоціацій в межах тоналіт-трондьемітового комплексу підстави, кітойской серії і нижніх частин Онотского зеленокаменного пояса, (нижні частини малоіретской свити) до верхніх частинах камчадальской свити виражається в тенденції зміни вапняно-лужного тренда диференціації домінуючим толеітовим, близьким до NMORB (табл.9). Через відсутність сполучених серій основних і ультраосновних порід при наявності основних, середніх і кислих вулканітів, що утворюють в ряді випадків бімодальне серії з близькими стосунками (87Sr/86Sr) 0, Онотскій пояс може бути віднесений до вторинних зеленокаменним поясів вапняно-лужного типу [Конді, 1983], заклали на рані сіаліческой тоналіт-трондьемітовой корі. У його апобазальтових і апоандезіт-базальтових амфіболіти нижніх частин розрізу зустрічаються різниці близькі до архейської диференційованими базальту типу ТН2, а верхніх частинах розрізу - різко переважають ТН1 [Конді, 1983]. Метаріолітовие і метаандезітовие гнейси близькі до F2 [Конді, 1983], що характеризується фракціонованим розподілом РЗЕ (ріс.3б). Відмінною особливістю Онотского пояса є присутність карбонатних порід і переважання серед них магнезитів, які зустрічаються в Каларський зеленокаменном поясі Індії [Монин, 1987]. Необхідно відзначити, що для нижньої малоіретской почту, характерні більш високі значення віку (2,786 млрд років), ніж для порід середньої і верхньої частин камчадальской свити (2,675 млрд років), де відзначається перевага різноманітних мармурів, гнейсів і кварцитів над метавулканітамі. Це свідчить про вікові, ізотопних особливості становлення порід поясу і необхідності проведення подальших Геохронологічна і геолого-геохімічних досліджень з метою достовірного обгрунтування?? оследовательності формування різних світ.

Процеси ультраметаморфізма (гранітізаціі) максимально проявлені в зоні зчленування ВСГГО і ПрГГО і сприяли гомогенізації порід комплексу підстави, кітойской серії і Онотского ЗП і, в кінцевому підсумку, до стирання кордонів між ними та становленню єдиного гранітно-метаморфічного шару земної кори, у якому тільки іноді можна виділити високо-або нізкометаморфізованний субстрат. На ранніх стадіях ці процеси фіксуються в алюмосилікатних породах з формування різноманітних мігматитів, на пізніх - гранітів, а в мраморах - апатиту. За магнезиту утворювалися апатиту з шпінеллю, форстерітом і енстатітом, які згодом стали субстратом для промислових родовищ талькітов. За рахунок залізистих кварцитів форміровалілісь метасоматіти з гранатом, ромбічним і Моноклінна піроксенів, амфібол і кварцом. У всіх випадках простежується накладений характер перетворень за всіма типами порід і вплив субстрату на склад знову сформованих асоціацій. Результатом цих процесів є те, що в породах ультраметаморфіческого етапу, розвинених по амфіболіти (помірно) і по високоглиноземисті гнейсами в порівнянні з субстратом спостерігаються більш високі змісту SiO2, K2O, Rb, Ba, легких РЗЕ, Zr, Pb, і нижчі - Fe, MgO, CaO, а в ряді випадків 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 мігматити по тоналітам і трондьемітам відзначається деяке зниження змістів SiO2 і Na2O (рис.3, б, в); в метасоматітах по залізистих кварцитів більш низькі змісту SiO2 і заліза і підвищені СaO і MgO, а при становленні апатиту по мармуру змісту цих елементів знижуються, але зростають кількості SiO2 і Al2O3. У цілому ж в породах ультраметаморфіческого етапу, в порівнянні з субстратом, фіксується накопичення легких і важких винос РЗЕ елементів, як це видно з крутих нахилів на графіках (ріс.3в), а також більш високі початкові відносини 87Sr/86Sr в породах комплексу підстави, утвореннях кітойской серії і Онотского зеленокаменного пояс (табл.9).

Петрогеохіміческіе особливості порід постультраметаморфіческого етапу визначаються наступними факторами: 1) субстратом заміщаються порід; 2) хімічної спрямованістю процесів перетворень, що супроводжуються перерозподілом елементів під впливом розчинів, збагачених H2O, F, Cl, CO2, S; 3) фізико-хімічними умовами становлення [Левицький, 2000; Петрова, Левицький, 1984]. Саме ці фактори сприяють тому, що ця група є надзвичайно різноманітної по мінеральному та хімічному складу. Вони характеризуються широкими і досить високими варіаціями відносин (87Sr/86Sr) 0, що вказують на складні процеси взаємодії коров'ячого і мантійних матеріалу і, мабуть, фракціонування ізотопів у зональних тілах. Ранні асоціації представлені високотемпературними і високобаріческімі парагенезісамі, а пізні - середньо-і низькотемпературними помірно і нізкобаріческімі. У порівнянні з субстратом, породи тилових зон збагачені SiO2 та (або) Al2O3, а крайових - залізом, CaO і MgO. При зниженні температури формування метасоматітов (зміни температурних підкласів) в породах фіксується зменшення концентрацій підстав, лугів, F, Cl і зростання SiO2, H2O, СО2, S. У цілому ж процеси постультраметаморфіческіх перетворень супроводжуються перерозподілом більшості петрогенних і рідкісних елементів.

На діаграмі AFM (рис.4) показаний середній склад порід Онотского і Таргазойского зеленокаменного поясів. Вони мають близькі характеристики - прояв