Результаты. 
Эволюция магматизма в зоне сочленения гранит-зеленокаменных и гранулит-гнейсовых областей, Восточные Саяны

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.

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, 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 высокои низкометаморфизованного протолита.

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, 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. 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. 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. 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. 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. 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. 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. 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 высокоили 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; в мигматитах по тоналитам и трондьемитам отмечается некоторое снижение содержаний SiO₂ и Na₂O; 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, а также более высокие начальные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в породах комплекса основания, образованиях китойской серии и Онотского зеленокаменного пояса.

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 — среднеи 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 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, 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, 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 плейти 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, умереннои 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.