Геохимия и условия формирования редкометальных метасоматитов в зонах Бирюсинского и Даванского разломов

Кущ, Лариса Владимировна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геохимия и условия формирования редкометальных метасоматитов в зонах Бирюсинского и Даванского разломов
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Геохимия и условия формирования редкометальных метасоматитов в зонах Бирюсинского и Даванского разломов"

0046102.3« На правах рукописи

Кущ Лариса Владимировна

ГЕОХИМИЯ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ МЕТАСОМАТИТОВ В ЗОНАХ БИРЮСИНСКОГО И ДАВАНСКОГО РАЗЛОМОВ (ЮГ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ)

Специальность 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

1 4 0КТ 2010

Иркутск - 2010

004610238

Работа выполнена в Учреждении РАН Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук старший научный сотрудник Макрыгина Валентина Алексеевна

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук старший научный сотрудник Загорский Виктор Егорович

кандидат геолого-минералогических наук старший научный сотрудник Хрусталев Валерий Константинович

Ведущая организация: Иркутский Государственный Университет,

г. Иркутск

Защита состоится 20 октября 2010 г. в 14— на заседании диссертационного совета Д 003.059.01 при Институте геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН по адресу: 664033, Иркутск, ул. Фаворского 1а, Факс (3952) 427050. E-mail: korol@igc.irk.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН по адресу: 664033, Иркутск, ул. Фаворского 1а.

/Г-

Автореферат разослан сентября 2010 г.

Ученый секретарь совета, ^^

к.г.-м.н. //, КЪлл/— Г.П.Королева

JI JtkjMj -

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Важным этапом становления древних платформ является формирование в их краевых структурах в палеопротерозое вулкано-плутонических поясов, которые включают комплексы калиевых рапакивиподобных гранитоидов и кислых вулканитов. В то же время вдоль зон региональных разломов краевых частей древних платформ развиты также крупные линейные поля кварц-полевошпатовых гранитовидных метасоматитов повышенной щелочности. Геохимические особенности этих образований имеют много общего с гранитами рапакиви, а с полями приразломных метасоматитов, контролируемых бластотектонитовыми швами, связаны крупные месторождения редких металлов.

Точная диагностика метасоматитов, основанная на особенностях их вещественного состава, а также анализ соотношений метасоматоза с другими эндогенными процессами - тектоникой, метаморфизмом, магматизмом -принадлежит к актуальным проблемам петрологии, имеющим как общетеоретическое, так и прикладное значение. Объектами, которые подходят для решения этих вопросов являются зоны Даванского и Бирюсинского разломов в краевой части Сибирской платформы.

Особый интерес вызывают геохимические аспекты проблемы приразломного метасоматоза в связи с тем, что эти природные образования сформировались в земной коре при большем или меньшем участии глубинных флюидов. Недостаточная изученность вследствие сложности и многообразия условий проявления магматизма и метасоматоза в протерозойских структурах глубинных разломов вызывает необходимость углубленного геологического, петролого-геохимического и минералогического изучения данных образований.

Целью исследований является реконструкция условий формирования редкометальных приразломных метасоматитов, выявление причин локализации их в краевых частях платформ и отличительных признаков от сходных образований на основе сравнительного петролого-геохимического анализа метаморфических, магматических и редкометальных метасоматических пород в зонах Бирюсинского и Даванского разломов. Для метасоматитов зоны Бирюсинского разлома, необходимо обоснование их принадлежности к типу приразломных метасоматитов.

В задачи исследований входило:

1. Охарактеризовать геологические условия проявления полей приразломных метасоматитов и пространственно ассоциирующих с ними кислых магматитов протерозоя и выявить их минералого-пегрографические особенности.

2. Выявить особенности строения метасоматических образований и стадий метасоматоза в зоне Бирюсинского разлома и Даванской зоны смятия, а также изучить поведение петрогенных и редких элементов в процессах мигматизации и приразломного метасоматоза

3. Дать сравнительную геохимическую характеристику бериллийсодержащих метасоматитов, развитых в зонах Бирюсинского и Даванского региональных разломов.

Защищаемые положения.

Результаты геолого-геохимического изучения приразломных метасоматитов зон региональных разломов отражены в следующих защищаемых положениях:

1. Главной геологической особенностью приразломных метасоматитов является приуроченность к бластотектонитовым швам, зонам смятия, оперяющим краевой шов Сибирской платформы. Протолитом как в Бирюсинской, так и в

Даванской зоне послужили ортопороды активной континентальной окраины, бедные редкими элементами.

2. На ранней щелочной стадии метасоматоза, более интенсивно проявленной в Даванской зоне, образуются линейные кварц-полевошпатовые тела, близкие по составу к субщелочным граносиенитам с повышенными концентрациями Nb, Та, Zr, Hf, РЗЭ, Th, U.

3. Переход к кислотной и поздней щелочной стадиям приразломного метасоматоза приводит к формированию редкометальных метасоматитов, которые в Даванской зоне на порядок богаче Ве и F по сравнению с метасоматитами зоны Бирюсинского разлома при близких уровнях содержаний Nb, Та, Zr, Hf, РЗЭ, Th, U.

4. Интенсивность метасоматоза и степень редкометалльной рудоносности приразломных кварц-полевошпатовых метасоматитов сравниваемых зон увеличивается вдоль шва платформы с юго-запада на северо-восток (Бирюса - Даван - Катугин). Это определяется большей глубиной проникновения разломов, поставляющих растворы, богатые мантийными (Nb, Та, Zr, Hf, РЗЭ, U) компонентами. Растворы провоцируют метасоматоз и анатексис протолита с обогащением продуктов коровыми (Th, Ве, Sn) элементами.

Практическая значимость. На основании выявленных закономерностей, разработаны критерии поиска зон с повышенными концентрациямии бериллия. Учитывая высокую перспективность многих полей приразломных метасоматитов на обнаружение рудопроявлений редких и радиоакивных металлов, а также на некоторые виды нерудного сырья (криолит и др.), установление закономерностей проявления приразломных метасоматитов важно для выявления новых месторождений редких металлов.

Фактический материал. В основу работы положен фактический материал, собранный автором при проведении полевых сезонов - 1994-1997, 2000-2004 в Присаянье и Северном Прибайкалье под руководством к.г.-м.н. В.Н.Собаченко. В результате было отобрано 370 штуфных проб. Изучено 255 прозрачных шлифов. Проведен химический анализ более 300 образцов пород. Кроме того, использованы коллекции образцов В.Н. Собаченко.

Полевые исследования и обработка. При изучении пород зон разломов выбиралось несколько опорных разрезов, в которых были представлены все разности пород. По каждому типу пород отбирались геохимические пробы, контролируемые прозрачными шлифами, с детальным опробованием контактовых зон с вмещающими породами.

Аналитические методы исследований. Анализы пород и минералов большей частью выполнялись в лабораториях Института геохимии СО РАН. Химический состав пород определялся силикатным анализом Бехтеревой Н.М., Былковой В.,Ф., методом фотометрии пламени К, Na, Li, Rb, Cs Матвеевой JI.H., Стрежневой Г.Я., Тен T.B. и Ложкиной З.М. - методом РФА. Эмиссионным спектральным методом анализировались: Ве, В - Чернышовой О.М.; элементы группы железа - Одареевой Л.Н. и Воробьевой С.С.; Ва, Sr - Ярошенко С.К.; РЗЭ - химико-спектральным методом Смирновой Е.В., Чувашевой Л.А; Nb, Та, Zr, Hf - химико-спектральным методом Коваль Л.П. Арбатской C.K. U, Th определялись рентгенофлюоресцентным методом Ложкиной З.М., Финкельштейном А.Л. Правильность и точность анализов контролировались с помощью стандартных образцов (Geostandards, 1994). Всем аналитикам автор выражает глубокую благодарность.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 30 работ, в том числе две в рецензируемых журналах. Результаты исследований

представлялись в форме докладов и тезисов на научных чтениях (июнь 2003), Иркутск; на XX Всероссийской молодежной конференции СО РАН, ИЗК СО РАН, (апрель 2003 г.,), Иркутск; на конференции молодых ученых Института геохимии СО РАН; региональной научной конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов» в Томском госуниверситете (Томск, ноябрь 2001 г); III Международной Сибирской конференции молодых ученых по наукам о земле, Новосибирск, 2006; Всероссийской научной конференции: "Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды", Иркутск, 2007; на научно-технической конференции ФГГГ ИрГТУ (2002, 2003, 2004, 2010гг.), Иркутск.

Структура и объем работы

Работа общим объемом 191 страница состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы. Содержит 52 рисунка и 35 таблиц. Список литературы включает 142 библиографических наименования.

Благодарности.

Автор выражает глубокую благодарность научному руководителю д.г.-м.н. В.А. Макрыгиной за постоянное внимание, ценные замечания, поддержку. Особую благодарность выражаю безвременно ушедшему первому научному руководителю к.г.-м.н. В.Н. Собаченко за помощь в выборе объектов исследования, предоставленные геологические материалы и возможность участвовать в полевых работах. За обсуждение фактического материала, консультации и ценные советы благодарна д.г.-м.н. Козлову В.Д., к.г.-м.н. Мехоношину A.C., к.г.-м.н. Колотилиной Т.Б., Антипину B.C., Перепелову А.Б. Автор искренне признательна всем коллегам, способствовавшим выполнению этой работы.

Работа выполнена в Лаборатории гранитоидного магматизма и метаморфизма ИГХ СО РАН при поддержке грантов РФФИ 00-05-64676, 08-05-05403.

Глава 1. ОБЩИЕ ПРОБЛЕМЫ ИЗУЧЕНИЯ ПРИРАЗЛОМНОГО МЕТАСОМАТОЗА

В главе рассмотрены современные представления о метасоматозе и генезисе приразломных метасоматитов. Приразломные метасоматиты как самостоятельная формация метасоматических пород, характерная для протоплатформенных областей докембрия, выделена в семидесятых годах прошлого столетия. К ней относятся существенно полевошпатовые щелочные метасоматиты гранитовидного облика, с которыми связано Be, Sn, Та, Nb, Zr, РЗЭ-оруденение. От похожих на них по составу и специализации редкоземельных пегматитов они отличаются структурами, приуроченностью к крупным глубинным разломам и отсутствием прямой связи с интрузивными образованиями. В главе освещены вопросы терминологии и классификации продуктов динамометаморфизма, используемые в работе. Приведены основные понятия теории метасоматоза, которые фигурируют в работе.

Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ КРАЕВОЙ ЧАСТИ ЮГА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И ОБРАМЛЯЮЩИХ ЕЕ РАЗЛОМОВ

2.1 Система краевых швов юга Сибирской платформы

Редкометальные приразломные метасоматиты, изучению которых посвящена данная работа, приурочены к отдельным участкам глубинных разломов, обрамляющих платформу с юга (рис. 1, 2). Выступы фундамента платформы отделены от каледонид складчатого обрамления системой глубинных разломов краевого шва, строение которого рассмотрено в работах Е.В. Павловского, Л.И. Салопа, С.М. Замараева, В.Д. Маца, П.М. Хренова, А.И. Сизых, A.M. Мазукабзова, Д.П. Гладкочуба и других исследователей.

Рис. 1 Расположение районов исследований:

1 - зона Бирюсинского разлома; 2 - зона Даванского разлома; 3 - зона Канарского разлома

Рис. 2 Схема разломов краевого шва юга Сибирской платформы. Названия разломов и их номера: 1 - Главный Саянский; 2 - Бирюсинский; 3 - Приморский; 4 - Даванский

(Аб чадский); 5 - Малоакитканский (Левоминьский); 6 - Канарский; 7 -Каларско-Карснгский; 8 - Жуинский.

Геологические материалы свидетельствует о том, что в протерозойское и фанерозойское время развитие в этой области магматизма, метаморфизма и рудообразования контролировалось глубинными разломами краевого шва (Лобанов, 1966, Бухаров, 1971, Скляров, Гладкочуб и др., 2000, Булдыгеров, Собаченко, 2005). В Восточных Саянах краевым швом является зона Главного Саянского разлома. Она имеет мощность от нескольких сотен метров до 7-8 км и сложена неоднократно переработанными породами, что свидетельствует о длительном ее развитии. С юго-запада к зоне Главного Саянского разлома примыкают структуры Присаянья, сложенные раннепапеозойскими образованиями (Молчанов, 1934; Парфенов, 1967; и др.). Собственно объектом исследования послужила зона Бирюсинского разлома, ответвляющаяся на северо-запад от краевого шва.

В Западном Прибайкалье зону краевого шва продолжает Приморский разлом, отделяющий каледониды Ольхонского региона от Прибайкальского выступа платформы. В Северном Прибайкалье Чуйское поднятие обрамляется Малоакитканским и Абчадским разломами. Первый является границей между вулканитами Северо-Байкальского вулкано-плутонического пояса (СБВПП) и Чуйским поднятием, а второй отделяет Чуйское поднятие от Олокитского синклинория. Южнее устья р. Абчада эти разломы под названием Даванского и Левоминьского сближаются, но не сливаются, а обрамляют зону сильно

текгонизированных пород шириной до 8-20 км, известную как Даванская зона смятия. По данным аэрогеофизических работ (Егоров, 1971) Левоминьский и Приморский разломы образуют единый Главный Прибайкальский разлом, который является продолжением Приморского и Главного Саянского разломов (Берзин, 1967), то есть входят в систему краевого шва Сибирской платформы.

2.2. Геологическое строение Бирюсннского выступа и зоны Бнрюсинского разлома

Бирюсинский выступ фундамента Сибирской платформы находится в северозападной части Восточного Саяна, в бассейнах рек Туманшета, Тагула, Бирюсы, Уды и Ии. Выступ в плане ориентирован в северо-западном направлении, имеет вытянутую форму и ограничен глубинными разломами. Длина его превышает 300 км при средней ширине в 70-80 км. Несмотря на длительную историю изучения геологии Восточного Саяна, тектоническая позиция, внутренняя структура и история формирования Бирюсинского блока дискуссионны (Рассказчиков, 1971; Сизых, Шафеев, 1976; Галимова, Бормоткина, 1983; Алтухов, 1986; и др.). Бирюсинский выступ, называвшийся ранее Бирюсинской глыбой, представляет гетерогенную структуру, состоящую из нижнеархейских глыб (хайламинская серия), верхнеархейских трогов (монкресская серия) и наложенных нижнепротерозойских протоплатформенных прогибов, выполненных отложениями неройской серии (Галимова, Бормоткина, 1983; Эволюция ..., 1988). По новой тектонической терминологии это сооружение называют Бирюсинским супертеррейном (Мазукабзов и др., 2006). В его составе выделяется три террейна или тектоно-стратиграфических комплекса: хайламинский, монкресский и неройский. Хайламинский тектоно-стратиграфический комплекс (ТСК) включает полиметаморфическую хайламинскую толщу, сложенную биотит-амфиболовыми гнейсами и двупироксеновыми сланцами. Монкресский ТСК сложен амфиболитами, микрогнейсами, кварцитогнейсами и слюдистыми сланцами, метаморфизованными в условиях амфиболитовой и частично эпидот-амфиболитовой фаций. Они реставрируются как метатолеиты, метадациты, метариолиты зеленокаменного пояса (Сезько, 1988). Неройский ТСК в объеме алхадырской и туманшетской свит отражает формирование палеопротерозойского подвижного пояса (Эволюция..., 1988). В алхадырской свите мощностью 3000 м преобладают слюдистые сланцы с гранатом, ставролитом, дистеном; менее распространены пласты мраморов, кварцитов. Основные метавулканиты нижней части алхадырской свиты близки по геохимическим особенностям к вулканитам континентальных рифтовых зон.

Бирюсинский разлом разделяет Бирюсинскую и Присаянскую структурно-фациальные зоны (Берзин Н.А, 1967). Разлом ориентирован по азимуту 300-320° с крутым (60-80°) падением на юго-запад, прослеживается на расстояние более 250 километров и на юго-востоке под острым углом причленяется к Главному Саянскому разлому. Бирюсинский разлом хорошо дешифрируется на аэрофотоснимках разных масштабов и на фотоснимках из космоса. Он отчетливо проявлен в виде линейных аномалий тория и калия по результатам аэрогаммаспектрометрической съемки, однако не находит четкого отражения в характере физических полей по результатам магнитной и гравиметрической съемок. Все это позволяет по кинематике движений охарактеризовать Бирюсинский разлом как взброс со сдвиговой компонентой (Берзин, 1967).

2.3. Геологическое строение Данайской зоны смятия. Даванская зона смятия, в которой изучались приразломные щелочные метасоматиты Северного Прибайкалья, протягивается от мыса Мужинай на озере Байкал в северо-восточном

направлении через Даванский перевал до устья р. Абчада более чем на 200 км при ширине зоны от 8-10 км до 20 км. Она была выделена в 1960-1961г.г. М.П. Лобановым с соавторами. Позднее Бухаров (1973) называл этот глубинный разлом зоной Главного структурного шва, который в южной части разделяет Чуйский выступ фундамента от Олокитского прогиба, а северо-западное ответвление его (Даванский-Малоакитканский разломы) является границей СБВПП и Чуйского поднятия. Неоднократные движения по этим сближенным разломам привели к формированию собственно зоны смятия - мощной и протяженной толщи гранитогнейсов, гнейсогранитов и бластокатаклазитов.

В пределах Даванской зоны гнейсы и мигматиты укучиктинской серии и породы гранитоидного состава интенсивно катаклазированы, милонитизированы, местами преобразованы последующим субщелочным метасоматозом мезопротерозойекого возраста. Степень мигматизации пород возрастает по мере сближения разломов.

Глава 3. ГЕОЛОГИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД ЗОНЫ БИРЮСИНСКОГО РАЗЛОМА (Ия -Барбитайское междуречье)

3.1. Метаморфические породы в зоне Бирюсинского разлома.

Хайламинская серия (АКгЫ), слагающая основную часть Бирюсинской глыбы,

представляет переслаивание биотитовых, гранат-биотитовых, биотит-амфиболовых гнейсов, амфиболитов и мигматитов, среди которых отмечаются реликты кислых гранатовых гранулитов, двупироксеновых сланцев, гиперстен-биотитовых гнейсов. Мощность ее более 6000 м. Выделяется два этапа метаморфизма: более древний гранулитовый метаморфизм повышенных давлений и наложенный в протерозое метаморфизм амфиболитовой фации, также повышенных давлений. В результате образуется Бирюсинско-Туманшетский метаморфический пояс кианит-силлиманитового типа. В сопряженных структурах грабенов, в частности, в Урикско-Туманшетском, развит зональный пояс андалузит-силлиманитового типа, метаморфизм пород которого не поднимается выше зеленосланцевой - начала амфиболитовой фации (Сизых, 1987). Вблизи зоны разлома в гнейсах и амфиболитах верхнего архея и нижнего протерозоя широко развиты процессы катаклаза и милонитизации, а также поздней калиевой мигматизации.

3.2. Гранитоиды зоны Бирюсинского разлома. В зоне разлома выделяется два комплекса гранитоидов - бирюсинский и саянский. Первый локализуется в основном в гнейсах хайламинской толщи, гранитоиды саянского комплекса прорывают как хайламинскую, так и сланцево-карбонатную толщу нижнего протерозоя (алхадырская свита), развитую в прогибах архейского фундамента. Гранитоиды бирюсинского комплекса образуют непрерывный ряд от мигматитов до гнейсовидных микроклиновых гранитов которые в породах архея образуют гранито-гнейсовые купола, пространственно приуроченые к северо-восточному краю Бирюсинской глыбы (Брынцев, 1994).

Гранитоиды саянского комплекса соответствуют гранодиоритовой - гранит -лейкогранитной формации (Таскин, 1962; Руднев, 1962). Их возраст 1858±20 млн. лет (Левицкий и др., 2002). Они находятся в возрастном интервале гранитоидов, широко развитых в выступах фундамента древних платформ (1,8-1,9 млрд. лет), и могут рассматриваться как интрузивные образования, внедрение которых происходило вслед за коллизионными процессами, обусловившими становление раннепротерозойского суперконтинента в интервале 1,9-2,0 млрд. лет. На Ия-Барбитайском междуречье из пород саянского комплекса широко развиты малые

тела лейкократовых гранитов с биотитом и мусковитом, массивной или слабо гнейсовидной текстуры. Микроструктуры пород гипидиоморфнозернистые, реже неотчетливо порфировидные. Микроклин-пертиты, иногда решетчатые микроклины преобладают над альбит-олигоклазами и альбитами. Среди темноцветных минералов кроме биотита часто присутствует турмалин (шерл). Акцессорные минералы представлены сфеном и цирконом.

3.3 Бластотектониты характерны для всех зон дислокационного метаморфизма, приуроченного к региональным разломам. Они сопровождаются, как правило, ретроградным метаморфизмом эпидот-амфиболитовой фации, в условиях которого пластичные деформации сменяются хрупкими. В зоне Бирюсинского разлома бластотектониты фиксируются в виде мощных (от 100м до 8 км) протяженных на десятки км (до 60км) пластин в гнейсо-сланцевой толще хайламинской серии.. В породах видны следы катаклаза и бокового давления. Структуры гранобластовые, нематогранобластовые, порфиробластовые, текстуры линейно-полосчатые, бластомилонитовые. В гнейсах, амфиболитах, гранито-гнейсах и гранитах бирюсинского комплекса вначале формируются очково-полосчатые и грубоочковые бластокатаклазиты, затем бластомилониты с биотитом и амфиболом.

В осевой зоне разлома в грубоочковых бластотектонитах развивается низкотемпературный диафторез - хлорит, серицит, эпидот, гематит, иногда карбонаты, с реликтами крупных очковых зерен микроклина или плагиоклазов.

3.4. Геохимические особенности гнейсов, гранитоидов и бластотектонитов зоны Бирюсинского разлома

Состав гнейсов хайламинской свиты варьируют в широких пределах, особенно по содержаниям Ке203, СаО, Ка20, К20. Для гнейсов характерны невысокиеконцентрации литофильных элементов (Ве, 8п, 1л, ЯЬ), а также Та, 2т, при повышенных концентрациях элементов группы железа, Бг, Ва. Содержания £ТЯ+У варьируют от 172 до 265, редко до 400 г/т при значениях стЕи 0,70-1.

Грубоочковые бластотектониты развиты по разному субстрату, что отражается в разнообразии химического состава и его сходстве с гнейсами, однако при проявлении метасоматических преобразований они близки по составу к граносиенитам (рис. 3). Вариации коэффициентов агпаитности Ка1|1 = 0.46-0.63, общей железистости Г= 0.54-0.66 для этих пород невелики. Уровни концентраций Юз, Се, Бгп, УЬ, У, N1), Та, ТЬ в бластотектонитах близки к таковым в сланцах и гнейсах. Следовательно, дислокационный метаморфизм в условиях эпидот-амфиболитовой фации значительными изменениями валового химического и редкоэлементного составов пород не сопровождался. Вблизи тел высокотемпературных гранитовидных метасоматитов в грубоочковых бластотектонитах установлены повышенные содержания бериллия (до 30-33 г/т).

Гранитоиды. В изученных нами разрезах через зону влияния Бирюсинского разлома гранитоиды бирюсинского комплекса не встречены, поэтому детальная характеристика дана только для гранитоидов саянского комплекса. Лейкократовые граниты пересыщены алюминием, характеризуются умеренными кремнекислотностью (ЗЮ2 = 69.4-72.8 мас.%), железистостью (f-0.76-0.79), щелочнометалыюстью (Кап1 = 0.76- 0.79, калий преобладает над натрием (рис. 2).

По сравнению с гранитоидами, бедными кальцием, в лейкогранитах содержания элементов превышают кларковые Бг (в 2-3 раза), Ва (1.5-2 раза), Ъх (в 2 раза), 8п (в 2.5-4 раза), №, V (в 1.5 раза), РЬ, Си (в 2-3 раза). Концентрации Та, В Бг, в них близки к кларкам этих элементов.

3.5 Гранитовидные метасоматические породы в бластотектоннтовых

швах

Собственно объектом исследования явились субщелочные гранитовидные (альбит-кварц-микроклиновые с биотитом и мусковитом) породы, развитые в апогнейсовых и апоамфиболитовых бластотектонитах. Они прослеживаются вдоль шва разлома и образуют согласные, слабо зональные линейные тела мощностью сотни метров и протяженностью первые километры. В гранитовидных породах повсеместно встречаются флюорит в виде вкрапленности, линз и прожилков. Слабо проявлены процессы грейзенизации и окварцевания. Ранее при геологическом картировании они рассматривались в составе метасоматической лейкогранитовой ассоциации позднеархейского возраста. Изохронным ЯЬ-Бг методом возраст гранитовидных пород нами определен в 1652 ± 100 млн. лет при высоком первичном отношении (878г/868г)0 = 0.7175 ± 0.0340 (Собаченко и др., 1998). Они значительно моложе гранитоидов саянского комплекса. На выклинивании кварц-микроклиновых метасоматитов между рр. Тамхыл и Ией развиты кварц-альбит-олигоклазовые метасоматиты. Они залегают среди гранитов саянского интрузивного комплекса с нечеткими контактами и постепенными переходами в биотитовые граниты, образуя мелкие, реже крупные (до 1500x300 м) тела.

От гранитоидов бирюсинского и саянского комплексов гранитовидные породы отличаются по структурно-текстурным особенностям. Выделяются: а) порфиробластические микроклиновые метасоматиты по гнейсам, амфиболитам и бластомилонитам; б) массивные крупнозернистые гранитовидные метасоматиты по катаклазированным гранитам; в) наиболее поздние кварц-альбит-олигоклазовые метасоматиты и кварц-слюдистые образования (грейзены).

3.6 Геохимия метасоматических образований зоны Бирюсинского разлома

Процесс формирования гранитовидных метасоматитов в бластотектонитах на ранней щелочной стадии соответствует калий-кремниевому метасоматозу, при котором привносились калий и кремний (рис. 3) и выносились из пород субстрата основания: магний, железо и кальций. Привнос фиксируется для 8Юг с 60.9 до 73,94 мас.%, К20 с 3,49 до 5,62, Юз 167—383, Ве 4,6—27, 8п с 9,1—>14, Б 0,11—0,15. Вынос Г^О 2,20—>0,34, СаО 4,52—»0,21, А1203 15,80—12,83, РеО 4,32—1,79, Ва 1856—439, 8г 360—83, № 19,8—9,6, Ъх 355—219, РЗЭ 251—374. Ранняя щелочная стадия проявлена довольно слабо.

По сравнению с гранитоидами саянского комплекса, развитыми по ним грубоочковыми бластотектонитами лейкократовые гранитовидные породы (приразломные метасоматиты) отличаются наиболее высокой кремнекислотностью при повышенной щелочности (рис. 3)

Уникальной особенностью метасоматических пород в зоне Бирюсинского разлома являются очень высокие концентрации ТЬ (до 102 г/т), что подтверждаются методами РФА, 1СР-М8 и гаммаспектрометрической съемкой. Барбитайской партией на площади развития метасоматитов полуколичественным методом также были выявлены ореолы (г/т): 8п 20-30, Ве 20-40, МЬ 60, У 80, Ьа 300, РЬ 60-100 (Окороков, Перфильев, 1984). По результатам наземной гаммаспектрометрической съёмки установлены ореолы калия (4-5 %), ТЬ 60-90 г/т, и 20-30.

8Юг, тах.% А 1 а 2 » 3 о 4 +5

Рис. 3 Классификационная диаграмма для метаморфических ортопород, гранитоидов и приразломных мстасоматитов зоны Бирюсинского разлома. I - амфиболиты; 2 -ортогнсйсы; 3 - бластотсктониты; 4 - Вс-мстасоматиты; 5 - гранитоиды саянского комплекса.

Гранитовидные метасоматиты отличаются от интрузивных гранитоидов отчетливым накоплением РЗЭ с некоторым увеличением роли тяжелых РЗЭ, что отражается в снижении отношения Ьа/УЪ к концу процесса (рис. 4). Это обусловлено снижением температуры и переходом к кислотной стадии метасоматоза. Породы зоны с относительным обогащением легкими РЗЭ соответствуют фациям повышенной щелочности (микроклиновые метасоматиты), а увеличение роли тяжелых РЗЭ - переходу к кислотной стадии (Балашов, 1976). Значительное

Рис. 4. Спайдсрграммы пород в зоне Бирюсинского разлома, нормированные по ВКК- верхней континентальной коре (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

Фтор-бериллатные комплексы распадаются при переходе к кислотной стадии метасоматоза. Ве обогащает грейзены и кварц-апьбит-олигоклазовые метасоматиты, а Р выпадает в виде СаБг

Гнейсы, амфиболиты и гранитоиды имеют фоновые содержания Ве и Р. В бластотектонитах, к которым приурочены тела метасоматитов, наблюдается широкий разброс концентраций Ве и Р, но корреляция между их содержаниями отсутствует. Значения фтора колеблются от фоновых до 3700 г/т, иногда выше, что связано с более поздним осаждением флюорита. И только в гранитовидных метасоматитах впервые установлено высокое содержание Ве до 60 г/т, что в 8-10 раз превышает уровень концентраций этого элемента во всех ранее выделенных геохимических типах магматических гранитоидов по Л.В. Таусону (1977). И именно в метасоматитах рост концентраций Ве коррелируется с Р (рис. 5), что свидетельствует об их совместном переносе метасоматизирующими растворами. Наиболее высокие концентрации Ве приурочены к кварц-слюдистым метасоматитам (грейзенам) и альбит-олигоклаз-микроклиновым телам, образующимся в кислотную и позднюю щелочную стадии метасоматоза.

60-1 Г) И гнейсы

а> со

200 700 1200

1700 2200 Р г/т

2700 3200 3700

А амс£ибсш1Ы

грубоснковьв бпастогекгошы

гренигащы саянского коиллекса мегасомапиты

Рис. 5. Распределение Вс и Р в основных типах пород Бирюсинского разлома

На рис. 6 приведено соотношение К, N8 и Ве в метасоматитах по разрезу вкрест простирания зоны Бирюсинского разлома. Пробы 7Б-2Б располагаются в лежачем боку зоны разлома, пробы 114Б-157Б взяты в висячем боку зоны разлома..

□ ве выа пк

Рис. 6 Содержания Вс, Иа, К в гранитовидных метасоматитах: пробы 7Б-6Б -метаеоматиты в висячем боку Бирюсинского разлома; 117Б-157Б — в лежачем крыле

Относительно высокие содержания щелочей относятся к метасоматитам ранней щелочной стадии. Их снижение наблюдается в пробах из осевой части зоны разлома при низких концентрациях Ве (пробы 6Б-117Б), что может быть связано с процессами позднего диафтореза. Содержания Ве в метасоматитах нарастают 10

наиболее активно на участках, относящихся к висячему крылу разлома, как при высоких, так и при пониженных концентрациях К и Na. В зоне разлома не наблюдается корреляции Ве с содержаниями К и Na, что подчеркивает самостоятельность этапа накопления Ве при переходе к кислотной и поздней щелочной стадиям метасоматоза.

Таким образом, в зоне Бирюсинского разлома на ранней стадии дислокационного метаморфизма по гнейсам, бластокатаклазитам и гранитам развиваются кремне-щелочные гранитовидные метасоматиты с возрастом 1652 млн. лет, с повышенными содержаниями Zr, Nb, ЛРЗЭ, а при переходе к кислотной и поздней щелочной стадии метасоматоза растут концентрации Ве, Sn, F и РЗЭ. При дальнейшем снижении температуры вдоль осевой части развивается диафторез зеленосланцевой фации с возрастом 865±24 млн. лет (Собаченко и др. 1998), который наложен на все типы пород.

Глава 4. ГЕОЛОГИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД В ДАВЛНСКОЙ ЗОНЕ СМЯТИЯ

4.1. Геология Кутимской глыбы и Даванской зоны смятия. В Даванской зоне смятия развиты интенсивно тектонизированные гнейсы, мигматиты и породы гранитоидного состава, местами сильно преобразованные последующим метасоматозом мезопротерозойского возраста. В северной и восточной части зоны (р.Неручанда - р.Слюдянка) закартированы породы сланцево-гнейсовой толщи укучиктинской серии (PR|), выделенной М.М. Мануйловой и др. (1964). Здесь развиты биотитовые, амфибол-биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсы и пластовые тела ортоамфиболитов мощностью 1400-1600м. Особенностью укучиктинской толщи является отсутствие кварцитов, высокоглиноземистых и карбонатных пород. Гнейсы по составу реконструируются как ортопороды островодужного типа, что вместе с отсутствием хемогенных осадочных пород позволяет сопоставлять чуйскую толщу Чуйского поднятия с современными островодужными породами активной континентальной окраины (Макрыгина, 1981). Ранняя гранитизация пород Чуйского поднятия отличается низкими содержаниями в мигматитах большинства редких элементов, за исключением Ва и Rb (Макрыгина, 1981).

Неоднократные движения по разломам привели к формированию собственно зоны смятия - мощной (8-20 км) и протяженной (более 200 км) толщи грапитогнейсов, гнейсогранитов и бластокатаклазитов, имеющей общее северовосточное простирание 20°-40° и юго-восточное падение под углом 20°-50°. В западной части зоны состав пород близок как к породам прилегающего автохтона Северо-Байкальского вулкано-плутонического пояса (СБВПП), так и аллохтона -гранитизированным породам укучиктинской толщи. Особенностью Даванской зоны смятия является проявление повторной субщелочной гранитизации с резким возрастанием Si, К, F, Zr, Hf, Nb, REE степень которой возрастает по мере сближения разломов (рис. 7). Это позволяет рассматривать данный процесс как проявление щелочного метасоматоза.

Магматические породы Даванской зоны смятия. Ранними магматическими образованиями в Даванской зоне являются малые интрузивные тела пироксен-амфиболовых габбро, амфиболизированных габбро-диоритов, которые прорывают породы сланцево-гнейсовой толщи в восточной части зоны и испытали воздействие более позднего метаморфизма (Собаченко, 1974).

Основную часть зоны смятия слагают породы гранитоидного состава. Это сиенито-диориты, гранодиориты, но наиболее широко распространены амфибол-

биотитовые аляскитовые фаниты и биотит-амфиболовые граносиениты, между которыми существуют постепенные переходы. Все эти породы рассматриваются в составе ирельского комплекса (Лобанов и др., 1964; Донская и др., 2003). По валовым пробам ЯЬ-Бг методом возраст аляскитовых гранитов и граносиенитов определен в 1715 ±4 млн. лет при первичном изотопном отношении (873г/863г)0 = 0,7741 ±0,0059.

100 -д

10 -=

СЕ <

0.1 -=

1—I—I I I I I—I—I—г.....

и К ЯЬ Ва ТЬ и ЫЬ Та 1-а Се N11 Бг 7.1 Т1 У УЬ В

Рис. 7 Спайдсрграмма для гнейсов чуйской серии (1); гранитогнсйсов ранней гранитизации(2); мигматитов и гранитогнейсов субщслочной фанитизации (3)

Значительно оторваны во времени от аляскитовых фанитов лейкократовые граниты (Лобанов и др., 1964; Власов и др., 1971; Можаровский, Собаченко, 1965; Вишняков, 1965) - их ЯЬ-Бг возраст 1560 ± 72 млн. лет при (873г/863г)0 = 0,7170 + 0,0051. (Собаченко, Плюснин и др., 1988). В Даванской зоне смятия эти породы пространственно разобщены: лейкократовые граниты бирского комплекса приурочены к центральной части зоны (р. Слюдянка, истоки р. Виры), фанодиориты развиты в восточной части зоны. Но есть участки, жильные тела лейкофанитов прорывают ирельские гранитоиды.

Таким образом, приведенная краткая геологическая характеристика Даванской зоны смятия показывает, что эта структура сложного строения, которая контролируется зонами глубинного разлома краевого шва Сибирской платформы и оперяющими разломами. Для нее характерно разнообразие тектонических режимов, метасоматические наложеннные процессы повторной фанитизации, многообразие процессов магматизма, динамотермапьного метаморфизма и постмагматического метасоматоза.

4.3. Краткая петрографическая характеристика главных типов гранитоидов.

Аляскитовые граниты неравномерно зернистые породы, с порфиробластами микроклина и дымчатого кварца. Редкие участки с массивными текстурами характеризуются выдержанным минеральным и химическим составом. Преобладают микроклин и кварц, в меньшей степени распространены кислый плагиоклаз, биотит и гастингсит. Акцессорные минералы: магнетит, флюорит, сфен, ортит, ильменит, иногда присутствуют фергусонит, торит. Микроструктуры пород фанофировые, пойкилитовые, фанобластовые, порфиробластовые. Наличие гранофировых

структур свидетельствует о малых глубинах кристаллизации гранитов. Аляскитовые граниты постепенно сменяются породами граносиенитового состава.

Граносиениты неравномернозернистые, среднезернистые, порфировидные биотит-амфиболовые гранитоиды, которые часто содержат мелкие (1-10 см), реже крупные (до 10 м) реликты и скиалиты гнейсов, кристаллосланцев и полосчатых амфиболитов. Для граносиенитов характерно неравномерное распределение темноцветных минералов. Микроструктура гипидиоморфная, неотчетливо порфировидная. Микроклин присутствует в двух генерациях. Первая генерация представлена овоидными порфиробластами, где калишпат окружен каймой плагиоклаза, вторая - мелкими зернами в основной массе. Микроклин составляет (об.%) 44-46 плагиоклаз 37-28; кварц 2-19; биотит 1-4 амфибол 5-6; акцессорные минералы 1-3.

Лейкократовые мелко-среднезернистые биотитовые граниты развиты в наиболее эродированной глубинной части зоны смятия на участках интенсивного проявления динамотермального метаморфизма. Пластообразные тела и сближенные жилы лейкогранитов часто развиты в грубоочковых и очково-полосчатых бластотектонитах, но всегда имеют массивные текстуры. Микроструктуры лейкогранитов неочетливо порфиробластовые, иногда с признаками идиоморфизма плагиоклазов по отношению к микроклину и кварцу. Главными породообразующими минералами гранитов являются микроклин, кварц, альбит-олигоклаз, в малом количестве - биотит, роговая обманка. Наблюдаются как согласные, участвующие в складчатости жилообразные тела и линзы, так и тела лейкогранитов, секущие директивные текстуры бластотектонитов.

4.4. Бластотектониты Даванской зоны смятия

В Даванской зоне бластотектониты занимают 40-50 % площади. Среди них выделяются тонкополосчатые и грубоочковые разности, образующие пластообразные тела, линзы мощностью до 15-20 и более метров и прослеживающиеся на расстояние от сотен метров до первых километров. Минеральный состав их (микроклин, альбит-олигоклаз, кварц, биотит, реже амфибол) зависит от пород, по которым они развиваются - это мигматиты, аляскитовые граниты, сиениты.

4.5. Метасоматнческие образования в Даванской зоне смятия

В условиях зоны смятия с многократным развитием катаклаза пород и образованием тонкополосчатых и мелкоочковых гнейсо-гранитов, грубоочковых и очково-полосчатых бластомилонитов последовательность их метасоматических преобразований расшифровывается с большим трудом.

Ранний этап метасоматоза проявляется в субщелочной мигматизации пород и осуществляется под воздействием кремне-калиевых флюидов, обогащенных высокозарядными редкими элементами (ЫЬ, Ъ\, Щ др.). Этот этап приразломного метасоматоза отвечает ранней щелочной стадии, метасоматиты развиваются по гнейсам укучиктинской свиты и предваряют появление кислых магматитов (рис. 7). Субщелочные мигматиты явились главным субстратом, из которого выплавлялись гранитоиды ирельского комплекса, обогащенные теми же редкими элементами.

В то же время катаклаз широко развит и в апяскитовых гранитах и граносиенитах, где также проявляется калишпатизация, чаще всего в виде пегматоидных жил, часто с амазонитом. Этот уже постмагматический этап метасоматоза, также щелочной стадии. Дальнейшее развитие метасоматических процессов выразилось в грейзенизации и последующем натриево-кремниевом метасоматозе, которые относятся уже к кислотной и поздней щелочной стадиям

метасоматоза. Продукты этих стадий метасоматоза в разной степени несут редкометалльную нагрузку.

В Северном Прибайкалье широко развиты метасоматиты с акцессорной Ве,Та-ЫЬ, 8п, РЗЭ, № минерализацией (рудопроявления Поперечное, Верхняя Вира, Даванское, Грамнинское, Каровое, Рельское, Слюдянское, Западное, Яральское и др.). Наиболее значительные по масштабу среди выявленных редкометальных рудопроявлений располагаются в Даванской зоне смятия, а также вдоль зоны Абчадского разлома, где акцессорная Ве, Бп, Та-ЫЬ, и ^Ы минерализация наблюдаются в пегматитах и пневматолито-гидротермалитах (Мануйлова и др., 1963, 1964; Собаченко, 1976, 2005). Постмагматические гидротермально-метасоматические процессы развивались в условиях понижающейся температуры (от 600 до 300°С). В работе подробно метасоматиты описаны на примере Даванского рудного узла. Как уже указывалось, исходными породами для сильно тектонизированных пород Даванской зоны смятия служили либо гнейсы укучиктинкой серии, бедные редкими элементами (рис. 7), либо метавулканиты СБВПП. Повторная субщелочная гранитизация осуществляется за счет привноса из зон глубинных разломов 8!, К, ЫЬ, 7л, и, РЗЭ, источником которых принято считать мантию. В результате все разновидности гранитогнейсов и гранитоидов, широко представленные в Даванской зоне смятия, варьируют по составу от сиенито-диоритов до лейкогранитов с интервалом содержаний 8Ю2 от 67 до 76 мас.%, преобладанием калия над натрием при сумме щелочей 8,2-9,8 мас.% и высокой железистостью (0.7-0.9). На классификационной диаграмме они попадают в область субщелочных составов (рис. 8). Для аляскитов (район перевала Даван) характерны повышенная щелочность (К агп - 0,85 - 0,90), высокое содержание БЮг (до 76 мае. %), фтора (до 0,4 - 0,5 мае. %).

8|'Г>2, шя8.%

• 1 * 2 о 3 ♦ 4 » 3 6+7 ¿.В

Рис. 8 Классификационная диаграмма ортопород Даванской зоны смятия. I - амфиболиты и ортогнейсы укучиктинской свиты; 2 - сиенито-диориты; - бластотектониты: 3 - по андезитам , 4 - по гнейсам и гранитам; 5 - щелочные метасоматиты; 6 - лейкограниты, 7 -аляскитовые граниты, 8 - метасоматиты кислотной стадии.

Бластотектониты и бластомилониты имеют близкий состав как с гранитоидами, так и с гршштогнейсами (рис. 8). Это свидетельствует о развитии их по гранитогнейсам укучиктинской серии и ранним разностям аляскитовых гранитов, с последующим новым плавлением в условиях малых глубин и формированием участков гранитов с гранофировыми структурами. Все эти образования по составу можно отнести к производным ранней щелочной стадии приразломного метасоматоза, как по составу, так и по локализации только в зоне смятия

При снижении температуры, увеличении кислотности, а затем натриевой щелочности растворов формируются кварц-амазонитовые жилы, зоны грейзенизации и альбитизации (собственно редкометальные метасоматиты). В них при сохрансшш общих геохимических черт пород резко возрастает роль Ве, Бп, Р (рис. 9) с формированием рудной минерализации берилла, касситерита, фергусонита, даналита, самарскита и других редких минералов.

Несмотря на коренные преобразования пород в зоне смятия, в них наследуются провинциальные геохимические особенности как пород укучиктинской толщи, так и многих вулканитов СБВПП - низкие содержания Бг, В и 1л. Последний, однако, накапливается в слюдах из метасоматитов кислотной стадии.

Образование лейкогранитов, оторванных во времени от гранитогнейсов, аляскитовых гранитов на 200 млн. лет, происходило в период тектонического перекрытия источника поступления многозарядных редких элементов, поэтому их расплавы обеднены ими и К, но обогащены Ва и 8г.

Рис. 9 Средний рсдкоэлсментный состав пород Даванской зоны смятия: 1 - мигматиты, 2 -аляскитовые граниты; 3 - бластотектониты по разным типам пород; 4-5 - метасоматиты щелочной (4) и кислотной стадии (5)

Таким образом, по анализу взаимоотношений и геохимических особенностей пород выявляется следующая последовательность развития процессов при образовании Даванской зоны смятия. 1. Тектоническое выведение на один уровень высокометаморфизованных и гранитизированных пород Чуйского выступа фундамента платформы и вулканитов СБВПП. 2. Заглубление разломов, обрамляющих зону смятия с поступлением калиевых щелочных растворов, обогащенных многозарядными редкими элементами. 3. Повторная субщелочная

❖ 1 +2 О 3 о 4 Ж5

гранитизация гнейсов, бластокатаклазитов и аляскитовых гранитоидов (фаз ирельского комплекса, комплементарных с вулканитами СБВПП), доходящая до анатексиса, - ранняя щелочная стадия приразломного метасоматоза, которая маркируется наиболее высокими содержаниями К, 2т, ЫЬ, и, привнесенными, вероятно из мантии. 4. Переход к кислотной и поздней щелочной стадии метасоматоза с образованием грейзенов, кварц-альбит-амазонитовых жил, зон альбитизации. На этом этапе происходит концентрирование коровых редких металлов - Ве, Эп, 1л с формированием редкометальных рудопроявлений и осаждением Р в виде гнезд и прожилков флюорита. 5. Новый цикл гранитообразования, оторванный во времени и отразившийся в образовании лейкогранитов, бедных редкими элементами.

Глава 5. СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И ГЕНЕЗИС ЩЕЛОЧНЫХ МЕТАСОМАТИТОВ ЗОН РЕГИОНАЛЬНЫХ РАЗЛОМОВ ДАВАНСКОГО (СЕВЕРНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ) И БИРЮСИИНСКОГО (ВОСТОЧНЫЙ САЯН).

Приразломные метасоматиты известны на многих докембрийских кратонах мира и характеризуются рядом черт, присущих только этим образованиям: приуроченностью к зонам глубинных разломов в краевых частях платформ, протерозойским возрастом проявлений щелочного метасоматоза и сопряженностью с ним крупных месторождений редких металлов. Исследованные в этой работе районы принадлежат к зонам разломов южного краевого шва Сибирской платформы, характеризуются развитием щелочных метасоматитов и наличием рудопроявлений редких металлов. Но степень рудоносности их сильно различается - от слабо бериллиеносных метасоматитов Бирюсинской зоны в юго-западной части шва к промышленно значимым рудопроявлениям редких металлов к северо-востоку в Даванской зоне смятия и до крупнейшего Катугинского редкометалльного месторождения в краевой части Алданского щита Сибирской платформы, также связанного с развитием щелочных метасоматитов.

Проследим поэтапно развитие эндогенных процессов на изученных участках зон глубинных разломов, чтобы выявить источники редкометальной минерализации и попытаться определить причины разной степени ее проявления. Для полноты сравнения привлечены литературные данные и данные Собаченко В.Н. по щелочным метасоматитам Катугинского месторождения.

Близкие тектонические структуры зон развития метасоматитов. Бирюсинский разлом под острым углом ответвляется от Главного Саянского разлома, но именно вдоль него наиболее сильно проявляется дислокационный метаморфизм протерозойского возраста и сопряженные с ним процессы тектонической и метасоматической переработки прилегающих пород. Этот факт приводит к дискуссиям среди геологов, которую из структур считать краевым швом платформы.

Даванская зона смятия также образовалась на участке сближения двух разломов Даванского-Абчадского, выполняющего роль краевого шва платформы, и Лево-Миньского (Малоакитканского), отходящего от него на северо-восток под острым углом. В зону смятия попадают, в основном, породы Кутимского блока Чуйского поднятия, но возможно, и метавулканиты СБВПП (Булдыгеров, Собаченко, 2005). Для Даванской зоны смятия характерна еще более мощная тектоническая и метасоматическая переработка пород, чем для зоны Бирюсинского разлома.

Состав протолита и метаморфизм пород, примыкающих к зонам разломов

В зону метасоматической переработки вдоль Бирюсинского разлома попадают в основном гнейсы, амфиболиты, и мигматиты хайламинской серии, развитые по метавулканитам, метаграуваккам и метапелитам. Повышенных концентраций редких элементов в продуктах метаморфизма и мигматизации на этом этапе не обнаружено (рис. 3, 5). Протолитом Даванской зоны смятия, главным образом, являются породы укучиктинской свиты Чуйского поднятия. Толща сложена различными гнейсами, которые реставрируются как островодужные вулканиты, и не содержит хемогенных осадочных пород (Макрыгина, 1981). Высокометаморфизованные породы и мигматиты поднятия бедны редкими элементами.

Следовательно, для метасоматитов обеих зон разломов протолитом служили, высоко метаморфизованные метавулканиты, метаграувакки и мигматиты, изначально не отличавшиеся повышенными концентрациями редких элементов. Однако по данным В.В.Булдыгерова Даванская зона смятия захватывает и метавулканиты СБВПП, металлогеническая специализация которых сходна с редкометалльной специализацией приразломных метасоматитов.

В отличие от двух предыдущих регионов, Катугинский трог выполнен метаосадочными породами удоканской серии нижнего протерозоя. Они метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации и не несут повышенных концентраций редких элементов. Здесь же ограниченно развиты субщелочные амфиболиты (метабазальты). На метаморфическом этапе в породах широко проявлена гранитизация нормальной щелочности, не сопровождающаяся ростом концентраций редких элементов.

5.2 Этап бластокатаклаза и метасоматоза. Главным признаком областей развития щелочных приразломных метасоматитов является мощное проявление дислокационных процессов. Вдоль Бирюсинского разлома мощность зон бластомилонитов достигает 15-20 км. На рубеже нижнего и верхнего протерозоя, в условиях неравномерного распределения давления в зоне разлома и увеличения проницаемости пород для растворов произошло формирование основного объема приразломных метасоматитов, проявляющихся в виде калишпатизации с образованием гранитовидных пород с реликтами бластокатаклазитов. В гранитовидных метасоматитах почти не проявляются более низко-температурные преобразования в виде окварцевания, мусковитизации и хлоритизации, то есть кислотной волны приразломного метасоматоза. Но в осевой зоне разлома степень метаморфизма понижается.

Степень динамотермапьной переработки в Даванскаой зоне смятия намного интенсивнее, чем в зоне Бирюсинского разлома. Бластокатаклазиты развиваются по метаморфическим породам, мигматитам, метавулканитам и более древним гранитоидам. Увеличение проницаемости вдоль отдельных зон приводит к поступлению растворов с формированием мощных проявлений калиевого щелочного метасоматоза (ранняя щелочная стадия). Породы граносиенитового состава

(гранитовидные метасоматиты) диагностируются по высоким концентрациям К, Ъх, 1ЧЬ, ТЬ, И и РЗЭ (рис. 10). Но в Даванской зоне более интенсивно проявлена и кислотная волна метасоматических преобразований - образование кварц-слюдяных зон с рудопроявлениями бериллия и олова, то есть коровых элементов. Для них характерна бериллиевая (гельвин, даналит, фенакит, хризоберилл), тантало-ниобиевая (фергусонит, самарскит, пирохлор, приорит), редкоземельная (ортит, гадолинит, монацит), оловянная (касситерит) и вольфрамовая (вольфрамит) минерализации юооо

юоо

юо -

ю -

- щелочные метасоматиты Катугин

-редкометальные метасоматиты Бирюсинский разлом

-грейзены Даван

редкометальные метасоматиты Даван

1_а Се Рг N(1 вт Ей вс! Ру Но Ег УЬ 1-й У Рис. 10 Распределение РЗЭ в мстасоматитах зон глубинных разломов

Бластокатаклазиты в Катугинском троге развиты в основном вдоль его бортов (Катугино-Аянская зона) и с ними пространственно связано развитие гранитизации повышенной щелочности, что и является проявлением ранней щелочной стадии приразломного метасоматоза (Собаченко и др., 1993). Здесь образовалось самое крупное редкометальное месторождение.

5.3 Связь приразломных метасоматитов с магматизмом Непосредственной связи гранитовидных субщелочных метасоматитов с определенными гранитоидными массивами ни в одном районе их. развития не наблюдается. Гранитовидные метасоматиты наиболее близки по геохимическим особенностям к рапакивиподобным гранитам. В Бирюсинском террейне им соответствуют гранитоиды саянского комплекса. Они обогащены №>, Ъх, ЯЕЕ, ТЬ, Б , как и метасоматиты, но разобщены с ними пространственно и во времени - возраст гранитов саянского комплекса составляет 1858±20 млн. лет, а ЯЬ-Эг возраст метасоматитов равен 1652±100 млн. лет при 86Зг/87Зго = 0,7175±0,0341(Собаченко и др., 1998).

Даванская зона смятия непосредственно граничит с субщелочными кислыми метавулканитами СБВПП с возрастом 1866-1740 млн. лет. С вулканитами этого пояса ассоциируют интрузии приморского комплекса гранитов-рапакиви и субщелочные гранитоиды ирельского комплекса. Все гранитоидные образования обогащены теми же элементами что и гранитовидные метасоматиты -1%, Тл, ЯЕЕ, ТЬ, а на кислотной и позднещелочной стадии Ве и Бп. Обилие акцессорного флюорита и прожилков говорят о высоких исходных содержаниях Р. Возраст метасоматитов Даванской зоны составляет 1600 млн. лет (Собаченко, Краснобаев, 1977). Более широкое участие фтора в метасоматических процессах, развитых в метасоматитах Даванской зоны смятия, в сравнении с аналогичными процессами в 18

зоне Бирюсинекого разлома, привело к более интенсивному там проявлению бериллиевой и другой редкометалыюй минерализации. В зоне Бирюсинского глубинного разлома перспективы обнаружения промышленно интересных объектов малы. В Катугино-Аянской зоне, расположенной на периферии Катугинского прогиба, метаморфиты и мигматиты удоканской серии нижнего протерозоя прорваны рапакивиподобиыми гранитами кодарского комплекса (возраст 1800 млн. лет). Каларский массив этих гранитов с северо-востока ограничивает Катугинское поле приразломных фанитоподобных метасоматитов (Собаченко и др. 1988). И граниты, и метасоматиты обогащены теми же элементами - Nb, Zr, REE, Th, Be и Sn.

аляскитовые граниты Даванской зоны

-ш- кислые вулканиты СБВП

граниты приморского комплекса

-Х-граниты саянского комплекса

-Ж-крупнозернитстые биотитовые граниты кодарского комплекса

мелкозернистые граниты 1_а Се Рг Ыс1 Зт Ей Сс1 ТЬ Оу Но Ег Тт УЪ 1_и кодарского комплекса

Рис. 11. Распределение РЗЭ в гранитоидах сравниваемых районов

Метасоматиты и гранитоиды изученных районов показывают высокий уровень содержаний РЗЭ и близкий вид спектров, кроме гранитов саянского и кодарского комплексов (рис. 10, 11). Такое сходство геохимических особенностей при ощутимом разрыве во времени (около 200-150 млн. лет) формирования гранитоидов, вулканитов и метасоматитов свидетельствует о парагенетической связи магматического и метасоматического процессов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, в конце палеопротерозоя вдоль краевого шва Сибирской платформы наблюдается нарастание магматической активности с юго-запада на северо-восток от интрузивных рапакивиподобных гранитоидов субщелочного ряда саянского и приморского комплексов до настоящих гранитов рапакиви, ассоциирующих с анортозитами на Алданском щите. С юго-запада на северо-восток нарастает щелочность и редкометалльность расплавов, связанная, возможно, с глубиной проникновения разломов в литосферу. С глубинными разломами связаны огромные по масштабу вулканические излияния (СБВПП), но с той же геохимической спецификой.

Поступление растворов, производных этих же глубинных источников, происходит уже только на тех отрезках оперяющих краевой шов разломов, где происходили активные движения, скорее всего сбросо-сдвигового характера, что увеличивало проницаемость пород в дислокационных зонах и их метасоматические преобразования. Именно на этих участках развиваются щелочные приразломные метасоматиты, рудный потенциал которых нарастает по мере увеличения глубин, дренируемых растворами.

Возраст метасоматитов составляет 2100 млн. лет.

Список основных публикаций по теме диссертации

1. Собаченко В.Н., Сандимирова Г.П., Исакова (Кущ) Л,В., Пахольченко Ю.В. Рубидий-стронциевое датирование метасоматитов зоны Бирюсинского разлома Восточного Саяна // Доклады РАН. 1998. - Т. 362, N 2. - С. 252 - 255.

2. Собаченко В. Н., Исакова (Кущ) Л. В. Проблемы генезиса ассоциации кислых магматитов и приразломных метасоматитов протерозоя юга Сибирской платформы // Междунар. конф. "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород". Тез. докл.. С.-Петербургский госуниверситет, 1998 С.136-140.

3. 4. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Гранитоиды протерозоя в зоне Бирюсинского регионального разлома Присаянья // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Томск: Томск, политехи, ин-т, 2001. -С. 298 - 301 .

5. Кущ Л.В. Процессы метасоматоза в зоне Бирюсинского разлома (Восточный Саян) // Сборник избранных трудов науч.-техн. конф. Вып. 2. Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2002. - С. 130- 135.

6. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Бериллиеносные метасоматиты зон региональных разломов юга Сибирской платформы (на примере Присаянья и Северо-Западного Прибайкалья) // Современные проблемы геохимии: Материалы науч. конф. (Иркутск, 19-20 дек. 2002 г.). -Изд-во Ин-та географии СО РАН., 2003. - С. 24 - 27

7. Кущ Л.В. Генетические и геохимические аспекты проявления бериллиеносных приразломных метасоматитов протерозоя юга Сибирской платформы // XIX Всероссийская молодежная конференция. Строение литосферы и геодинамика. СО РАН, ИЗК СО РАН. 2003. С. 152-153.

8. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Слюды в магматитах и редкометапьных метасоматитах Даванской зоны смятия (Северо-Западное Прибайкалье) // Сборник избранных трудов науч.-технич. конф.. Вып. 2. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2003. - С. 93 - 98.

9. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Черты сходства и различия приразломных бериллийсодержащих метасоматитов Северо-Западного Прибайкалья и Присаянья // Сборник трудов науч.-технич. конф. Вып. 4. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2004. - С. 204 - 209.

10. Sobachenko, Kushch. Low proterozoic acid magmatites and metasomatites in the marginal structures of South of the Siberian platform // 32"d Internat. Geol. Congr. Florence-Italy, 2004 -Scientific Sessions: abstracts (part 2). - P. 1189 - 1190.

П.Собаченко B.H., Кущ Л.В. Гранитоиды и метасоматиты протерозоя в зоне Бирюсинского разлома Восточного Саяна // Вестник Гео ИГУ. Вып. 4. - Иркутск, 2005. - С. 25 - 45.

12. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Проблемы генезиса бериллийсодержащих метасоматитов в зонах региональных разломов юга Сибирской платформы Материалы (X всероссийского) петрографического совещания. Т.4. -Апатиты: Изд. Кольского научного центра РАН, 2005. С.129-131

13. Собаченко В.Н., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Булдыгеров В.В., Сандимирова Г.П., Кущ Л.В., Макрыгина В.А. "Уран-свинцовое датирование поздних магматитов и редкометапьных метасоматитов Северо-Байкальского вулкано-плутонического пояса // Геохимия. - 2005. - № 12. - С. 1240 - 1246.

14. Кущ Л.В."Поведение Ве и F при развитии процессов динамотермального метаморфизма и метасоматоза в зоне Бирюсинского разлома (Присаянье)'У/ III Сибирская междунар. конф. молодых ученых по наукам о Земле. - Новосибирск: ИГ ОИГГМ, 2006. - С. 138 - 140.

15. Кущ Л.В., Собаченко В.Н Кислые магматиты докембрия в краевых структурах юга Сибирской платформы // Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии: Материалы XIII науч. конф., посвящ. памяти К.О. Кратца (г. Санкт-Петербург, 8 - 13 окт. 2007г.). - СПб.: Изд-во СПб ун-та, 2007. - С. 73 - 77.

16. Кущ Л.В., В.Н. Собаченко, Макрыгина В.А. Геохимия вулканитов хибеленской свиты и метасоматитов Даванской зоны смятия в зоне их сочленения (Сев. Прибайкалье) //' Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды: Материалы Всерос. науч. конф. (Иркутск, 24 - 30 сент. 2007) - Т. 2. - г. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2007.-С. 140- 143.

Подписано к печати 13.09.2010 г. Формат 60*84/16. Объем 1,3 п.л. Тираж 100 экз. Заказ № 485. Издательство Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН 664033 г. Иркутск, ул. Улан-Баторская, 1

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Кущ, Лариса Владимировна

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. ОБЩИЕ ПРОБЛЕМЫ ИЗУЧЕНИЯ ПРИРАЗЛОМНОГО

МЕТАСОМАТОЗА.

ГЛАВА 2. ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ КРАЕВОЙ ЧАСТИ ЮГА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И ОБРАМЛЯЮЩИХ ЕЕ РАЗЛОМОВ.

2.1. Система краевых швов юга Сибирской платформы.

2.2. Геологическое строение Бирюсинской глыбы и зоны Бирюсинского разлома.

2.3. Геологическое строение Даванской зоны смятия.

ГЛАВА 3. ГЕОЛОГИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД В ЗОНЕ БИРЮСИНСКОГО РАЗЛОМА.

3.1. Метаморфические породы в зоне Бирюсинского разлома.

3.2. Гранитоиды в зоне Бирюсинского разлома.

3.3. Бластотектониты.

3.4. Геохимические особенности гнейсов, гранитоидов и бластотектонитов в зоне Бирюсинского разлома.

3.5. Геохимия метасоматических образований зоны Бирюсинского разлома.

ГЛАВА 4. ГЕОЛОГИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД В ЗОНЕ ДАВАНСКОГО ГЛУБИННОГО РАЗЛОМА.

4.1. Геология Кутимской глыбы и Даванской зоны смятия.

4.2. Гранитоиды ирельского комплекса в зоне разлома.

4.3 Краткая петрографическая характеристика главных типов гранитоидов.

4.3.1. Аляскитовые граниты.

4.3.2. Граносиениты.

4.3.3. Поздние лейкограниты бирского комплекса.

4.4. Бластотектониты (бластомилониты, бластокатаклазиты) и гнесограниты в Даванской зоне смятия.

4.4.1. Тонкополосчатые и мелкоочковые бластотектониты.

4.4.2. Грубоочковые бластотектониты.

4.5. Метасоматические образования кислотной ипозднещелочной стадии.

4.5.1. Геологическая и петрографическая характеристика метасоматических образований.

4.5.2. Краткая характеристика основных породообразующих и акцессорных минералов.

4.6. Геохимические особенности пород в зоне смятия.

4.6.1. Геохимия гранитоидов и бластотектонитов.

4.6.2. Геохимические черты метасоматических образований поздней кислотной стадии.

ГЛАВА 5. СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И ГЕНЕЗИС ЩЕЛОЧНЫХ МЕТАСОМАТИТОВ ЗОН РЕГИОНАЛЬНЫХ

РАЗЛОМОВ.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геохимия и условия формирования редкометальных метасоматитов в зонах Бирюсинского и Даванского разломов"

Актуальность темы. Важным этапом становления древних платформ является формирование в их краевых структурах в палеопротерозое вулкано-плутонических поясов, которые включают комплексы калиевых рапакивиподобных гранитоидов. В то же время вдоль зон региональных разломов краевых частей древних платформ бывают развиты также крупные линейные поля кварц-полевошпатовых гранитовидных метасоматитов повышенной щелочности. Геохимические особенности этих образований имеют много общего с гранитами рапакиви, а поля приразломных метасоматитов, контролируемые бластотектонитовыми швами, развиты в пространственной близости от крупных тел калиевых рапакивиподобных гранитов, что позволяет предполагать возможную парагенетическую связь между этими образованиями. С этими породами связаны крупные месторождения редких металлов.

Поэтому точная диагностика метасоматитов, основанная на особенностях их вещественного состава, а также анализ соотношений метасоматоза с другими эндогенными процессами - тектоникой, метаморфизмом, магматизмом - принадлежат к актуальным проблемам петрологии, имеющим как общетеоретическое, так и прикладное значение. Объектами которые подходят для решения этих вопросов являются зоны Даванского и Бирюсинского разломов в краевой части Сибирской платформы.

Особый интерес вызывают геохимические аспекты проблемы приразломного метасоматоза в связи с тем, что эти природные образования сформировались в земной коре при большем или меньшем участии глубинных флюидов. Сложность и многообразие условий проявления магматизма и метасоматоза в этих протерозойских структурах вызывает необходимость продолжения углубленного геологического, петролого-геохимического и минералогического изучения данных образований.

Высокий интерес к таким исследованиям во многих странах мира нашел отражение в создании Международного проекта геологической корреляции 10СР-426 «Петрологическая и геохимическая корреляция гранитных систем протерозоя, их металлогения и тектоническая обстановка проявления».

Целью исследований является реконструкция условий формирования приразломных метасоматитов, выявление вероятных причин их пространственной локализации и признаков отличий от сходных образований на основе сравнительного петролого-геохимического анализа метаморфических, магматических и редкометальных метасоматических пород в зонах Бирюсинского разлома и Даванской зоны смятия, а также обоснование принадлежности метасоматитов, проявленных в породах архея и нижнего протерозоя в зоне Бирюсинского разлома, к формационному типу приразломных метасоматитов.

В задачи исследований входило:

1. Охарактеризовать геологические условия проявления полей приразломных метасоматитов и пространственно ассоциирующих с ними кислых магматитов протерозоя и их минералого-петрографические особенности.

2. Выявить особенности строения метасоматических колонок и стадий метасоматоза в зонах Бирюсинского и Даванского разломов, а также изучить поведение петрогенных, редких и других малых элементов в процессах мигматизации и приразломного метасоматоза

3. Дать сравнительную геохимическую характеристику бериллийсодержащих метасоматитов Бирюсинской и Даванской зон региональных разломов.

Защищаемые положения.

1. Главной геологической особенностью приразломных метасоматитов является приуроченность к бластотектонитовым швам в зонах смятия, оперяющих краевой шов Сибирской платформы. Протолитом как в Бирюсинской, так и в Даванской зоне послужили ортопороды активной континентальной окраины, бедные редкими элементами.

3. Переход к кислотной и поздней щелочной стадиям приразломного метасоматоза приводит к формированию бериллиеносных метасоматитов, которые в Даванской зоне на порядок богаче Ве и Б по сравнению с метасоматитами зоны Бирюсинского разлома при невысоких, но близких уровнях содержаний №>, Та, Ъх, НТ, РЗЭ, ТЬ, и.

4. Интенсивность метасоматоза и степень редкометалльной рудоносности приразломных кварц-полевошпатовых метасоматитов сравниваемых зон увеличивается вдоль шва платформы с юго-запада на северо-восток (Бирюса — Даван — Катугин). Это определяется большей глубиной проникновения разломов, поставляющих растворы, богатые мантийными (N1), Та, Zr, Щ РЗЭ, и, Б) компонентами. Растворы провоцируют метасоматоз и анатексис протолита с обогащением продуктов еще и коровыми (ТЬ, Ве, 8п) элементами.

Научная новизна. В данной работе впервые дано детальное петролого-геохимическое описание приразломных метасоматитов двух зон региональных разломов, входящих в систему краевого шва Сибирской платформы. Геохимическое изучение последовательных стадий метасоматоза показало усиление процесса, приводящего к образованию повышенных концентраций Ве, Б и высокозарядных редких элементов в метасоматитах вдоль шва платформы с юго-запада на северо-восток в соответствии с углублением источника растворов.

Практическая значимость. На основании выявленных закономерностей разработаны критерии поиска зон, с повышенными концентрациями бериллия. Учитывая высокую перспективность многих полей приразломных метасоматитов на редкие и радиоакивные металлы, а также на некоторые виды нерудного сырья (криолит и др.), установление закономерностей проявления приразломных метасоматитов важно для выявления генетических типов месторождений редких металлов, связанных с этими образованиями.

Аналитические методы исследований. Анализы пород и минералов выполнялись в лабораториях Института геохимии СО РАН. Химический состав пород определялся силикатным методом Бехтеревой Н.М., Былковой В.Ф., методом фотометрии пламени К, 1л, ЯЬ, Сб Матвеевой Л.Н., Стрежневой Г.Я., Тен Т.В. и методом РФА Ложкиной З.М. Эмиссионным спектральным методом анализировались: Ве, В — Чернышовой О.М.; элементы группы железа - Одареевой Л.Н. и Воробьевой С. С.; В а, 8г -Ярошенко С.К., РЗЭ - химико-спектральным методом Смирновой Е.В., Чувашевой Л.А; №>, Та, Zr, химико-спектральным методом Коваль Л.П., Арбатской С.К. и, ТЬ определялись рентгенофлюоресцентным методом Ложкиной З.М., Финкелыитейном А.Л. Правильность и точность анализов контролировались с помощью стандартных образцов (Оеоз1апёагёз, 1994). Редкие элементы части проб анализировалась методом индукционно-связаной плазмы (1СР-М8 ) Смирновой Е. В.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 30 работ. Результаты исследований представлялись в форме докладов и тезисов на научных чтениях, посвященных памяти М.Н. Захарова (июнь 2003), Иркутск; на XX Всероссийской молодежной конференции СО РАН, ИЗК СО РАН, (апрель 2003 г.), Иркутск; на конференции молодых ученых Института геохимии СО РАН; региональной научной конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов» в Томском госуниверситете (Томск, 2001 г); III Международной Сибирской конференции молодых ученых по наукам о земле, Новосибирск, 2006; Всероссийской научной конференции: "Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды", Иркутск, 2007, научно-технической конференции ФГТГ ИрГТУ (2002, 2003, 2004,2010гг.), Иркутск.

Структура и объем работы.

Благодарности.

Автор выражает глубокую благодарность научному руководителю д.г.-м.н. В.А. Макрыгиной за постоянное внимание, поддержку ценные замечания и советы. Особую благодарность выражаю безвременно ушедшему первому научному руководителю к.г.-м.н. В.Н. Собаченко за помощь в выборе объектов исследования, предоставленные геологические материалы и возможность участвовать в полевых работах. За обсуждение фактического материала, консультации и ценные советы благодарна д.г.-м.н. Козлову В.Д., к.г.-м.н. Мехоношину A.C., к.г.-м.н. Колотилиной Т.Б., д.г.-м.н. Антипину B.C., д.г.-м.н. Загорскому В.Е., к.г.-м.н. Перепелову А.Б. Автор искренне признательна всем коллегам, способствовавшим выполнению этой работы.

Работа выполнена в Лаборатории гранитоидного магматизма и метаморфизма ИГХ СО РАН при поддержке грантов РФФИ 00-05-64676, 0805-05403.

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Кущ, Лариса Владимировна

Выводы

В Даванской зоне смятия локальное проявление в условиях амфиболитовой фации процессов повторной гранитизации в бластотектонитах по вулкано-плутоническим породам протерозоя сопровождалось эволюцией составов слюд от высокожелезистых лепидомеланов с невысокой глиноземистостью на менее железистые и титанистые биотиты в лейкогранитах - производных процессов повторного плавления.

Для развитых на регрессивном этапе наложенных редкометальных альбит-кварц-микроклиновых метасоматитов, характерны литиевые биотиты, для бериллиевых грейзенов-протолитиониты и литиевые железистые фенгиты. Более высокое содержание Мэ, Та, Ъх, 1л, ЯЬ в литиевых биотитах редкометальных метасоматитов по сравнению с лепидомеланами пород субстрата свидетельствует о привносе этих элементов с растворами, производившими поздние метасоматические изменения, из глубоких областей земной коры.

Результаты датирования аляскитовых гранитов и редкометальных метасоматитов, полученные Ц-РЬ и ЯЬ-Бг изохронными методами, свидетельствуют о заметном (около 100 млн. лет) возрастном разрыве формирования аляскитовых гранитов и редкометальных метасоматитов. Изотопные данные о возрастных соотношениях поздних лейкогранитов и редкометальных метасоматитов пока отсутствуют. Однако по характеру геологических соотношений тел лейкогранитов, кварц-амазонитовых жил и редкометальных метасоматитов есть основания утверждать, что это близкие по времени образования и, вероятно, связаны с этапом локальных процессов повторной гранитизации. В Даванской зоне смятия кварц-полевошпатовые метасоматиты развиты преимущественно по бластомилонитам состава аляскитовых гранитов, реже грубоочковых бластотектонитов состава граносиенитов, иногда вблизи контактов с породами андезитового (сиенито-диоритового) состава. Кварц-полевошпатовые метасоматиты по сравнению с гранитными бластомилонитами, в которых они развиты, обогащены натрием и как правило, обеднены калием, БеО, Ре203, СаО, М^,0 при близких концентрациях 8Ю2 и АЬОз. Аналогичные отличия химических составов редкометальных метасоматитов фиксируются и при их развитии в грубоочковых бластотектонитах, причем относительная обедненность метасоматитов ТУ^О, СаО, БеО, Ре203 проявлена более контрастно.

Таким образом, в Даванской зоне смятия изменения состава пород характерны при развитии щелочного натриевого метасоматоза. С этим процессом связано концентрирование бериллия, а также Та, №), Ъх, легких РЗЭ.

При изучении геохимии гнейсов и гранитизированных пород Чуйской серии выявилось два этапа мигматизации пород разной геохимической сущности. Ранние мигматиты и гранитогнейсы, развитые по всей площади Чуйского поднятия, имеют крайне низкие содержания большинства редких элементов. Вдоль Малоакитканского и Абчадского разломов мигматиты и гранитовидные породы резко обогащены ШЕЕ, Ъх, N10, ТЬ, и, с одной стороны, и Ве, 8п - с другой. Это повторная субщелочная гранитизация, продукты которой называют приразломными метасоматитами. В лейкосоме мигматитов содержания калишпата доходят до 70%. По сути процесса это щелочной метасоматоз с высокой активностью калия. Из них выплавляются граносиениты, также обогащенные данными компонентами, но в меньшей степени (Ирельский массив овоидных граносиенитов и Абчадский параавтохтонный массив в центре гранитогнейсового купола). Именно эти гранитогнейсы и гранитоиды слагают большую часть Даванской зоны смятия. На более позднем этапе проявляется кислотная стадия метасоматоза, где по бластокатаклазитам развиваются кварц-альбит-протолитионитовые образования типа грейзенов с берилловой минерализацией, которые характерны только для Даванской зоны смятия. С абчадскими граносиенитами связаны поля амазонитовых пегматитов с касситеритом, бериллом, самарскитом, приоритом, фергусонитом - концентрированное отображение геохимической специализации приразломного метасоматоза. О том, что метасоматиты развиваются именно по породам чуйской серии, свидетельствует тот факт, что они наследуют ее провинциальные особенности - крайне низкие содержания 8г, В, Ы

Глава 5. СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И ГЕНЕЗИС ЩЕЛОЧНЫХ МЕТАСОМАТИТОВ ЗОН РЕГИОНАЛЬНЫХ РАЗЛОМОВ ДАВАНСКОГО (СЕВЕРНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ) И БИРЮСИИНСКОГО (ВОСТОЧНЫЙ САЯН)

Приразломные метасоматиты известны на многих докембрийских кратонах мира и характеризуются рядом черт, присущих только этим образованиям: приуроченностью к зонам глубинных разломов в краевых частях платформ, протерозойским возрастом проявлений щелочного метасоматоза и сопряженностью с ними крупных месторождений редких металлов. Исследованные в этой работе районы также принадлежат к зонам разломов южного краевого шва Сибирской платформы, характеризуются развитием щелочных метасоматитов и наличием рудопроявлений редких металлов. Но степень рудоносности их сильно различается — от слабо бериллиеносных метасоматитов Бирюсинской зоны в юго-западной части шва к промышленно значимым рудопроявлениям редких металлов к северо-востоку в Даванской зоне смятия и до крупнейшего Катугинского редкометалльного месторождения в краевой части Алданского щита Сибирской платформы, также связанного с развитием щелочных метасоматитов.

Проследим поэтапно развитие эндогенных процессов на изученных участках зон глубинных разломов, чтобы выявить источники редкометальной минерализации и попытаться определить причины разной степени ее проявления. Для полноты сравнения будем привлекать литературные данные и данные Собаченко В.Н. по щелочным метасоматитам Катугинского месторождения.

5.1. Особенности тектонических структур зон развития метасоматитов

Бирюсинский разлом под острым углом ответвляется от Главного Саянского разлома, но именно вдоль него наиболее сильно проявляется дислокационный метаморфизм протерозойского возраста и сопряженные с ним процессы тектонической и метасоматической переработки прилегающих пород. Этот факт приводит даже к дискуссиям среди геологов, которую из структур считать краевым швом платформы.

Даванская зона смятия также образовалась на участке сближения двух разломов Лево-Миньского (Малоакитканского) и Даванского (Абчадского), отходящими на северо-северо-восток под острым углом от краевого шва платформы. В зону смятия попадают, в основном, породы Кутимского блока Чуйского поднятия, а также по данным ряда исследователей (Булдыгеров, Собаченко, 2005) и метавулканиты СБВПП. Поскольку породы Олокитского прогиба надвинуты на краевую часть Чуйского поднятия (Макрыгина, 1991), краевой шов платформы должен проходить южнее. Для Даванской зоны смятия характерна еще более мощная тектоническая и метасоматическая переработка пород, чем для зоны Бирюсинского разлома. Сравнительная характеристика двух рассмотренных зон развития приразломных метасоматитов отражена в таблице 5.1.

Катугинское рудное поле располагается в пределах Катугино-Аянской зоны, расположенной на периферии Катугинского трога. Троговые структуры в Кодаро-Удоканском районе были заложены на архейском кристаллическом фундаменте в нижнепротерозойское время и ограничивают крупный протоплатформенный прогиб (Архангельская и др., 1993). Аэрогеофизическими работами (Генко и др., 1977), результаты которых систематизированы в работе (Архангельская, Прохоров, 1991) в пределах Катугинского поля установлен изгиб границы между гравитационными максимумами и минимумами, который пространственно совмещен с локальным понижением магнитного поля. Эти данные подтверждают глубинный тип геологической структуры, в которой располагаются крупные тела щелочных гранитовидных метасоматитов с редкометальным оруденением.

Все три района проявления приразломных щелочных метасоматитов приурочены к разломам, оперяющим зону краевого шва платформы, по которым наиболее мощно прошла синсдвиговая тектоническая переработка пород.

5.2. Состав протолита и метаморфизм пород, примыкающих к зонам разломов

В зону переработки вдоль Бирюсинского разлома попадают в основном биотитовые, гранат-биотитовые, биотит-амфиболовые гнейсы, амфиболиты, двупироксеновые кристаллосланцы и мигматиты хайламинской серии. По составу они представляют метавулканиты, метаграувакки и метапелиты. Типичные метаосадки (доломитовые мраморы, кварциты, гранат-биотит-дистеновые и гранат-биотит-силлиманитовые сланцы) появляются только в алхадырской свите неройской серии и лежат несогласно, в удлиненных прогибах на породах хайламинской серии. Породы хайламинской серии претерпели метаморфизм гранулитовой фации, а затем мигматизацию и регрессивный метаморфизм в условиях амфиболитовой фации повышенных давлений (Мехоношин и др., 1996). Повышенных концентраций редких элементов в продуктах метаморфизма и мигматизации на этом этапе не обнаружено (рис. 5.1).

Протолитом Даванской зоны смятия, главным образом, являются породы укучиктинской свиты Чуйского поднятия. Они представлены биотитовыми, амфибол-биотитовыми и биотит-амфиболовыми гнейсами, с редкими прослоями гранат-биотит-амфиболовых гнейсов и пластовыми телами ортоамфиболитов. Вся толща по результатам геохимического изучения реставрируются как островодужные вулканиты активной континентальной окраины (Макрыгина, 1981). Особенностью укучиктинской толщи является отсутствие кварцитов и карбонатных пород, за исключением маломощной свиты тремолитовых мраморов, протянувшейся вдоль Абчадского разлома. Метаморфизм пород отвечает амфиболитовой фации, на севере Чуйского поднятия он четко наложен на гранулитовый метаморфизм низких давлений. Связанная с этими этапами гранитизация привела к образованию мигматитов, бедных редкими элементами.

Следовательно, для метасоматитов обеих зон разломов протолитом служили, главным образом, высоко метаморфизованные метавулканиты, метаграувакки и мигматиты, изначально не отличавшиеся повышенными концентрациями редких элементов. Однако по представлениям В.В.Булдыгерова Даванская зона смятия захватывает и метавулканиты СБВГТП, металлогеническая специализация которых сходна с редкометалльной специализацией приразломных метасоматитов. В любом случае гнейсы укучиктинской свиты в западной части зоны смятия надвинуты на метавулканиты СБВПП, и последние могли воздействовать на состав метасоматизирующих растворов.

В отличие от двух предыдущих регионов, Катугинский трог выполнен метаосадочными породами удоканской серии нижнего протерозоя. Они метаморфизованы в температурных условиях амфиболитовой фации и не несут повышенных концентраций редких элементов. Здесь же ограниченно развиты субщелочные метабазальты (амфиболиты). На метаморфическом этапе в породах широко проявлена гранитизация нормальной щелочности, не сопровождающаяся ростом концентраций редких элементов.

5.3. Этап бластокатаклаза и метасоматоза

Для всех трех участков развития щелочных метасоматитов огромную роль играют интенсивнейшие тектонические преобразования.

Приразломный дислокационный метаморфический комплекс проявлен на всем протяжении зоны Бирюсинского разлома. Характернейшими породами зоны являются мелко-тонкозернистые, часто очковые, с порфирокластами и порфиробластами полевых шпатов бластокатаклазиты и бластомилониты. Мощность зон бластомилонитов этого типа в отдельных пересечениях достигает 1500-2000 метров. Катаклазиты вовлечены в приразломную складчатость и испытывают перекристаллизацию в условиях регрессивного метаморфизма амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фации с образованием бластокатаклазитов. Степень метаморфизма понижается к осевой зоне разлома.

На рубеже нижнего и верхнего протерозоя, в условиях неравномерного распределения давления в зоне разлома и увеличения проницаемости пород для растворов произошло формирование основной массы приразломных метасоматитов, проявляющихся в виде калишпатизации с образованием гранитовидных пород с реликтами бластокатаклазитов. Зоны их развития уверенно трассируются результатами аэрогамма-спектрометрической съемки по аномалиям содержаний К и ТЬ (рис.2.5, а,б). Этап высокой активности калия отвечает ранней щелочной стадии приразломного метасоматоза. Полевошпатовый метасоматоз наиболее интенсивно проявлен по бластомилонитам амфиболитовой фации и не проявлен вообще в милонитах зеленосланцевой фации, то есть является более ранним, чем низкотемпературный диафторез, который приурочен к осевой зоне разлома. В гранитовидных метасоматитах почти не проявляются более низкотемпературные преобразования в виде окварцевания, мусковитизации и хлоритизации, то есть кислотной волны приразломного метасоматоза.

Даванская зона смятия образовалась в результате неоднократных движений по сближенным разломам. Это мощная (несколько километров) и протяженная (более 200 км) толща гранитогнейсов, гнейсогранитов и бластокатаклазитов. Степень динамотермальной переработки в этой зоне намного интенсивнее, чем в зоне Бирюсинского разлома. Бластокатаклазиты развиваются по метаморфическим породам, мигматитам, метавулканитам и более древним гранитоидам. Увеличение проницаемости вдоль отдельных зон приводит к поступлению растворов с формированием мощных проявлений калиевого щелочного метасоматоза (ранняя щелочная стадия). Породы граносиенитового состава (гранитовидные метасоматиты) трудно диагностируются. При замещении метаморфических пород они похожи на мигматиты (гранитизация повышенной щелочности (Макрыгина, 1981), при развитии по гранитоидам их можно выделить только по предваряющему катаклазу пород. Главный критерий их выявления — резкое обогащение редкими высокозарядными элементами, что может характеризовать источник растворов, как глубинный, мантийный.

Но в Даванской зоне более интенсивно проявлена и кислотная волна метасоматических преобразований — образование кварц-слюдяных зон, грейзенов с рудопроявлениями бериллия и олова, то есть коровых элементов (рис.5.1).

Рис. 5.1 Редкоэлементный состав метасоматитов для сравниваемых зон разломов.

5.4. Связь приразломных метасоматитов с магматизмом

Непосредственной связи гранитовидных субщелочных метасоматитов с определенными гранитоидными массивами ни в одном районе их развития не наблюдается. Наиболее близки по геохимическим особенностям гранитовидные метасоматиты рапакивиподобным гранитам. а. Ч х

О >< га Ч о а. о

1а Се Рг N01 Эт Ей вс! ТЬ Ру Но Ег Тт УЬ 1и

-♦- аляскитовые граниты Даванской зоны -•-кислые вулканиты СБВП граниты приморского комплекса -Х-граниты саянского комплекса

-Ж-крупнозернитстые биотитовые граниты кодарского комплекса -•-мелкозернистые граниты кодарского комплекса

Рис. 5.2. Распределение РЗЭ в кислых магматитах Даванской, Бирюсинской и Кодарской зон.

В Бирюсинской глыбе (террейне) им соответствуют гранитоиды саянского комплекса. Они обогащены >ГЬ, Ъх, ЮЗЕ, ТЬ, Б, как и Метасоматиты (рис.5.2), но разобщены пространственно и во времени с метасоматитами — возраст гранитов саянского комплекса составляет 1858±20 млн. лет, а ЫЬ-Эг возраст метасоматитов равен 1652±100 млн. лет при первичном отношении 8б8г/878г = 0,7175±0,0341 (Собаченко и др., 1998).

Даванская зона смятия непосредственно граничит с субщелочными кислыми метавулканитами Северо-Байкальского вулкано-плутонического пояса с возрастом 1866-1740 млн. лет. С вулканитами этого пояса ассоциируют интрузии приморского комплекса гранитов-рапакиви и субщелочные гранитоиды ирельского комплекса. Непосредственно вблизи зоны смятия расположен небольшой Ирельский массив овоидных гранодиоритов. В Абчадском гранито-гнейсовом куполе, связанном с субщелочной гранитизацией, поздние граносиенитовые выплавки с гранофировыми структурами (1560 млн. лет) и амазонитовые пегматиты имеют те же геохимические особенности, что и гранитовидные гранитовидные метасоматиты. Все эти магматические образования несут подобную геохимическую характеристику с высокими содержаниями Nb, Zr, REE, Th, Be и Sn. О высоких исходных содержаниях F свидетельствует либо акцессорный флюорит, либо секущие их флюоритовые прожилки. Возраст редкометальных метасоматитов кислотной и поздней щелочной стадии метасоматоза (постмагматического) Даванской зоны составляет 1600 млн. лет.

В Катугино-Аянской зоне, расположенной на периферии Катугинского прогиба, метаморфиты и мигматиты удоканской серии нижнего протерозоя прорваны рапакивиподобными гранитами кодарского комплекса (возраст 1800 млн. лет). Каларский массив этих гранитов с северо-востока ограничивает Катугинское поле приразломных гранитовидных метасоматитов (Собаченко и др. 1988). И граниты, и метасоматиты обогащены теми же элементами — Nb, Zr, REE, Th, Be и Sn. Возраст метасоматитов составляет 2100 млн. лет. Здесь граниты рапакиви оказываются моложе субщелочных метасоматитов.

Такое сходство геохимических особенностей при ощутимом разрыве во времени (около 200-150 млн. лет) формирования гранитоидов, вулканитов и метасоматитов свидетельствует о парагенетической связи магматического и метасоматического процессов. В конце палеопротерозоя вдоль краевого шва платформы наблюдается нарастание магматической активности с юго-запада на северо-восток от интрузивных рапакивиподобных гранитоидов субщелочного ряда саянского и приморского комплексов до настоящих гранитов рапакиви, ассоциирующих с анортозитами, на Алданском щите. С юго-запада на северо-восток нарастает щелочность и редкометалльность расплавов, связанная, возможно, с глубиной проникновения разломов в литосферу. Глубинные разломы являются проводниками расплавов к поверхности с образованием огромных по масштабу вулканических излияний (СБВПП), но с той же геохимической спецификой. По масштабам кислого эффузивного магматизма с СБВПП может сравниться только Провинция

Хребтов и Бассейнов Северной Америки. Видимо, 2 млрд. лет назад на южной (в современных координатах) окраине Сибирского континента существовала сходная геодинамическая обстановка активной континентальной окраины.

Поступление растворов, производных этих же глубинных источников, происходит уже только на тех отрезках оперяющих краевой шов разломов, где происходили активные движения, скорее всего сбросо-сдвигового характера, что увеличивало проницаемость пород в дислокационных зонах и их метасоматические преобразования. Именно они привели к формированию приразломных щелочных метасоматитов.

Изложенный в работе геологический и геохимический материал по отдельным разрезам в Северном Прибайкалье и Присаянье позволяет сделать следующие основные выводы:

Гранитовидные метасоматиты зоны Бирюсинского разлома, субстратом для которых явились метаморфические породы архея и нижнего протерозоя, обнаруживают как черты сходства, так и различия с высокотемпературными метасоматитами, проявленными в различных по составу породах нижнего протерозоя в Северном Прибайкалье (Даванская зона). Сходство условий образования метасоматитов в зонах Бирюсинского и Даванского региональных разломов проявляется в том, что их линейные тела развиты в грубоочковых бластотектонитах, которые близки по составу к граносиенитам с переменным количеством кремнезема (от 58-59 до 65-68 мас.%) и суммы (ЫагО+КгО) от 5.5-6.0 до 8.5-10 мас.% (калий преобладает над натрием). Однако щелочность бластотектонитов в Даванской зоне (Кагп до 0,88) выше по сравнению с аналогичными образованиями в зоне Бирюсинского разлома (Кагп До 0,55-0,62). Тесная пространственная связь бластотектонитов и гранитовидных метасоматитов отражает структурную приуроченность их линейных тел к бластотектонитовым швам зон региональных разломов. Для гранитовидных (кварц-полевошпатовых) метасоматитов обеих зон разломов характерна высокая кремнекислотность (8102-71-77 мас.%) при повышенной щелочности 0Ча2О+К2О) - 7.48-9.70 мас.%, Кагп - 0.85-0.96 (рис. 5.3) грубоочковыс бластотектониты Даванской зоны

• бериллийсодержагцие метасоматиты Даванской зоны Д бластотектониты Бирюсинского разлома

О метасоматиты Бирюсинского разлома"

Рис. 5.3. Классификационная диаграмма для главных типов пород Бирюсинского и Даванского разломов

В высокотемпературных метасоматитах обоих районов наблюдаются близкие уровни концентрации №>, Zr, НТ, ЕРЗЭ+У, 8п. Вместе с тем в субщелочных гранитовидных метасоматитах Даванской зоны смятия в сравнении с аналогичными породами зоны Бирюсинского разлома выше уровни концентраций Ве (в 10-20 раз и более), 1л (в 5-25 раз), и Шэ (в 2-15 раз), ТЬ (в 1,5-3 раз).

Смена парагенезисов гастингсит-лепидомелан-микроклин-альбит в слюдисто-кварц-полевошпатовых метасоматитах на протолитионит (фенгит)-альбит-кварц и мусковит-альбит-кварц в рудоносных грейзенах и в диафторитах в зоне Даванского разлома свидетельствует о том, что развитие поздних типов метасоматитов по отношению к ранним типам происходило в условиях заметно повышенной кислотности растворов. Такие изменения кислотности-щелочности растворов не характерны для метасоматитов Бирюсинского разлома, где на биотит-микроклин-кварц-альбитовые метасоматиты накладываются только процессы низкотемпературного диафтореза. т о 1000 п го о. о X го

К № и га> Р Ве № Та 7х № Се 1а N<1 -О- Бластотектониты (Б)

-О- граниговедные метасоматиты (Б)

- -А- бериллиеносные метасоматиты (Б) —в— грубоочковые бластотектониты (Д)

Рис. 5.4. Составы пород региональных разломов: Бирюсинского (Присаянье) и Даванского (Северное Прибайкалье)

Грейзены и слюдисто-кварц-полевошпатовые метасоматиты в Даванской зоне смятия содержат бериллиевую (берилл, гельвин, даналит, фенакит, хризоберилл), тантало-ниобиевую (фергусонит, самарскит, пирохлор, приорат), редкоземельную (ортит, гадолинит, монацит), оловянную (касситерит) и вольфрамовую (вольфрамит) минерализацию (по данным Собаченко В.Н.)

Впервые установленные повышенные содержания Ве (до 60 г/т) в субщелочных гранитовидных метасоматитах зоны Бирюсинского разлома свидетельствуют о возможности обнаружения в этих породах собственных минералов бериллия. гранитогнейсы (Д)

0=» бериллиеносные метасоматиты (Д)

10000 п ш т

1000

100

10 ш О О

0,5

1,5

Р, мас%

• Даванская зона

ОБирюсинская зона

Рис. 5.5. Содержания Ве и Р в гранитовидных метасоматитах зон Даванского и Бирюсинского разломов

Более широкое участие фтора в метасоматических процессах, развитых в бластотектонитах Даванской зоны смятия, по сравнению с аналогичными процессами в зоне Бирюсинского разлома, привело к более интенсивному проявлению в первой бериллиевой и другой редкометальной минерализации. Обогащенность фтором и высоко зарядными элементами метасоматитов Даванской зоны, особенно на ранней щелочной стадии их образования, свидетельствует об углублении разломов, обрамляющих зону, так как эти элементы характерны для мантийных производных.

Преобладание в Даванской зоне пород гранитоидного состава (гранитовидных метасоматитов и аляскитовых гранитов) привело к поднятию зоны смятия, что происходит до сих пор и прекрасно видно на космических снимках. В гипабиссальных условиях при неспокойном тектоническом режиме мобилизованные при локальном плавлении пород летучие и редкие элементы выносились из участков проявления гранитизации и анатексиса и переотлагались в зонах грейзенизации и альбитизации. Вероятное участие в процессах повторной гранитизации трансмагматических растворов и накопление в метасоматитах регрессивного этапа редких элементов, из которых одни (и, ЛЬ, Ве, Эп, Мо) характерны для пневметолито-гидротермальных образований, а другие (7л:, Щ №>, ЯЕЕ) - редкометальных гранитов и пегматитов, позволяет предполагать, что кроме мобилизации элементов из пород субстрата, некоторые элементы привносились из глубинных зон земной коры или верхней мантии.

В зоне Бирюсинского глубинного разлома наблюдаются те же процессы, но в меньших масштабах, поэтому перспективы обнаружения промышленно интересных объектов малы. Относительно низкие концентрации Ве, №), Та, РЗЭ в гранитовидных метасоматитах зоны Бирюсинского разлома в сравнении с породами Даванской зоны определяются ограниченным участием фтора в процессах гранитизации и метасоматоза, что обусловило слабое развитие кислотной стадии приразломного метасоматоза. Еще одна причина низкой рудоносности этих процессов связана с выносом редких элементов из гранитовидных метасоматитов при наложении на них процессов низкотемпературного диафтореза, которые сопровождались замещением акцессорных минералов, биотитов и амфиболов серицитом, хлоритом, эпидотом и карбонатами.

Геохимические различия рассматриваемых образований определяются различной глубинностью флюидопроводящих разломов, соответственно, разным составом и насыщенностью рудными компонентами растворов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Сравнение трех регионов развития щелочных приразломных метасоматитов вдоль южного края Сибирской платформы показывает много общих черт, но разную степень их проявления.

А. Геологические условия развития редкометальных метасоматитов Даванской, Бирюсинской и Катугино-Аянской зон имеют много общего:

1) приуроченность метасоматических процессов к зонам региональных разломов в породах раннего докембрия, преимущественно нижнего протерозоя, и структурный контроль линейных тел метасоматитов бластотектонитовыми швами;

2) проявление в зонах разломов кислых калиевых магматитов (гранитоидов и кислых вулкано-плутонических пород), близких по составу к субщелочным калиевым гранитам, лейкогранитам и трахириолитам;

3) неравномерное и, вероятно, неоднократное развитие процессов зонального дислокационного метаморфизма, которые наложены на разнородные породы, в том числе на гранитоиды протерозоя. В глубинных частях Катугино-Аянской и Даванской зон эти процессы были проявлены в более высокотемпературных условиях (амфиболитовая фация), чем в зоне Бирюсинского разлома и сопровождались процессами локального реоморфизма и повторной гранитизации

4) неравномерное развитие в зонах разломов процессов низкотемпературного диафтореза, которые более интенсивно проявлены в зоне Бирюсинского разлома.

Из рассмотрения геологических особенностей зон региональных разломов можно видеть, что редкометальные метасоматиты в этих структурах были проявлены позднее кислых магматитов (гранитоидов и вулкано-плутонических пород) и близки по возрасту к этапу проявления процессов дислокационного метаморфизма, которые наложены на гранитоиды и на вулкано-плутонические породы. И только в Катугино

Аянской зоне редкометалльные метасоматиты намного старше щелочных гранитоидов.

Б. Во всех трех зонах гранитовидные метасоматиты ранней щелочной стадии являются результатом кремнекалиевого метасоматоза с высокими содержаниями №>, Та, Ъх, Н£ РЗЭ, свидетельствующими о мантийном источнике метасоматизирующих растворов. В результате неоднократного наложения метасоматических, бластокатакластических и магматических процессов и гранитоиды, и метасоматиты, и бластокатаклазиты приобретают одинаковые геохимические характеристики, близкие к субщелочным калиевым граносиенитам. Обогащенность редкими элементами и щелочность возрастают от Бирюсинской зоны к Даванской и к Катугино-Аянской. Так, в Даванской зоне смятия по сравнению с Бирюсинской зоной разлома гранитоиды и гранитовидные метасоматиты и бластотектониты на участках проявления бериллийсодержащих метасоматитов характеризуются относительно более высокими содержаниями фтора и ЛЬ (в 2 раза), Мэ ( в 3-5 раз), Та (в 5-10 раз), Ъх (в 2,5 - 4 раза).

В высокотемпературных кварц-полевошпатовых метасоматитах обеих зон установлены близкие уровни концентраций Мэ, Ъх, Щ РЗЭ (рис.1). Вместе с тем, в Даванской зоне смятия в сравнении с аналогичными породами зоны Бирюсинского разлома выше уровни концентраций Ве (в 10 — 20 раз), и (в 5-25), ЛЬ (в 2-15), ТЬ (в 1,5- 3).

Наиболее важными причинами геохимических отличий редкометальных (бериллийсодержащих) кварц-полевошпатовых метасоматитов сравниваемых зон являются разная глубина заложения разломов, обусловившая разное содержание фтора и, соответственно, концентрирование в растворах редких элементов. Эти различия четко видны на графиках распределения РЗЭ в гранитоидах и бластокатаклазитах разных зон (рис. 5.1).

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Кущ, Лариса Владимировна, Иркутск

1. Алакшин A.M., Письменный Б.М. О строении земной коры зоны сочленения Сибирской платформы со складчатым обрамлением // Геология и геофизика. 1988. - № 11 - С. 24-31.

2. Апельцин Ф.Р. Эволюция состава слюд как критерий редкометальной минерализации гранитизированных кристаллических сланцев // Геология месторождений редких элементов. Вып. 30. — М.: Недра, 1966.

3. Апельцин Ф.Р., Гранитный магматизм и редкометальное оруденение. // Рудообразование и его связь с магматизмом. М.: Наука, 1972. - С. 28-41.

4. Архангельская В.В., Гинзбург А.И. Редкометалльные месторождения зон активизации // Закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 11. -М.: Наука, 1975. С. 175-184.

5. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов / — М.: Наука, 1976.267 с.

6. Балашов Ю.А. Изотопно-геохимическая эволюция мантии и коры Земли. -М.: Наука, 1985.-221 с.

7. Берзин H.A. Зона Главного разлома Восточного Саяна. М.: Наука, 1967. - 140 с.

8. Бескин С.М., Ларин В.Н., Марин Ю.Б. Редкометалльные гранитоидные формации. Л.: Недра, 1970. - 280 с.

9. Ю.Беус A.A. Альбититовые месторождения // Генезис эндогенных рудных месторождений. -М.: Недра, 1968.

10. П.Беус A.A. Геохимия бериллия и генетические типы бериллиеносных месторождений. М.: Изд-во АН СССР, 1960.

11. Беус A.A. Роль комплексных соединений в переносе и концентрации редких элементов в эндогенных растворах // Геохимия. № 4, 1958.

12. Брынцев B.B Докембрийские гранитоиды Северо-Западного Присаянья. Новосибирск: Наука, 1994. 179 с.

13. Булдыгеров В.В., Собаченко В.Н- Проблемы геологии СевероБайкальского вулканоплутонического пояса. — Иркутск: Изд-во Иркут. гос. ун-та, 2005.- 184 с.

14. Бухаров A.A. Протоактивизированные зоны древних платформ. -Новосибирск: Наука, 1987.-201 с.

15. Бухаров A.A. Геологическое строение Северо-Байкальского краевого вулканического пояса. Новосибирск: Наука, 1973. - 139 с.

16. Бухаров A.A., Булдыгеров В.В., Ескин А.Е. и др. Докембрийские вулканические структуры Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1979. - 68 с.

17. Вендская система: Стратиграфия и. геологические процессы / ред. Б.С. Соколов, М.А. Федонкин. М.: Наука, 1985.-Т. 2. - 239 с.

18. Галимова Т.Ф., Бормоткина JI.A. К стратиграфии докембрия Бирюсинской глыбы Стратиграфия докембрия Средней Сибири. JL: Наука, 1983. - С. 125134.

19. Винклер Г. Генезис метаморфических пород. М.: Мир, 1969. - 200 с.21 .Генетические типы гидротермальных месторождений бериллия (ред. А.И.Гинзбург). М.: Недра, 1975. - С. 27-47

20. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Глубинное строение. Новосибирск: Наука, 1984. - 174 с.

21. Геохимические условия проявления редкометальных метасоматитов в докембрийских троговых структурах Удоканского района (Северо-Восточное Забайкалье) // Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона. Новосибирск: Наука, 1985.-С. 133-139.

22. Гинзбург А.И., Апельцин Ф.Р. Редкометалльные месторождения, их связь с магматизмом и тектоническими структурами земной коры // Геология рудн. месторожд. 1970. Т. 12, N 2. - С. 25-37

23. Гинзбург А.И., Архангельская В.В., Шацкая В.Т. Полевошпатовые метасоматиты — новый генетический тип месторождений полезных ископаемых // Разв. и охр. недр. 1973. -N 1. - С. 71-79.

24. Гладкочуб Д.П. Эволюция южной части Сибирского кратона в докембрии раннем палеозое и ее связь с супер^онтинентальными циклами: автореф. диссертации д-ра геол. - минералог, наук. - М. — 2004. - 35 с.

25. Глуховский М.З. Геологическая эволюция древних платформ. М.: Наука, 1996.-215 с.

26. Дибров В.Е. Геология центральной части Восточного Саяна. М.: Недра, 1964.

27. Дибров В.Е. Тектоника и магматизм юго-западного обрамления Сибирской платформы. -М.: Недра, 1974. 198 с.

28. До дин A.JI. Новые данные по стратиграфии и тектонике юго-восточной части Восточного Саяна. Л.: ВСЕГЕИ, 1961. — 58 с.31 .Докембрийская геология СССР. Л.: Наука, 1988. - 440 с.

29. Донская Т.В., Бибикова Е.В., Гладкочуб Д.П. и др. Петрогенезис и возраст вулканитов кислого состава Северо-Байкальского вулканоплутонического пояса, Сибирский кратон // Петрология. 2008. - Т 16, № 5. - С. 452-479.

30. Егоров Ю.И. Системы разломов северо-восточной части Восточного Саяна и Западного Прибайкалья // Глубинные разломы юга Восточной Сибири и их металлогеническое значение. -М.: Наука, 1971. С. 39-48.

31. Ингерсон Э. Методы и проблемы геологической термометрии // Проблемы рудных месторождений. -М.: Изд-во иностр. лит., 1958. 150 с.

32. Казанский В.И., Летников Ф.А., Прохоров К.В. // ДАН СССР. 1981 - Т. 242, N3.-723 с.

33. Казанский В.И., Омельяненко Б.И., Прохоров К.В. Рудоносные щелочные метасоматиты в крупных разломах кристаллического фундамента // Эндогенное оруденение древних щитов. М.: Наука, 1978. - С. 102-144.

34. Классификация и номенклатура магматических горных пород / ред.: O.A. Богатиков и др. —М.: Наука, 1981. -415с.

35. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. -Новосибирск: Наука, 1977. -207 с.

36. Копылов Э.Н. Геолого-петрохимические особенности среднепротерозойских эффузивов Байкальского хребта (Северо-Западное Прибайкалье) // Геология и геофизика. 1971. - № 12. - С. 38-46.

37. Копылов Э.Н. Петрология и геохимия эффузивов Северобайкальского вулканического пояса: автореф. дис. к. г.-м. н. — Иркутск, 1974. — 24 с.

38. Коржинский Д.С. Потоки трансмагматических растворов и процессы гранитизации // Магматизм, формации кристаллических пород и глубины Земли. Т. I. М.: Наука, 1972. - С. 127-133.

39. Кушев В.Г. Щелочные метасоматиты докембрия — Д.: Недра, 1972. 189 с.

40. Кущ JI.B. Бериллиеносные гранитовидные метасоматиты протерозоя юга Сибирской платформы // Современные проблемы геохимии: Материалы науч. конф. (Иркутск, 19-20 дек. 2002 г.). -Изд-во Ин-та географии СО РАН., 2003.-С. 24-27

41. Кущ JI.B. Гранитоидные породы протерозоя в зоне Бирюсинского регионального разлома Восточного Саяна //Молод, конф. Института геохимии СО РАН. Иркутск, 1999. С. 28-30.

42. Кущ JI.B. Особенности проявления редкометальных метасоматитов в зонах региональных разломов Северо-Западного Прибайкалья и Присаянья // Труды Седьмого Междунар. науч. симпоз. — Томск: Изд. Томск, политехи, ун-та, 2003.-С. 116-117.

43. Кущ JI.B. Процессы метасоматоза в зоне Бирюсинского разлома (Восточный Саян) // Сборник избранных трудов науч.-техн. конф. Вып. 2. Иркутск: Изд-во Иркутск, гос. техн. ун-та, 2002. С. 130-135.

44. Кущ Л.В. Специфика проявления процессов динамотермального метаморфизма в зоне Бирюсинского разлома (Восточный Саян) // XIX Всерос. молодежная конф. «Строение литосферы и геодинамика» — Иркутск: Изд-во ИЗК СО РАН, 2001. С. 48-49.

45. Кущ Л.В. Генетические и геохимические аспекты проявления бериллиеносных приразломных метасоматитов протерозоя юга Сибирской платформы // XX Всерос. молодежная конф. «Строение литосферы и геодинамика» Иркутск: Изд-во ИЗК СО РАН, 2003. - С. 152-153.

46. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Гранитоиды протерозоя в зоне Бирюсинского регионального разлома Присаянья // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Томск: Томск, политехи, ин-т, 2001. С. 298301

47. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Бериллиеносные метасоматиты зон региональных разломов юга Сибирской платформы (на примере Присаянья и Северо-Западного Прибайкалья) // Геохимия и петрология магматических процессов. Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2002. - С. 43-45

48. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Слюды в мигматитах и редкометальных метасоматитах Даванской зоны смятия (Северо-Западное Прибайкалье) // Сборник избранных трудов науч.-технич. конф. Вып. 2. — Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2003.-С. 93-98.

49. Кущ Л.В., Собаченко В.Н. Черты сходства и различия приразломных бериллийсодержащих метасоматитов Северо-Западного Прибайкалья и Присаянья // Сборник избранных трудов науч.-технич. конф. Вып. 4. -Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2004. С. 204-209.

50. Лапидес И.Л., Коваль П.В., Коваленко В.И. Слюды редкометальных гранитоидов. — Новосибирск: Наука, 1977. 120 с.

51. Левицкий В.И., Мельников А.И., Резницкий Л.З. и др. Посткинематические раннепротерозойские гранитоиды юго-западной части Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2002. Т. 43, № 8. - С. 717731.

52. Летников Ф.А., Казанский В.И. К проблеме вертикальной зональности и рудоносности глубинных разломов докембрия. // Геология рудн. месторожд. 1991.-Т. 33, N2. - С. 15.

53. Летников Ф.А., Леонтьев A.A., Гантимурова Т.П. Флюидный режим гранитообразования. — М.: Наука, 1981. 184 с.

54. Лишневский Э.Н., Бескин С.М. Структурно-геологическая позиция редкометальных щелочных гранитов по геофизическим данным // Геология, рудн. месторожд. 1993. - Т. 35, N 6. - С. 481-492.

55. Лобанов М.П. О магматизме северной части Байкальского хребта // Новые данные по геологии, нефтеносности и полезным ископаемым Иркутской области. -М.: Недра, 1964. С. 138-195.

56. Лобанов М.П. Даванская зона смятия и связь с ней динамометаморфизма, метасоматоза и рудной минерализации (Северо-Западное Прибайкалье) //

57. Геология и полезные ископаемые Байкало-Патомского нагорья. Иркутск: Вост. - Сиб. кн. изд-во, 1966. - С. 168-184.

58. Ляхович В.В., Овчинников JI.H. Сб.: // Геохимические критерии потенциальной рудоносности гранитоидов. Иркутск, 1970.

59. Малишевская А., Рыка В. Петрографический словарьМ.,:Недра, 1989589 с.

60. Кузьмин М.И., Корольков А.Т., Дриль С.И., Коваленко С.Н. Историческая геология с основами геотектоники Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 2000. -288 с.

61. Магматические горные породы. Т. 1, ч. 2. Классификация. Номенклатура. Петрография. М.: Наука, 1983. - С. 371-768.

62. Магматические горные породы. Т. 4. Кислые и средние породы. М.: Наука, 1987.-362 с.

63. Магматические горные породы. Т.1, ч. 1 .Классификация. Номенклатура. Петрография. М.: Наука, 1983. - С.1 - 367.

64. Мазукабзов A.M., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В. и др. Эволюция южной части Сибирского кратона в докембрии / науч. ред. Е.В. Скляров; (Интеграционные проекты СО РАН; Вып. 11). Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2006.-367 с.

65. Мазукабзов A.M. Эволюция эндогенных процессов в Даванской зоне смятия (Северное Прибайкалье) // Корреляция эндогенных процессов Сибирской платформы и ее обрамления. — Новосибирск: Наука, 1982. С. 101-107.

66. Макрыгина В. А. Геохимия регионального метаморфизма и ультраметаморфизма умеренных и низких давлений. Новосибирск: Наука, 1981.- 199 с.

67. Мануйлова М.М., Никитина Л.П., Неелов Л.Н., Михайлов Д.А. Итоги геохронологического изучения докембрия Восточной Сибири // Труды XV сессии комис. по опред. абсолютного возраста геол. формаций. М.: Наука, 1970.-С. 25-34.

68. Маракушев A.A., Тарарин И.А. О минералогических критериях щелочности гранитоидов. // Изв. АН СССР. Сер. геол. — 1965. № 3.

69. Можаровский В.В., Мельниченко А.К. Распределение петрогенных и редких элементов в вертикальном разрезе роговообманково-биотитовых гранитов, гранодиоритов и биотитовых гранитов Гиссарского Плутона. // Доклады АН СССР. 1969.-Т. 12, №8.-С. 820-831.

70. Молчанов И.А. Восточный Саян по данным исследований последнего десятилетия. // Очерки по геологии Сибири. — Иркутск, 1934.

71. Наумов В. А. Морфология и эволюция краевого шва Сибирской платформы. Иркутск: Вост.-Сиб. кн. изд-во, 1974. - 142 с.

72. Неймарк Л.А., Миркина С.Л., Рублев А.Г. и др. Возраст гранитоидов ирельского комплекса Прибайкалья по радиологическим данным // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1987. -№ 5. - С. 18-25.

73. Нечаева И.А. Генетические типы щелочно-гранитоидных пород и их редкометальность. М.: Наука, 1989. - 111 с.

74. Парфенов JI. М., Булгатов А. Н., Гордиенко И. В. Террейны и формирование орогенных поясов Забайкалья // Тихоокеанская геология. — 1996.-Т. 15, №4.-С. 3-16.

75. Парфенов JI.M. Основные черты докембрийской структуры Восточного Саяна. М.: Наука, 1967. - 143 с.

76. Перчук JI.JI. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука, 1970.-300 с.

77. Прохоров К.В., Собаченко В.Н. Структурно-петрологические и геохимические условия образования рудоносных высокотемпературных натриевых метасоматитов // Внутреннее строение рудоносных докембрийских разломов. М.: Наука, 1985. - С. 94-121.

78. Розен О.М., Манаков A.B., H.H. Зинчук Сибирский кратон: формирование, алмазоносность М.: Научный мир, 2006. — 210 с.

79. Рудник В.А., Беляев Г.М., Терентьев В.М. Закономерности формирования кварц-полевошпатовых метасоматитов зон региональных разломов // Проблемы метасоматоза. — М.: Недра, 1970. С. 261-274.

80. Рундквист Д. В., Бушмин С. А., Глебовицкий В. А., и др. // Метасоматиты докембрия и их рудоносность. М.: Наука, 1989. - С. 5.

81. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т.2. Магматизм, тектоника, история геологического развития. М.: Недра, 1967. - С. 41-83, 100-109.

82. Самойлов B.C. О влиянии кислотности-щелочности на равновесия породообразующих и акцессорных минералов.// Геохимия и петрология метасоматоза. Новосибирск: Наука, 1975. - С. 3-15.

83. Сизых А.И., Шафеев A.A. // Корреляция эндогенных процессов Сибирской платформы и ее обрамления. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 73.

84. Сизых А.И. Докембрий Бирюсинского метаморфического пояса// Иркутск. Издательство Иркутского университета. 1987, 240 с.

85. Сезько А.И. Корреляция метаморфических, магматических и тектонических процессов в докембрии Восточного Саяна // Корреляция эндогенных Сибирской платформы и ее обрамления. Новосибирск: Наука, 1982.-С. 60-73.

86. Сезько А.И. Основные этапы формирования континентальной коры Присаянья // Эволюция земной коры в докембрии и палеозое. Саяно-Байкальская горная область. Новосибирск: Наука, 1988. - С. 61-67.

87. Сезько А.И. Проблемы геологии докембрия юга Сибири // Геология и металлогения докембрия юга Сибири. Иркутск: Вост.- Сиб. кн. изд-во, 1990.-С. 5-7.

88. Собаченко В. Н. Некоторые геохимические аспекты проблемы приразломного метасоматоза (на примере юга Сибирской платформы) // Метасоматические процессы в докембрийских толщах. — СПб.: Наука, 1991. — С. 236-243.

89. Собаченко В.Н. Геохимические условия проявления редкометальных метасоматитов в докембрийских троговых структурах Удоканского района (Северо-Восточное Забайкалье) // Докембрийские троговые структуры

90. Байкало-Амурского региона и их металлогения. Новосибирск: Наука, 1985. -С. 133-139.

91. ЮЗ.Собаченко В.Н. Костюкова Е. С., Кузнецова А. И. и др. Геолого-геохимическая характеристика гранитоидов Даванской и Приморской зон глубинных разломов Западного Прибайкалья // Геохимия. 1974. - № 2. - С. 233-242.

92. Собаченко В.Н.,. Рехвиашвили О. И., Гуничева Т. Н. Геохимические особенности гранитоидов протерозоя юго-западной части Кодаро-Удоканского прогиба (Северо-Восточное Забайкалье) // Геология и геофизика. 1983. - N 3. - С. 68-75.

93. Собаченко В.Н. О гранитоидах, повторной гранитизации и метасоматических процессах в зонах глубины разломов Западного Прибайкалья // Геохимия и петрология метасоматоза. — Новосибирск: Наука, 1975.-С. 44-62.

94. Ta-Nb-Zr-месторождения (Чаро-Удоканский район, Восточная Сибирь) / Геология рудн. месторожд. 1993. - Т. 35, № 2. - С. 115-131.

95. Собаченко В.Н., Бибикова Е. В, Кирнозова Т.И., и др. Уран-свинцовое датирование поздних магматитов и редкометальных метасоматитов СевероБайкальского вулканоплутонического пояса // Геохимия. — 2005. № 12. - С. 1240-1246.

96. Собаченко В.Н., Вишняков H.H. Попов Ю.П., и др. Особенности проявления тантало-ниобиевой минерализации в зоне главного глубинного разлома (Северо-Западное Прибайкалье) // Доклады АН СССР. 1972. - Т. 206,N 1.-С. 184-185.

97. Собаченко В.Н., Забоева Н.В. К характеристике флюидного режима процессов гранитизации и приразломного метасоматоза, проявленных в троговых структурах докембрия // Геохимия. 1994. — N 7. С. 1123-1129.

98. И.Собаченко В.Н., Краснобаев A.A., Номоконов В.Д. Новые данные о возрасте редкометальных метасоматитов в Северо-Западном Прибайкалье // Геология и геофизика. 1983. - № 2 - С. 68-75.

99. Собаченко В.Н., Краснобаев A.A., Номоконов В.Д. Новые данные о возрасте редкометальных метасоматитов в Северо-Западном Прибайкалье // Геология и геофизика. 1977. -N 1. - С. 133-136.

100. Собаченко В.Н., Кущ J1.B. Гранитоиды и метасоматиты протерозоя в зоне Бирюсинского разлома Восточного Саяна // Вестник Гео ИГУ. Вып. 4. — Иркутск, 2005. С. 25-45.

101. Собаченко В.Н., Матвеева Л.Н., Халтуева В.К. Изменение состава слюд в процессах гранитизации и приразломного метасоматоза в троговых структурах докембрия // Геология и геофизика. — 1989. № 12 - С. 73-81.

102. Собаченко В.Н., Плюснин Г.С., Сандимирова Г.П., Пахольченко Ю.А. Первые результаты Rb-Sr датирования процессов гранитизации в Даванской зоне смятия (Северо-Западное Прибайкалье) // Доклады АН СССР. 1988. -Т. 301, N 1. - С. 202-206.

103. Собаченко В.Н., Прохоров К. В Структурно-петрологические и геохимические условия развития высокотемпер. натровых метасоматитов // Внутреннее строение рудоносных разломов докембрия. М.: Наука, 1985. -С. 94-121.

104. Собаченко В.Н., Рехвиашвили О. И., Гуничева Т.Н. Геохимические особенности гранитоидов протерозоя юго-западной части Кодаро-Удоканского прогиба (Северо-Восточное Забайкалье) // Геология и геофизика. 1983. -№ 3. - С. 68-75

105. Собаченко В.Н., Сандимирова Г.П., Исакова Л.В., Пахольченко Ю.В. Рубидий-стронциевое датирование метасоматитов зоны Бирюсинского разлома Восточного Саяна // Доклады РАН. 1998. Т. 362, N 2. - С. 252-255.

106. Собаченко В.Н., Смирнова Е.В. К геохимии редких земель при развитии метасоматических процессов в вулканогенных и метаморфических комплексах докембрия // Геохимия редкоземельных элементов в эндогенных процессах. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 98-111.

107. Собаченко В.Н., Смирнова Е.В. К-геохимии лантаноидов при развитии приразломных метасоматических процессов в докембрийских комплексах пород юга Восточной Сибири // Геохимия. 1998. N 6. - С. 529-537.

108. Собаченко В.Н., Таусон Л. В., Плюснин Г. С. и др. Рубидий-стронциевый возраст рапакивиподобных гранитов и метасоматитов Катугино-Аянской зоны (Северо-Восточное Забайкалье) // Доклады АН СССР. 1983. - Т. 273, №5. С. 1233-1236.

109. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. - 279 с.

110. Таусон Л.В., Петрова З.И., Собач'енко В.Н. и др. Геохимический тип гранитов рапакиви // Доклады АН СССР. 1982. - Т. 265, № 3. - С. 721-726.

111. Таусон Л.В., Собаченко В.Н., Плюснин Г.С. и др. Рубидий-стронциевый возраст рапакивиподобных гранитов и метасоматитов Катугино-Аянской зоны (Северо-Восточное Забайкалье) // Доклады АН СССР. 1983. - Т. 273, N5.-0. 1233-1236.

112. Тейлор С.Р.,. Мак-Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. Рассмотрение геохимической летописи, запёчатлённой в осадочных породах. М.: Мир, 1988. - 383 с.

113. Туркина О.М., Бибикова Е.В., Ножкин А.Д. Этапы и геодинамические обстановки раннепротерозойского гранитообразования на юго-западной окраине Сибирского кратона // Доклады РАН. 2003. - Т. 388, № 6 - С. 779783.

114. Федоровский B.C. Нижний протерозой Байкальской горной области. — М.: Наука, 1985.-200 с.

115. Флерова К.В. Поведение редких элементов в процессе метасоматически-палингенного образования гранитоидов (Западное Прибайкалье) // I Междунар. геохим. конгр. Т. III кн. 1. - М., 1972. - С. 194-205.

116. Флерова К.В., Матвеева Л.Н., Павлинский Г.В. Петрохимические особенности и некоторые вопросы генезиса магм ирельского интрузивного комплекса гранитоидов (Северо-Западное Прибайкалье) // Геология и геофизика. 1969. № 8. - С. 41-54.

117. Хильтова В.Я. , Крылов И.Н. О возрасте раннедокембрийских образований бассейна р. Оки (Восточный Саян) // Абсолютный возраст докембрийских пород СССР. М.; - Л.: Наука, 1965.

118. Хорева Б.Я. Принципы выделения и классификации метаморфических и плутоно-метаморфических формаций. // Доклады АН СССР. 1967. - Т. 176, №5.-С. 1050.

119. Широбоков И.М., Сезько А.И. Основные черты стратиграфии докембрия Восточного Саяна // Основные черты геологии Восточного Саяна. Иркутск, 1979.

120. Шмакин Б.М., Загорский В.Е., Макагон В.М. Редкоземельные пегматиты // Пегматиты необычного состава. Новосибирск: Наука, 2007. - 432 с.

121. Ященко М.Л., Мануйлова М.М., Варшавская Э.С., и др. Изучение первич. изотоп, отношения 87Sr/86Sr в связи с проблемой глубины зарожденияt 1магматических очагов // Магматизм, формации кристаллических пород и глубины Земли. М.: Наука, 1972. - С. 22-26

122. Creaser R.A., Price R.C., Wormald R.J. A-type granites revisited: assessment of a residual-source model//Geology. 1991.-Vol. 19.-P. 163-166.

123. Eby G.N. The A-type granitoids: a review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis // Lithos. — 1990. Vol.26. -P. 115-134.

124. Pearce J.A., Tindle N. B. W., Harris A. G. Trace element distrilution Diagrams for the Tectonic Interpretation of granitic rocks // Journ. of Petrology, 1984. Vol. 25. № 4. - P. 956-983

125. Sobachenko, Kushch. Low proterozoic acid magmatites and metasomatites in the marginal structures of South of the Siberian platform // 32nd Internat. Geol. Congr. Florence-Italy, 2004 Scientific Sessions: abstracts (part 2). - P. 11891190.

126. Wedepohl K.H. The composition of the continental crust // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1995. - Vol. 59. - P. 1217-1232.

Информация о работе

Кущ, Лариса Владимировна
кандидата геолого-минералогических наук
Иркутск, 2010
ВАК 25.00.09

Диссертация

Геохимия и условия формирования редкометальных метасоматитов в зонах Бирюсинского и Даванского разломов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы