Петрогеохимическая типизация докембрийских комплексов юга Сибири

Ножкин, Александр Дмитриевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Петрогеохимическая типизация докембрийских комплексов юга Сибири
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрогеохимическая типизация докембрийских комплексов юга Сибири"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Л-СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ОБЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И МИНЕРАЛОГИИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ

На правах рукописи

НОЖКИН Александр Дмитриевич

ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКАЯ ТИПИЗАЦИЯ ДОКЕМБРИЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЮГА

СИБИРИ

04.00.0В - петрология, вулканология 04.00.02 - геохимия

ДИССЕРТАЦИЯ

в виде научного доклада на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Новосибирск 1997

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Белоусов А.Ф.

доктор геолого-минералогических наук Конников Э.Г.

доктор геолого-минералогических наук Макрыгина В.А.

Ведущая организация:

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (г.Москва)

Защита состоится ^ ¿«-¿•/^1-^997 П в часов

на заседании диссертационного совета Д.002.50.05 при Объединенном Институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск-90, просп. Ак. Коптюга, 3 «

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН.

Диссертация в виде научного доклада разослана «1997 г.

Ученый секретарь диссертационного совета,

доктор геол.-мин. наук О. " Ф.П.Леснов

ВВЕДЕНИЕ

Петролого-геохимическое исследование и типизация крупных структурно-вещественных комплексов, блоков земной коры и литосферы с целью оценки степени дифференцированности состава минерального вещества весьма актуальны как в теоретическом, так и в практическом отношении. Они необходимы для решения ряда фундаментальных проблем теоретической геологии: 1) выявления закономерностей эволюции магматизма, метаморфизма и верхних оболочек Земли (Ю.А.Кузнецов, 1964; А.Ф.Белоусов, 1986; В.А.Глебовицкий, 1986; Эволюция магматизма..., 1987; С.Р.Тейлор, С.М.Мак-Леннан, 1988; Петрохимическая эволюция..., 1990; А.Б.Ронов, 1993; НЛДобрецов, 1995; Г.В.Поляков и др., 1997; Proterozoic Crustal Evolution, 1992; K.C.Condie, 1993; Archean Crustal Evolution, 1994 и др.); 2) разработки петро-лого-геохимических моделей определенных сегментов коры и верхней мантии и исследования поведения элементов в истории развития литосферы (А.А.Смыслов, 1974; Б.ГЛутц, 1975; А.С.Митропольский, 1979; А.Д.Ножкин, Е.М.Крестин, 1984; Геохимическая модель..., 1984; А.А.Кременецкий, Л.Н.Овчинников, 1986; В.СЛутков, 1991 и др.); 3) выделения геохимически специализированных комплексов, мантийных и коровых неоднородностей и использования их в петрологии и металлогении (Ф.Н.Шахов, 1966; Н.В.Соболев, 1974; В.И.Казанский и др., 1976; Л.В.Таусон, 1979; Д.В.Рундквист, 1984; А.Д.Щеглов, И.Н.Говоров, 1985; Н.ПЛаверов и др., 1986; Ф.АЛетников, 1986; Г.М.Беляев, В.М.Терентьев, 1990; И.Д.Рябчиков, 1992; Ю.Г.Щербаков, 1995 и др.).

Научную базу петрогеохимической типизации составляют региональные исследования, в том числе древнейших комплексов платформ и подвижных поясов. Они дают возможность выявить геохимическую неоднородность состава мантинно-корового вещества как одну из главных причин формирования металлогенических провинций, особенно редкометалльного (U, Th, Li, Ве, Та и др.) профиля, в верхних слоях литосферы [27, 31-33, 38]. Такие исследования должны проводиться на надежной геологической и петрохимической основе и сопровождаться массовыми количественными определениями микропримесей редких или рудных элементов. Экспрессные методы анализа особенно широко используются при выявлении содержаний радиоактивных элементов, являющихся в силу своих специфических свойств индикаторами миграционных путей рассеянного вещества (Г.Б.Наумов, 1983), индикаторами геологических процессов прошлого (В.И.Вернадский, 1977).

Актуальность проблемы определяется вышесказанным, а также необходимостью детального изучения докембрия, охватывающего более 85% интервала геологической истории Земли и содержащего около 70% мировых запасов различных видов рудных полезных ископаемых. Повышенный интерес к геологии докембрия в последние десятилетия обусловлен возможностью получения новой информации о строении, составе древнейших комплексов и процессах формирования континентальной коры на основе использования современных методов петрологических, геохимических, изотопно-геохронологических исследований и интерпретации результатов в рамках современной концепции тектоники литосферных плит.

В отношении полноты геологического разреза докембрия и разнообразия многократных проявлений магматизма весьма представительна область краевых структур фундамента юго-западной части Сибирской платформы, исследование которой спо-

собствует установлению общих закономерностей формирования земной коры окраин древних кратонов. Несмотря на уникальность и доступность геологического объекта, степень геологической, петролого-геохимической и радиогеохимической изученности оставалась до последнего времени недостаточной. Данная работа, по мнению автора, в значительной мере восполнит познания в этой области. Она посвящена геолого-геохимическому изучению докембрийских формационных комплексов, исследованию их состава, петрохимических и радиогеохимических особенностей, поведения трех естественных радиоактивных элементов (РАЭ) - и, ТЬ и К в процессах древнейшего породообразования - магматизма, метаморфизма и гранитообразования, а также использованию индикаторных свойств радиоактивных, редкоземельных и сопутствующих элементов в познании геологического развития земной коры докембрия. Особое внимание в работе уделено характеристике древнейших - раннедокембрийских комплексов, для которых познание особенностей состава и условий формирования исходных пород с использованием количественных петрогеохимических параметров особенно актуально.

Цель исследований заключалась в выделении, петрогеохимической типизации и выявлении условий формирования главных структурно-вещественных (формационных) комплексов в докембрии юго-западной части Сибирской платформы на основе обобщения региональных геологических данных и использования результатов петролого-геохимических исследований современными методами, включая индикаторные свойства радиоактивных и редкоземельных элементов.

Основные задачи исследований:

- обосновать выделение формационных комплексов раннедокембринского кристаллического основания - чарнокит-гранулитового и зеленокаменных поясов, ранне-и позднепротерозойских окраинно-континентальных поясов, а также геохимических типов разновозрастных гранитоидов;

- исследовать вещественный, в том числе редкоэлементный состав, природу протолитов метамофических толщ и выделить породные ассоциации исходных осадочных и вулканогенных отложений;

- оценить содержание РАЭ в ассоциациях пород и комплексах, изучить поведение их при метаморфизме, чарнокито- и гранитообразовании;

- выявить на основе индикаторных свойств РАЭ и РЗЭ степень дифференциро-ванности породных ассоциаций, формационных комплексов, различных блоков коры и степень геохимической неоднородности верхних слоев литосферы;

- определить наиболее вероятные геодинамические обстановки формирования породных комплексов и ассоциаций на основе сопоставления их петрогеохимических характеристик с продуктами геодинамических обстановок в фанерозое;

- выявить условия и главные эпохи перераспределения и концентрации РАЭ в докембрии и активизированных зонах фанерозоя.

Фактический материал и методика исследований. Основой для решения поставленных задач послужили материалы многолетних исследований автора различных аспектов геологии, геохимии, рудоносности докембрия преимущественно Енисейского кряжа и Восточного Саяна. Для обоснования защищаемых положений привлекаются петрогеохимические данные, полученные автором по Западному Прибайкалью, Анабарскому, Алданскому щитам, фундаменту Восточно-Европейской платформы, особенно по Воронежскому кристаллическому массиву, частично по

Украинскому щиту, а также многочисленные литературные источники. Работы по изучению условий редкометалльной рудоносности докембрия, начатые на кафедре геологии и разведки руд редких и радиоактивных элементов Томского политехнического института, с 1969 года продолжены в лаборатории геохимии радиоактивных элементов Института геологии и геофизики СО АН СССР, где они приобрели специализированную геолого-геохимическую направленность. Исследования велись в соответствии с планом НИР, в основном по тематике, касающейся геологии, радиогеохимической типизации, эволюции и условий рудоносности докембрийских комплексов, выяснения индикаторного значения редких, редкоземельных и радиоактивных элементов в породо- и рудообразующих системах. Кроме того, они проводились в рамках международных программ Теологическая корреляция", "Литосфера", ГНТП России «Глобальные изменения природной среды и климата» и др. В разное время работы велись в содружестве с научными коллективами ГИН, ИГТД, ИЛС АН, СибГЕОХИ, ИЗК СО АН, ГИН (Якутск), геологами ПГО "Красноярскгеолошя", "Березовгеология" и "Сосновгеология", координировались с радиогеохимическими задачами, решаемыми во ВСЕГЕИ и ВИМС Мингео СССР, ГЕОХИ РАН.

Принятая методика полевых работ и сбора первичного материала включала изучение геологических разрезов и детальное площадное картирование объектов, сопровождавшиеся документацией горных выработок, керна скважин и геохимическим опробованием. Представительность опробования обеспечивалась массовыми замерами радиоактивности пород, отбором проб и образцов с наиболее типичными (модальными) радиометрическими свойствами и в местах с контрастными их значениями. Во всех пробах определены соответствующие им содержания РАЭ и выявлены минеральные ассоциации пород. Опыт радиогеохимических исследований автора показывает, что нарушение фона по U и К - весьма подвижных элементов - фиксирует зоны наложенного регрессивного метаморфизма, гранитизации, а устойчивый фон инертного при метаморфизме Th свидетельствует об однородности выборки пород. Из однородных по радиогеохимическим и петрографическим признакам выборок отбирались пробы для определения в них петрогенных и редких элементов. Наиболее характерные пробы из этих выборок проанализированы нейтронно-активационным методом на содержание РЗЭ. Радиогеохимическая характеристика пород основана на определении РАЭ преимущественно гамма-спектрометрическим методом (В.А.Бобров, А.М.Гофман, 1971; В.А.Бобров, Ф.П.Кренделев, А.М.Гофман, 1975) с контролем (до 25-30%) U - методом запаздывающих нейтронов (МЗН), люминесцентным, лазерно-люминесцентным, Th - химическим (колориметрическим) методами, а К - методом фотометрии пламени. Точность и воспроизводимость определений РАЭ контролировались также путем анализа международных, государственных и внутренних стандартов, аттестованных прямыми методами: нейтронно-активационным (В.С.Пархоменко, 1978) и МЗН (Е.Г.Вертман, 1975). Сопоставление и сходимость результатов анализа разными методами показаны в работах (В.М.Гавшин и др., 1978; АД.Ножкин и др., 1983; Ю.М.Пузанков и др., 1989). Использованы также разные методы выявления концентраций, особенностей распределения и форм нахождения РАЭ в минералах: f-радиография, особые приемы выщелачивания и др. Содержания петрогенных элементов определены методами "мокрой химии" и РФА, редких -Li, Rb, Cs, Ва, Sr, V, Cr, Ni, Co, Cu, Zn, Au, Ag - атомно-абсорбционным, Zr, Mo, Sn, Sc - количественным спектральным, РЗЭ, Та, Hf, Th, U,

Sc, Cs, Co, Cr - инструментальным нейтронно-ахтивационным, Y, Nb, Zr, Rb, Sr -РФА. Составы минералов установлены электронно-зондовым анализом. K-Ar, Rb-Sr, U-Pb и термоионным Pb-Pb методами определен абсолютный возраст пород и минералов и соотношения изотопов. Петрогеохимические характеристики пород получены на основе авторской коллекции - отбора около 20000 образцов и проб, анализа всех их на РАЭ, выборочно на петрогенные, редкие (5500 проб) и редкоземельные элементы (около 600 проб). Использованы также результаты изучения шлифов для определения минеральных ассоциаций, характера и последовательности вторичных изменений, Р-Т параметров и флюидного режима метаморфизма. Изучен химический состав около 750 породообразующих минералов, состав и физические свойства многих редких, U- и Th-содержащих, в том числе выявленных автором новых минералов и минеральных разновидностей. Представительность опробования, надежность аналитических данных и их статистической обработки обеспечивают получение достоверных петрогеохимических характеристик пород и комплексов и выявленных на их основе закономерностей.

При исследовании вещественного состава метаморфических комплексов автором применяется геолого-геохимический подход, базирующийся на научных разработках (В.А.Макрыгина, 1981; K.Condie, 1980), показывающих изохимичность регионального метаморфизма в отношении ряда петрогенных (Ti, Рео6щ., Р и др.) и относительно малоподвижных редких (РЗЭ, Th, Zr, Hf, Nb, Та, Y, V, Sc, Co и др.) элементов. Реконструкция условий образования структурно-вещественных комплексов и блоков коры выполнена на основе палеогеодинамического анализа вероятных обстановок развития вулканизма и бассейнов седиментации. Основы этой методики, разработанной на современных образованиях с известными тектоническими условиями формирования и широко применяемой для фанерозойских складчатых областей, являются общепринятыми и включают выделение индикаторных породных ассоциаций и определение их типоморфных геохимических параметров.

Континентальная кора, как известно, образована в результате дифференциации мантийного вещества, сопровождавшейся концентрацией кремния, а также крупноионных литофильных, в том числе радиоактивных элементов. В основу типизации крупных естественных геологических подразделений - породных комплексов и отдельных блоков коры - положены результаты геологических и петрогеохимических исследований, сопровождавшихся количественными определениями РАЭ, устойчиво накапливающихся в коре. Из них наиболее надежным индикаторным элементом является Th, относительно инертный при метаморфизме. Содержание РАЭ в кристаллическом комплексе или блоке коры, соответствующее средней величине, принятой для "гранитного" слоя континентальной коры (1/-2,7г/т; Tli-11 ,бг/т; К-2,4%) (А.Б.Ронов, А.А.Ярошевский, 1978) - признак высокой геохимической дифференциро-ванности - зрелости земного вещества. Фоновые значения РАЭ, близкие к среднему содержанию в "базальтовом" слое (11-0,7г/т; П-2,4г/т; К-1,1%), свидетельствуют о весьма низкой дифференцированности - преобладании фемических минеральных масс. Концентрация РАЭ, сопоставимая со средним уровнем в континентальной коре (U-l,6a//m; Th-б.Зг/т; К-1,64%) - показатель умеренной сиаличности, геохимической дифференцированности [51].

Для породных комплексов разного уровш даются статистически обоснованные оценки средних содержаний РАЭ. Кроме того, учитываются данные по петрохи-мическому составу пород, содержанию в них ряда редких и редкоземельных элемен-

тов, являющихся индикаторами природы протолита метапород, условий формирования магматитов. Все это позволяет более надежно оценить степень геохимической дифференцированности минерального вещества.

Научная новизна. Личный вклад:

1. Осуществлена петрогеохимическая типизация формационных комплексов и блоков коры юго-западной окраины Сибирской платформы, выделены зоны с сиали-ческим (чарнокит-гранулитовым и гранитогнейсовым), фемически-сиалическим (гранит-зеленокаменным) и фемическим (гнейсово-амфиболитовым, сланцево-метабазитовым) кристаллическим основанием.

2. Разработаны критерии зрелости - степени геохимической дифференцированности архейских комплексов. Показана высокая зрелость отдельных сегментов архейской континентальной коры Сибирского, а также других кратонов.

3. По геолого-геохимическим признакам обосновано выделение в составе раннедокембрийских структур СЗ Присаянья гранит-зеленокаменной провинции. Выявлены особенности петрогеохимического состава и условий формирования мета-осадочно-вулканогенных комплексов зеленокаменных поясов СЗ и ЮВ Присаянья.

4. Выделены и изучены латеральные и вертикальные ряды вулканических ассоциаций и гранитоидов на основе данных по содержанию и соотношению петроген-ных, редких, радиоактивных и редкоземельных элементов. Это позволило сделать обоснованный вывод об эволюции магматизма в докембрии.

5. Установлена петрогеохимическая зональность проявления ранне- и поздне-докембрийского магматизма, сопряженная со спецификой геодинамического развития континентальных окраин и обрамляющих подвижных поясов.

6. Показано поведение РАЭ в процессах докембрийского породообразования, в особенности гранулитового метаморфизма и при формировании гранитоидов.

7. Обоснована особая роль натрий-калиевого кислого вулканизма и гранито-идного магматизма в дискретном привносе РАЭ в верхнюю оболочку земной коры и формирование радиогеохимического фона.

8. Выделены эпохи и области максимального привноса, перераспределения и концентрации РАЭ в докембрии и в активизированных структурах фанерозоя с проявлениями в зонах рифтогенеза субщелочного и щелочного магматизма, гидротермального метаморфизма с U, U-Th и редкометалльной минерализацией.

9. Впервые обоснованы на представительном материале резкая геохимическая, в особенности радиогеохимическая неоднородность архейского этажа литосферы и унаследованный характер редкоэлементных характеристик, а отчасти и рудоносности перекрывающих толщ и эндогенных комплексов активизированных зон, что имеет важное значение для понимания природы металлогенических провинций.

Развиваемое автором представление о геохимической зрелости - повышенной дифференцированности (обогащенное™ ассоциациями редких и РАЭ) ряда блоков раннедокембрийской континентальной коры как одном из показателей их потенциальной рудоносности рекомендуется учитывать при металлогеническом анализе и прогнозировании месторождений U, Th, редких, особено гранитофильных элементов.

Научная новизна работы определяется тем, что перечисленные выше наиболее существенные результаты на время их публикации автором получены впервые. Это, по существу, первое обобщение по геологии, особенно раннего докембрия юго-

запада Сибирской платформы с широким использованием количественных петрогео-химических характеристик.

Практическое значение и реализация результатов исследований. Основные научные разработки автора по выделению, расчленению и петрогеохимической типизации докембрийских комплексов и их палеогеодинамической природе вносят существенный вклад в современные представления о строении, составе и истории формирования земной коры окраин древних кратонов. Они могут быть базовыми для палеотектонических, изотопно-геохимических исследований с целью составления геодинамических карт, построения геохронологически обоснованной стратиграфической шкалы и схемы магматизма, решения проблем межрегиональной корреляции, а также использованы при геолого-съемочных работах.

Выделение и типизация раннедокембрийских зеленокаменных, протерозойских вулканических поясов в свое время активизировали в рассматриваемых регионах прогнозные и поисково-оценочные работы на важные виды полезных ископаемых, такие как Аи, Си, №, платиноиды, что привело к выявлению новых рудных объектов в Енисейском кряже и СЗ Присаянье.

Реализация результатов исследований осуществлялась на всех этапах путем опубликования и передачи заинтересованным организациям научных отчетов, в том числе по заданиям ГКНТ, Президиума РАН, программе «Сибирь», проекту РФФИ, а также представления материалов в производственные отчеты. Результаты были использованы при разработке легенд для серий листов Геолкарт 50 и 200, рабочих корреляционных схем магматических и метаморфических комплексов докембрия Енисейского кряжа и Восточного Саяна (1996-97 г.г.).

С целью повышения эффективности геолого-съемочных и поисковых работ, особенно в районах распространения метаморфических комплексов докембрия, автором разработан и внедрен в практику ПГО «Красноярскгеология» радиогеохимический метод [27], который рекомендовано использовать при крупномасштабном геокартировании и прогнозировании рудоносности. В комплексе с этим методом отснято более 30 листов геологических карт масштаба 1:50000. Применение радиогеохимического метода делает более информативной геологическую съемку.

Рекомендации автора по поисковым работам, оценке перспектив территорий на выявление месторождений редких, радиоактивных, благородных металлов, чистого высококремнеземистого сырья - гранулированного кварца [42] реализованы в работах ПГО «Красноярскгеология», «Березовгеолгия», «Сосновгеология»,

«Союзкварцсамоцветы».

Публикации и апробация работы. Фактический материал, его теоретический анализ и выводы по теме диссертации изложены в 200 публикациях, в том числе в 7 монографиях в соавторстве и 3 коллективных обобщающих книгах, а также в научных и научно-производственных отчетах. Результаты исследований докладывались (публиковались в трудах) на Международном геохимическом конгрессе (Москва, 1971); XI съезде Международной минералогической ассоциации (Новосибирск, 1979); на 27 и 30 сессиях МГК (Москва, 1984; Пекин, 1996); VI Объединенном Международном симпозиуме по проблемам прикладной геохимии (Иркутск, 1994); Международной конференции к 100-летию со дня открытия радиоактивности (Томск, 1996); Международном совещании "Докембрий Северной Евразии" (С.-Петербург, 1997); на Всесоюзных и Всероссийских совещаниях, конферен-

циях и симпозиумах: П1 палеовулкаиическом (Новосибирск, 1977); «Развитие производительных сил Сибири (Новосибирск, 1980); I, II и III радиогеохимических (Новосибирск, 1972; Душанбе, 1975; Томск, 1991); «Геохимия платформенных и геосинклинальных осадочных пород и руд» (Москва, 1980); «Металлогения докембрия» (Иркутск, 1981); VII, X и XI металлогеническом (Иркутск, 1973; Алма-Ата, 1983; Новосибирск, 1987); «Мантийные ксенолиты и проблемы ультраосновных магм» (Новосибирск, 1980); «Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона и их металлогения» (Новосибирск, 1983); VH петрографическом (Новосибирск, 1986); «Геохимия в локальном металлогеническом анализе» (Новосибирск, 1987); на совещаниях «Эволюция докембринской литосферы» (Ленинград, 1991), «Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в докембрии» (С.-Петербург, 1995); на симпозиумах по геохимии магматических пород (Москва, 1978; 1981), на совещаниях «Геохимическая типизация и рудоносность магматических пород (Иркутск, 1987); «Геология, геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления» (Иркутск, 1987) и на ряде других Всесоюзных,

Всероссийских и междуведомственных совещаниях и конференциях.

***

Исследования выполнены в Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН. Автор считает приятным долгом выразить благодарность своим коллегам и участникам совместных исследований и публикаций: О.М.Туркиной, В.А.Боброву, В.А.Гавриленко, А.Г.Миронову, Ф.П.Кренделеву, Е.М.Крестину, А.Н.Смагину, Т.В.Гере, ЛЛ.Перчуку, О.М.Розену, К.Конди, Е.В.Бибиковой,

A.А.Томиленко, В.П.Ковалеву, С.В.Мельгунову, Ю.М.Пузанкову, А.Д.Дучкову,

B.А.Верниковскому, А.Е.Верниковской, К.А.Заблоцкому, Г.М.Комарницкому, Т.Я.Корневу, В.ИЛевицкому, Г.ГЛепезину, А.С.Мехоношину, В.А.Пономарчуку, Н.В.Попову, А.П.Смелову, Л.В.Сумину, М.Ю.Цыпукову, а также всем сотрудникам, оказавшим неоценимую помощь в аналитических исследованиях, подготовке графических приложений и рукописи к печати.

В разное время отдельные вопросы рассматриваемой проблемы обсуждались с академиками и член-корреспондентами РАН - Ч.Б.Борукаевым, НЛ.Добрецовым, В.А.Кузнецовым, Ю.А.Кузнецовым, Г.В.Поляковым, докторами и кандидатами наук -

A.Ф.Белоусовым, Г.М.Беляевым, В.В.Брынцевым, В.И.Будановым, В.М.Гавшиным,

B.М.Даценко, Э.Г.Дистановым, А.Ф.Коробейниковым, Л.В.Кунгурцевым,

A.С.Митропольским, Г.Б.Наумовым, З.И.Петровой, Е.С.Постельниковым, Л.П.Рихвановым, С.В.Сараевым, А.И.Сезько, В.И.Сотниковым, Е.М.Хабаровым,

B.К.Черепниным, Ю.Г.Щербаковым. Всем вышеназванным ученым автор искренне признателен.

Автор глубоко чтит память своего учителя член-корреспондента АН СССР Ф.Н.Шахова, предопределившего геолого-геохимическую направленность проведенных исследований.

ДОКЕМБРИЙСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ (ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ)

В условиях дефицита изотопных датировок в основу расчленения метамор-физованных комплексов докембрия, установления последовательности их образова-

ния, сопоставления и сравнительной характеристики положены историко-геологические, вещественные и особенно геохимические признаки.

С учетом теоретических представлений по эволюции структуры земной коры в докембрии (Ч.Б.Борукаев, 1985; В.А.Глебовицкий, 1996; В.Е.Хаин, 1993; К.СопсНе 1989 и др.) в геологической истории рассматриваемой территории автором выделяется пять крупных этапов становления коры и эволюции литосферного слоя [43]: раннеархейский - формирование протоконтинентальной коры; позднеархей-ский-раннепротерозойский - развитие зеленокаменных (вулканических) и гранули-тогнейсовых поясов и ареалов; раннепротерозойский - накопление осадочных толщ в эпиконтинентальных бассейнах, частично рифтового типа, широкое проявление магматизма окраинно-континентального типа; позцнепротерозойский - формирование перикратонного осадочного мегакомплекса, офиолитов, островодужных вулканитов, проявление магматизма в зонах задугового и внутриплитного рифтогенеза; наконец, фанерозойский - неоднократная тектоно-магматическая активизация зон земной коры докембрия. Каждый из этапов характеризуется специфическим магматизмом. Грани-тоидный магматизм особенно интенсивно проявился во второй половине нижнего протерозоя, а на Енисейском кряже и в позднем докембрии.

Раннедокембрийскис комплексы.

Ими сложена большая часть территории Енисейского кряжа и Присаянья. В кристаллическом основании Енисейского кряжа выделяется три продольных тектонических блока (зоны): Центральный, Енисейский (Западный) и Восточный, которые различаются составом, геофизическими свойствами и мощностью коры [27 ]. Центральный геоблок сиалический, гранитогнейсовый. На юге, в ангаро-канской части, он сложен канским гранулитогнейсовым и енисейским сланцево-гнейсовым комплексами й гранитоидами [5, 7, 34]. Севернее Ангары сиалические массы фундамента, в основном перекрытые рифеем, оконтуриваются выходами протерозойских ториенос-ных натрий-калиевых гранитов и кислых вулканитов. На поверхности гнейсы и сланцы кристаллического основания здесь обнажаются в Приенисейском поднятии (гаревская серия). Восточнее, в Центральном поднятии, распространены породы метакарбонатно-терригенного комплекса, сформированного на рубеже раннего и позднего докембрия (тейская серия). Кристаллическое основание Восточного (приплатформенного) и Енисейского (зона вдоль Енисея и Исаковская) блоков преимущественно фемическое [25. 27. 36], что подтверждается результатами геофизических исследований (М.В.Болдырев, 1979; В.С.Сурков и др., 1996), а также изучением теплогенерирующих свойств пород [68]. Повышенная неоднородность кристаллического основания юго-западной окраины Сибирской платформы, проявляющаяся в контрастном сочетании блоков сиалической коры, межблоковых рифто-генных зеленокаменных прогибов [36-38] и зон тектонических швов (Е.С.Постельников, 1990) в последние годы подтверждена данными ГСЗ. Мощность коры по сейсмическому профилю в Заангарье изменяется от 42 до 50 км с максимальными значениями в гранитизированных сиалических блоках. В них земная кора имеет трехслойное строение и по сейсмическим характеристикам хорошо сопоставляется с подразделениями раннедокембрийской коры ангаро-канской части Енисейского кряжа (Е.С.Постельников, Н.И.Мусеибов,1992).

В Юго-Восточном Присаянье метаосадочно-вулканогенные комплексы зе-ленокаменных поясов, подстилающие и обрамляющие их плагиогнейсы и гранитоиды тоналит-трондьемитового состава слагают гранит-зеленокаменную область архейского возраста. Трондьемитам и тоналитовым плагиогнейсам (р.Онот) присущи геохимические свойства, отличающие древнейшие комплексы мира [63]. Восточнее, в Прибайкалье гранит-зеленокаменная область сменяется гранулитогнейсовой, с широким развитием чарнокитоидов [7].

В Северо-Западном Присаянье метаморфические образования в последние годы расчленены на ряд комплексов: мигматит-гранулитогнейсовый (хайламинский), развитый в низах разреза Бирюсинской глыбы (А.И.Сезько, 1988), который рассматривается как комплекс архейского гранулитогнейсового основания, переработанного последующими метаморфизмом и гранитизацией [46]; амфиболитогнейсовый, представленный формациями раннедокембрийских зеленокаменных поясов, которыми сложены Канская глыба, кристаллический фундамент Гутаро-Агульского прогиба, а также Арзыбейская глыба [36, 46, 56]; нижнепротерозойские - метаосадочный кар-бонатно-кварцито-сланцевый (неройский) (Т.Ф.Галимова, Л.А.Бормоткина, 1983; А.И.Сезько, 1988), метаосадочно-вулканогенный (елашский, сублукский).

Позднедокембрийские комплексы

Они наиболее широко представлены в Енисейском кряже, где вскрывается разрез рифея общей мощностью не менее 10-12 км. Для отложений, сформированных в осевой части перикратонного прогиба, весьма характерна осадочная цикличность. Это послужило основанием для расчленения разреза на ряд серий: сухопитскую, тунгусикскую, ослянскую, чингасанскую (вороговскую), тасеевскую (чапскую).

В строении и составе рифейских образований, в особенности заангарской части кряжа, проявляются черты зональности. Восточная зона, ограниченная с востока Вельминским, а с запада Ишимбинским тектоническими швами, амагматичная. Здесь развиты наиболее представительные разрезы осадочных отложений рифея. Они наименее дислоцированы и метаморфизованы не выше зеленосланцевой фации. В Енисейской (Исаковской) зоне, на северо-западе кряжа, распространены осадочные и магматические образования Исаковского офиолитового пояса [2, 37, 60] (М.И.Волобуев, 1993; В.Е.Хаин и др., 1993), известные в качестве самостоятельного подразделения Исаковской серии (Е.К.Ковригина, 1981; А.Б.Кузьмичев, 1987). Среди них выделено два комплекса - океанический и островодужный [60], характеризующиеся тектоническими соотношениями и аллохтонным залеганием на протерозойских толщах континентальной окраины. Наиболее крупная по площади Центральная зона (к западу от Ишимбинского шва) отличается фациальным разнообразием состава отложений, развитием на разных уровнях в локальных структурах вулканических пород, неоднократным проявлением гранитоидного магматизма, неоднородным и общим повышенным метаморфизмом, особенно нижних толщ рифея.

Нижнесухопитская подсерия и возможно верхние горизонты подстилающей тейской серии условно относят к нижнему-среднему рифею. Все вышележащие отложения - к верхнему рифею. Для выделяемых здесь аналогов керпыльского, ла-хацдинского и байкальского горизонтов имеются надежные радиологические и палеонтологические данные (В.Ю.Шенфиль,1988; В.В.Хоментовский, 1966 и др).

Наиболее существенные тектонические события, сопровождавшиеся складчатостью и гранитоидным магматизмом, произошли в верхнем рифее на рубеже ла-хандиния и байкалия, около 850-870 млнлет назад. Отложения байкалия (по В.В.Хоментовскому, 1990) включающие чингасанскую^ тасеевскую (чапскую) серии, залегают с глубоким размывом и структурным несогласием на подстилающих толщах [1].

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ.

1. В архее на юге Сибирского кратоиа существовали сегменты зрелой сиалической коры континентального типа, обогащенной радиоактивными и редкими (РЗЭ, Zr, II/, Ва и др.) элементами. В процессе метаморфизма произошла геохимическая дифференциация вещества с обеднением высокобарических гнейсов и и ЛЬ, а локально развитых чарнокитоидов - также ТЬ и легкими РЗЭ. Концентрация этих элементов частично происходила в гранитогнейсовых куполах и пегматоидных гранитах на более высоких уровнях коры.

Данное положение обосновывается результатами изучения канского чарно-кит-гранулитового комплекса в Енисейском кряже, а также сравнительными данными по геологии и радиогеохимии высокометаморфизованных комплексов Бирюсин-ской глыбы в Присаянье, Шарыжалгайского выступа в Прибайкалье, Алданского и Анабарского щитов [7, 34, 47, 61, 68, 72].

Капский комплекс

Это наиболее типичный пример гранулитогнейсовых образований высокой степени геохимической дифференцированное™ - зрелости [7]. Развит он в основании докембрийского разреза ангаро-канской части Енисейского кряжа. Архейский возраст пород комплекса подтвержден радиологическими данными [7, 34, 49, 58].

Гранулитовый слой коры на юге Енисейского кряжа наиболее контрастно проявлен в трех блоках: Шилкинском, Кузеевском и Таракском, разделенных зонами милонитов, погружающимися на северо-восток. Судя по геофизическим свойствам пород, строению разрезов и Р-Т параметрам метаморфизма, в Шилкинском блоке обнажается нижняя часть гранулитового слоя, в Кузеевском - средняя, а в Таракском - верхняя [7]. Шилкинский блок отличается максимальными ( Р- до 910 кбар, Т- до 950-1000°С) параметрами гранулитовой фации. В его составе преобладают гиперстеновые плагиогнейсы, присутствуют (до 20 %) стратифицированные тела ' основных кристаллосланцев. Здесь же размещен анортозит-пироксенит-габбровый массив. Среди чарнокитоидов превалируют автохтонные разности. Давление флюида при метаморфизме (Тысга11 = 850-950°С), рассчитанное по метаморфоген-ным включениям в минералах, достигает для Шилкинского блока 8,5-9,5, Кузеевско-го - 7,5-8,2 и Таракского - 6,8-7,5 кбар. Состав первичных и первично-вторичных включений на 96-99 % представлен углекислотой, в виде примеси присутсвует азот (0,8-4,4 мол.%). С этой тенденцией снижения давления от блока к блоку согласуется состав минералов, железистость которых повышается в том же направлении [7]. В

SiO;,%

о 4

Риодациты, дацити

Кузеевском и Таракском блоках заметно меняется состав толщ. В них, наряду с гиперстеновыми плагиогнейсами, широко развиты двуполевошпатовые и особенно глиноземистые гнейсы, а также интрузивные чарнокиты и гиперстенсодержащие ортоклазовые граниты. Содержание основных кристаллосланцев резко сокращается. С общей направленностью снижения Р-Т параметров метаморфизма, особенно давления, хорошо увязывается и содержание флюидной фазы в минералах однотипных пород: наиболее обеднены ею гнейсы Шилкинского блока. Развитые среди гнейсов метаморфогенные автохтонные чарнокиты содержат в 1,5-2 раза больше флюидной фазы, обогащенной С02. Заметно возрастает содержание С02 в чарнокитах интрузивных тел и гранитах. Эти данные соответствуют представлениям о формировании чарнокитоидов в зонах локального обогащения метаморфизуемого комплекса флюидной фазой с переменным С02/Н20, а также локально возрастающей активностью щелочей.

Значительная часть плагио- и двуполевошпатовых гиперстенсодержащих гнейсов имеет исходно магматическую природу, дацит-риодацитовый, реже андезито-

вый состав, что подтверждается соотношением петрогенных, редких (рис.1) и редкоземельных элементов [7]. По уровню содержания и спектру распределения РЗЭ они не отличимы от архейских обогащенных лантаноидами дацит-риодацитов F-П и андезитов II (К.Конди, 1983), формирование исходных магм которых связывают с частичным плавлением нижнекоровых субстратов андези-тового или тоналитового состава. Гранат-биотитовые и глиноземистые гнейсы по составу и характеру дифференциации РЗЭ соответствуют грауваккам и глинистым сланцам. Орто- и парагнейсы обогащены устойчивыми при метаморфизме редкими литофи-лами - Th, Zr, Hf, РЗЭ, характеризующими высокую степень геохимической дифференцированное™ сиалических масс, сопоставимую с таковой соответственно Na-K гранита и постархейского глинистого сланца PASS (С.Р.Тейлор, С.М.Мак-Леннан 1988). Но от тех и других они отличаются повышенными содержаниями Fe, Mg, Ti,'cr, Со, Ni, Sc и отношениями Fe0/Fe203, Ni/Co - геохимическими свойствами,'присущими архейскому коревому веществу. Основные кристаллосланцы стратифицированных тел имеют базальтовый, реже андезибазальтовый состав. Проявленные на диаграммах и гистограммах прерывистость и бимодалыюсть в распределении составов кристаллосланцев и гнейсов свидетельствуют о принадлежности метапород

Субщелочмыя базальты

Zr/TiOj

Piic.l. Диаграмма Si02-Zr/Ti02 (Winchester, Floyd, 1977) для гранулитов канского комплекса. 1 - основные кристаллосланцы повышенной желе-зистостн; 2 - кристаллосланцы субшелочного, 3 -среднеосновного и среднего составов; 4 - гаперсте-новые плапгагаеПсы н двуполевошпатовые гнейсы кислого состава.

к исходно контрастной серии. По спектру распределения РЗЭ метабазапьты сходны с архейскими толеитовыми базальтами ТН 2 (К.Конди, 1983), но в кристаплосланцах содержание РЗЭ, Ва, Р, Ре заметно выше, а №, Со, Си - ниже. В целом метаба-зиты отражают исходный состав базальтовой магмы, выплавлявшейся из относительно неистощенного мантийного вещества, обогащенного редкими элементами.

Автохтонные чарнокиты имеют преимущественно кварц-диоритовый, грано-диоритовый, а интрузивные- гранитовый или граносиенитовый составы. Главные особенности их химизма унаследованы от исходных пород, в которых они развиваются в условиях преимущественного привноса К и выноса Са. В сравнении со средними составами (В.СЛутков, 1979; В.М.Щемякин, 1986), эти чарнокиты в большей степени обогащены Т1, Ре, и сопутствующими Сг, Со, №, вс, обычно содержат меньше Са и Бг. Становление чарнокит-гранулитового комплекса завершилось образованием лейкократовых и биотитовых ортоклазовых гранитов и пегмато-идных пород, развитых в ядрах гранитогнейсовых куполов.

Кристаллосланцы и гнейсы разного состава без признаков чарнокитизации и мигматизации у наследуют содержания Th.ii основной массы К исходных пород, а концентрация II, особенно в породах среднего-кислого состава, снижается и по существу выравнивается при метаморфизме. В ортогнейсах и метабазитах величина примеси ТЬ возрастает с повышением кремнекислотности, а в метапелитах - гли-ноземистости пород. Вверх по разрезу канского комплекса в близких по составу гнейсах увеличивается содержание РАЭ, а также Ы, ЯЬ, РЬ, но снижается доля примеси Сг, Со, №, Си, Хп,падает ТЬ/и; К/II; К/ЯЬ, растет ЯЬ/Бг, Ьа/УЬ. Обусловлено это направленным изменением химизма исходных пород в сторону преобладания дацит-риодацитовых составов и ростом глиноземистости метапелитов, а также снижением давления при метаморфизме и уменьшением СО2/Н2О, что вызывает относительный спад выноса и и Шэ. Высокая ториеносность гнейсов, в среднем 18 г/т -весьма характерная черта канского комплекса. Такое содержание ТЬ отвечает средней его распространенности в гранитах-гранодиоритах и значительно выше принятой оценки для среднего состава верхней континентальной коры (10,7 г/т). В глиноземистых гнейсах концентрация ТЬ в 1,5 и 3,4 раза выше средних его значений в постархейских и архейских глинистых сланцах (С.Р.Тейлор, С.М.Мак-Леннан, 1988). Выявляется резкое уменьшение примеси ТЬ и и на фоне устойчивого роста К от чарнокитизированных гнейсов к автохтонным и далее аллохтонным чарнокитам. При этом содержание и и ТЬ не зависит от химического состава чарнокитов, что являетя важным признаком их метаморфогенного происхождения [7].

Перераспределение элементов и геохимическая дифференциация вещества при гранулитовом метаморфизме.

Для большинства гранулитовых комплексов характерно обеднение крупноионными литофильными элементами (КИЛЭ) (и, ТЬ, ЯЬ, Се) (Н.П.Ермолаев, А.П.Жидикова, 1966; 1.В.ЬатЬеП, К.С.Нйег, 1968; В.ЬЛУеауег, I.Таг асу, 1981; К.СопсЦе, АПеп, 1984; и др.) вследствие того, что минеральные ассоциации высоких давлений не способны удерживать ионы крупных размеров, которые при перекристаллизации выносятся растворами. Исключение представляют гранулиты Южной

Индии, Бразилии, которые считаются неистощенными в отношении этих элементов [7].

Гчейсы и кристаллосланцы канского и шарыжалгайского комплексов сохраняют исходную ториеносностъ протолитов [7], что подтверждается зависимостью концентраций Тк от химического состава пород, содержаний Се и 1м, а также отношениями (2-5) Ьа/ТН (рис.2), характерными для неметаморфизованных среднекислых магматических (1-10) и осадочных (2,5-3,5) пород, и же явно выносился при метаморфизме. О его дефиците в гнейсах свидетельствует высокое (1030) Тк.-и. Если для исходных протолитов принять ТЬ/и, равное 4-6, то окажется, что при прогрессивном метаморфизме из гнейсов (ТЪ/и= 15-20) вынесено 50-75 % и. Степень обеднения пород ураном коррелирует с величиной давления и содержанием в них флюидной фазы, обогащенной СО2. Основная часть и терялась при перекристаллизации, растворении и замещении минералов - носителей и особенно акцессорных фаз. В существенно меньшей степени и теряли кристаллосланцы, величина ТЬ/и в которых (3-6) близка к оценкам для пород основного состава (ТЬ/и=2-4). Это обусловлено исходной недосыщенностью и темноцветных минералов и большими коэффициентами распределения и между ними и флюидной фазой, в сравнении с кварцем и полевыми шпатами.

',0

т/1, г/т

рь, ф

Рис.2. Соотношение содержаний Ьа и ТЬ в пшерстеновых и глиноземистых гнейсах (1). чарнокнтах (2) н лейкократовых пшерстенсодержащих гранитах (3).

Рис.3. Зависимость между содержаниями К и № в гнейсах (1) и основных крнсталлосланцах (2) канского комплекса. ГТ- главный тренд для континентальных магматических пород н ОТ - тренд океанических толеитов (по О.ЗЬаи', 1968).

На диаграмме К - ИЪ, иллюстрирующей, зависимость содержаний Шэ и К в гранулитах канского и шарыжалгайского комплексов, видно,что основная часть точек расположена выше главного тренда, предложенного Д.Шоу (1968) для континентальных пород [7]. Это свидетельствует о дефиците 1?Ь в гранулитах. Степень обеднения КЬ относительно К зависит от давления, минерального и химического состава пород. В область "гранулитового" тренда попадают главным образом кристаллосланцы и низкокалиевые гнейсы, в которых К/ЯЬ достигает 500-1000 (рис.3).

В дискуссии о причинах миграции КИЛЭ при гранулитовом метаморфизме рассматривается два основных процесса, способных вызвать деплетирование грану-литов: удаление микроэлементов с парциальными расплавами (О.Р.31£Ыпо1Г1, 1971)

или вынос их потоком водных или углекислотных флюидов (K.C.Heier, 1973; H.R.Rollinson, B.F.Windley, 1980). Составы гнейсов и кристаллосланцев отвечают осадочно-вулканогенньш протолиталt [7] и не согласуются с представлениями об их реститовой природе. Магматогенному происхождению чарнокитов противоречит характер распределения в них редких и РАЭ, что ранее показано не только для канских, но и шарыжалгайских гранулитов [7, 59]. Геохимические исследования свидетельствуют о том, что при гранулитовом метаморфизме массового плавления вещества и удаления кислых выплавок и ассоциирующих флюидов не происходило. Более вероятна модель просачивания потока флюидов через гранулиты, вызванного ' в основном обезвоживанием, потерей летучих, декарбонатизацией минеральных масс в процессе фазовых их превращений, возможно, дополнительным подтоком СОг, что приводило к их дебетированию в отношении U и других крупноионных литофилов. Интенсивность выноса КИЛЭ в этом случае зависит от минерального состава пород, состава и объема флюидной фазы и Р-Т параметров метаморфизма. Гнейсы Льюис, Шотландия - классический пример "истощенных" гранулитов - испытали метаморфизм при Р=15 кбар и Т=1200°С (Дж.Тарни и др., 1983). Гранулиты канского и шарыжалгайского комплексов формировались при более низких Р-Т параметрах, что согласуется с меньшей деплетированностью U и Rb, а также инертностью Th, которая обусловлена наличием в гнейсах монацита -основного концентратора и носителя Th, обладающего высоким Th:U. Потеря U при метаморфизме связана с очисткой от внеструктурной микропримеси породообразующих и неустойчивых акцессорных минеральных фаз [7].

Чарнокиты и мигматизированные породы обеднены U и Th. Об истощенности их Th свидетельствует весьма высокое (15-50) La/Th (рис.2), характерное для деплетированных гранулитов. В зонах ультраметаморфизма, где формировались чарнокиты, происходило существенное перераспределение исходного вещества, что подтверждается и общей картиной спектров РЗЭ. В сравнении с гнейсами, им присущ более широкий диапазон вариаций спектров и абсолютных содержаний РЗЭ [7]. Чарнокиты канского комплекса, в сравнении с исходными гнейсами, в 1,5-4 раза обеднены легкими РЗЭ, в 10-15 раз - U и Пг вследствие метаморфической перекристаллизации исходных пород в зонах флюидонасыщенности с повышенной концентрацией С02, НгО и щелочей. Перекристаллизация сопровождалась частичным растворением акцессорных и дальнейшей очисткой породообразующих минералов от крупноионных элементов примесей. Автохтонные чарнокитоиды изофациальны вмещающим гиперстеновым гнейсам, что подтверждается близостью температур гомогенизации включений СО2 в кварце и гранате этих пород. Напротив, интрузивные чарнокиты формировались в условиях пониженного (до 6,5 кбар) давления флюида, при более высокой степени плавления гнейсов, поэтому по содержанию РЗЭ они иногда приближаются к ним. Некоторое обеднение таких чарнокитов La и Се объясняется неустойчивостью монацита в этом процессе, что приводит и к резкой потере Th. Последнее обусловлено также очисткой новообразованного монацита от примеси Th во флюидонасыщенной среде, что установлено при исследовании этого минерала из разных гранулитовых комплексов на электронном микрозонде [7]. Следовательно, при метаморфогенном чарнокитообразовании происходит разделение геохимически близких элементов Th и церчевых редких земель. Легкие лантаноиды, в отличие от Th, более инертны, так как в чарнокитах сохраняется большая часть уровня содержаний РЗЭ, характерного для метаморфических пород.

В капском гранулитовом комплексе доля чарнокитов не превышает 15-20 % его объема. Чарнокитообразование (ультраметаморфизм) осуществлялось в зонах локального обогащения флюидов летучими и щелочами, где проявлялись более интенсивно метаморфическая дифференциация, калиевый метасоматоз, а затем и выборочное плавление. Эти процессы сопровождались вскрытием акцессорных минералов и переходом в подвижное состояние не только II, но и Т1г и РЗЭ. Такие зоны можно рассматривать как корни локального глубинного гранитообразования со следами слабого перемещения гранитоидных выплавок, но интенсивного удаления и, 77; и других крупноионных литофилов. В канском комплексе наблюдается по существу вся колонна гранитообразования в условиях гранулитовой фации. В Шил-кинском блоке развиты автохтонные чарнокитоиды, изофациальные гнейсам и депле-тированные и, ТЬ, РЗЭ. В Кузеевском блоке распространены аллохтонные чарноки-ты с пониженными Р-Т параметрами минералообразования, в сравнении с вмещающими гнейсами, деплетированные и, ТЬ и в меньшей степени РЗЭ. В Та-ракском блоке широко представлены биотитсодержащие лейкограниты с реликтами гиперстена, относительно обогащенные ТЬ и РЗЭ, но с повышенным ТЬ:и. Кристаллизация их сопровождалась регрессивным метаморфизмом. В Кузеевском и Та-ракском блоках распространены чарнокито- и гранитогнейсовые купола, обогащенные ТЬ и РЗЭ, концентрирующимися в монаците, а также пегматоидные биотит-гиперстеновые граниты и кварц-полевошпатовые метасоматиты с минералами ТЬ и РЗЭ. Высокая концентрация ториеносного монацита отмечена в ядрах чарнокитог-нейсовых куполов шарыжалгайского комплекса [7]. Все это свидетельствует о том, что ТЬ и РЗЭ в процессе ультраметаморфизма уходят недалеко от своих первоисточников. Что касается II, то он мигрирует в более высокие уровни коры.

Сравнительная оценка радиогеохимических параметров и степени днфференцнрованностн гранулитовых комплексов.

Петролого-геохимическое исследование гранулитов, процессов контролирующих поведение микропримеси редких элементов при метаморфизме, дает важную информацию о составе древнейшей континентальной коры.

Средний состав канского чарнокит-гранулитового комплекса соответствует гранодиориту (в мас.%): 5102-65,2; ТЮ2-0,8; А\20з-15,1; /->20з-1,4; Ре0-б,0; Мп0-0,09; М%0-2,7; СаО-2,7; N0:0-2,1; К20-3,1; Р205-0,14 и включает (в г/т): Тк-15; и-1,2; Ьа-45; Се-78; №1-34; Лн-7; Ей-1,6: ТЬ-1; УЬ-2,8; П-17; №-100; Ва-635; 5г-151; 2г-220; Н/-7.4; 5с-18; У-87; Сг-91; М-31; Со-17; Си-31; 7л-99; Аи-0,0024. Петрохимический состав кристаллосланцево-гнейсового субстрата, за вычетом чарнокитов и гранитов, близок вышеприведенному и также отвечает гранодиориту, что объясняется и небольшой долей чарнокитоидов и гранитов в общем объеме комплекса, и близостью их состава к существенно гнейсовому субстрату. Значимые различия устанавливаются по содержанию ТЬ, и, Шэ,легких лантаноидов [7]. Состав исходной осадочно-вулканогенной толщи по петрогенным и большинству редких элементов, устойчивых в условиях гранулитовой фации, весьма близок к среднему химическому составу кристаллосланцево-гнейсового субстрата. Это подтверждается соотношением петрогенных и редких элементов, характером распределения РЗЭ в породах, сопоставимостью составов основных кристаллослапцев и базальтов, ортогнейсов и магма-титов дацит-риодацитового состава, трендами эволюции составов на диаграммах [7].

В процессе метаморфизма исходная толща оказалась обезвоженной и деплетирован-ной летучими компонентами, и, частично Шэ, возможно Ся. Исходя из среднего значения ТЬ/и (~4,5) в неметаморфизованных породах и известного содержания ТЪ (18 г/т) в существенно гнейсовом субстрате, устанавливается исходная концентрация И (~ 4 г/т) в протолите. В сравнении с исходными породами, в чарнокит-гранулитовом комплексе произошло заметное перераспределение элементов с существенным выносом и (до 65 %), ТЬ (15-20 %), в меньшей степени (до 10 %) других крупноионных литофилов: ЯЬ, легких РЗЭ.

Средний состав капского комплекса близок к среднему составу верхней континентальной коры (С.Р.Тейлор, СМ.Мак-Леннан, 1988) (рис.4). Ключевыми для них являются: 5Ю2=65,2 и 66,0 %; К=2,7 и 2,8 %; 771=75 и 10,7 г/т; Бт: Nd-0.11 и 0,17; (Ьа/УЬ)н=10,8 и 9,2; Еи/Еи =0,73 и 0,65. Существенно они различаются по содержанию 1]=1,2 и 2,8 и ЯЫЗг-О.бб и 0,32 - за счет преобладания кислых грану-литое - пород с пониженной примесью Бг и дебетированных II. Как и архейские

гранулиты других регионов, в сравнении с верхней корой, они заметно обогащены переходными СП, Бе, Сг, Со, №, Бс, V) элементами. Но наряду с этим, в исследуемых грану-литах, в сравнении с гранули-тами других щитов и средним составом верхней континентальной коры, значительно выше содержания высокозарядных катионов (ТЪ, РЗЭ, 2.Т, НО- Более высокие отношения - 11Ы5г, Бт/Ш, (Ьа/УЬ)ы и концентрации устойчивых при метаморфизме редких (ТЪ, РЗЭ, 7.г и др) элементов -показатели повышенной степени зрелости - геохимической дифференцированное/пи исходного сиалического вещества. Содержания ТИ заметно выше, а К близки к оценкам, принятым для "гранитного" слоя континентального типа коры (А.Б.Ронов, А.А.Ярошевский, 1978). Важными показателями наличия зрелой коры к концу формирования канского комплекса на юго-западе Сибирского кратона, наряду с вышеотмеченными геохимическими признаками, являются: развитие в его составе двуполевошпатовых ортог-нейсов дацит-риодацитового состава, высокоглиноземистых метапелитов и высокожелезистых повышеннотитанистых метабазитов, а в последующем - Ш-К-ых гиперстенсодержащих гранитов и пегматитов с редкоземельно-ториевой минерализацией; в среднем гранодиоритовый состав комплекса; и наконец, повышенная (до 45 км) мощность коры в пределах Ангаро-Канского выступа с обнажающимся чарнокит-гранулитовым слоем.

Судя по петролого-радиогеохимическим свойствам породных ассоциаций, архейская континентальная кора такого типа широко распространена в пределах Присаянского краевого выступа [34, 38]. Так гранулитогнейсовый комплекс Би-

Рнс.4. Графики распределения несовместимых элементов, нормированных по составу примитивной мантин, в капском чарнокит-гранулитовом комплексе (1) в сравнении со средним составом континентальной коры (2) (С.Р.Тейлор, С.М.Мак-Леннан, 1988).

рюсинской глыбы (на широте р.р.Тагул, Бирюса) по содержанию РАЭ (и=1,7 г/т; ТЬ=16,5 г/т; К=2,6 %) в среднем (по 72 пробам) соответствует таковым капского комплекса. Кристаллосланцево-гнейсовый субстрат шарыжалгайского гранулитового комплекса Иркутного блока по содержанию РАЭ близок таковому канского комплекса в Шилкинском блоке. Различие заключается в большем развитии чарнокито-идов в Прибайкалье [7, 59] и соответственно в большей обедненности ТЬ в целом чарнокит-гранулитового комплекса. К северо-западу по направлению к Китойскому блоку кристаллосланцево-гнейсовые ассоциации сменяются существенно гнейсовыми с горизонтами глиноземистых пород, и концентрация РАЭ заметно возрастает до значений, характеризующих гранулитогнейсовый слон коры Бирюсинской глыбы и Енисейского кряжа.

Массовыми количественными определениями РАЭ обосновывается геохимическая неоднородность гранулитовых комплексов [7], объясняемая первичной гетерогенностью коры, а также тектонической неоднородностью гранулитового слоя, отражающейся в чешуйчато-блоковом его строении. Блоковое строение и разная степень эродированное™ гранулитовых комплексов характерны для Ангаро-Канского, Шарыжалгайского выступов, Анабарского и Алданского щитов. Устанавливаются резкие радиогеохимические различия гранулитов разных блоков коры (табл.1). Наиболее обогащены ТЬ и К гранулиты канского комплекса; шарыжалгай-ские (Иркутный блок) и анабарские, в сравнении с ними, соответственно в 2,5 и 4

Таблица 1

и, ТЬ и К в гранулитовых комплексах

Компонент ШБ КБ ТБ КК ШК АК

8Ю2,мас.% 60,6 61,0 62,3 64,3 66,5 67,5 64,3 65,2 60,5 62,0 61,3

К, мас.% 1,5 1,6 2,3 2,6 2,8 3,1 2,4 2,7 1,8 1,9 1,4

ТЬ,г/т 8,4 7,4 18,7 15,4 20,4 17,7 17,6 15,0 10,1 6,1 3,7

и, г/т 0,6 0,55 0,9 0,8 1,9 1,8 1,3 1,2 1,2 0,6 0,45

Доля кристалло-сланцев,% 25 5 0,5 8 22 17

Примечание: ШБ, КБ, ТБ - Шилкинский, Кузеевский, Таракский блоки канского комплекса (КК); ШК - шарыжалгайский комплекс (Иркутный блок); АК -анабарский комплекс. Слева - кристаллосланцево-гнейсовый субстрат, справа - то же с чарнокитоидами._

Алданский щит

Блок и,г/т ТЬ, г/т к% Блок и, г/т ТЪ, г/т К,%

Курультинский 0,8 2,6 1,7 Сеймский 1,0 5,5 1,5

Зверевский 1,0 4,7 1,3 Мелемкенский 1,0 9,6 2,4

Чугинский 2,2 17,7 2,9 Сутамский 1,6 9,6 1,9

Нимнырский 1,5 13,2 ■ 2,6 Суннагинский 1,3 10,6 2Д

Тыркавдинский 0,9 4,5 2,0 Учуро-Гонамский 1,2 8,2 2,2

Холболохский 1,5 7,9 1,6 Тырканский 1,0 5,4 1,9

раза обеднены ТЪ и в 1,4 и 1,9 раза К. На большей части Анабарского щита обнажена кора, отличающаяся низкой степенью геохимической дифференцированное™

исходного осадочно-вулканогенного протолита [47, 72]. В пределах Алданского щита гранулиты обнажаются в 12 блоках коры. Радиогеохимические различия (по результатам анализа около 4000 проб на РАЭ) между ними выражены весьма контрастно. Наиболее зрелая - геохимически дифференцированная кора в западной и северозападной частях Центрально-Алданской гранулитогнейсовой области, где широко представлены двуполевошпатовые гнейсы, Иа-К чарнокито- и гранитогнейсы, обогащенные ТЬ и К [61, 68]. Весьма слабо геохимически дифференцирована кора в Курультинском и Зверевском блоках, где распространены нижнекоровые метамор-физованные продукты частичного плавления базитового вещества. Судя по составу и радиогеохимическим признакам, особенно по повышенному содержанию ТЬ и К, архейская гранулитогнейсовая кора зрелого типа распространена в Бугско-Подольском блоке Украинского щита (Б.А.Горлицкий, 1983), в отдельных районах Индийского (1*.0.1Ц]и е! а1., 1984) и Бразильского (Б.БЛуег е[ а]., 1984; С.Р^ЫпоШ е1 а1., 1981) щитов.

Важнейшей причиной геохимической неоднородности коры является ее первичная гетерогенность, обусловленная, очевидно, неоднородностью протомантийно-корового вещества и его дальнейшей геодинамической эволюцией. Сравнительный анализ моделей и возможных обстановок образования метамагматитов канского и шарыжалгайского комплексов показал существенные различия [7]. Для кислых про-толитов канского комплекса источником исходных магм, согласно полученным (по Се, УЬ и ТЬ) оценкам, могли быть породы андезитового, а для шарыжалгайского -базальтового состава. Сопоставление редкоэлементного состава метавулканитов с магматическими породами, типичными для различных геодинамических обстановок, показало наибольшее сходство шарыжалгайских протолитов с современными вулканитами островных дуг, а капских - с вулканитами активных континентальных окраин [7], возможно с последующей эволюцией их в коллизионные орогены. Большая вероятность формирования канских протолитов в такой палеотектоническон обстановке согласуется с общим характером магматизма - резким преобладанием кислых составов, обогащенных редкими, в том числе редкоземельными и радиоактивными элементами, с появлением в верхах серии горизонтов субщелочных базальтов и широким развитием глиноземистых пелитов - вероятных продуктов переотложения зрелых кор выветривания, а также с формированием на заключительном этапе гнейсогранитных куполов Ка-К уклона и пегматитов с ТЯ-ТЬ минерализацией.

2. В кристаллическом основании юго-западной окраины Сибирского кратоиа обособляются раинедокембрийские гранит-зеленокаменные провинции (ГЗП) с вулканическими поясами энсиалического и эисиматического типов. В зеленокаменных поясах (ЗКП) энсиалического типа метаморфизованные кислые вулканиты и граувакки отражают геохимические свойства сиалического основания. Состав и геохимические параметры метаосадочпо-вулканогенных протолитов сопоставимы с образованиями геодинамических обстановок риф-товых и окраинно-континентальных систем. В ЗКП эисиматического типа метамагматиты аналогичны толеитовым и известково-щелочным сериям современных океанических островных дуг.

Рассматриваемое положение обосновывается исследованием гранит-зеленокаменных провинций Юго-Восточного и Северо-Западного Присаянья.

Зеленокаменные пояса энсиалнческого типа В ЮВ Приеаянье к комплексам ЗКП относят супракрустальные породы Онотского пояса (В.Я.Хильтова, 1988), а также гнейсовоамфиболитовые толщи Бу-лунского блока (А.И.Сезько, 1988). Автором осуществлено петролого-геохимическое исследование архейской ГЗП, развитой в Онотском грабене, граничащим с гранули-тогнейсовыми образованиями Шарыжалгайского блока. Древнейшими в пределах грабена являются плагиогнейсы и гранитоиды тоналит-трондьемитового состава (возраст 3,25±0,1 млрд.лет; Е.В.Бибикова и др., 1982), обнажающиеся в линейно вытянутых тектонических блоках среди супракрустальных толщ Онотского ЗКП и являющиеся комплексом основания. Метавулканогенно- осадочные толщи пояса с ЛЬ-Зг возрастом магматитов 2 2,7-2,8 млрдлет (В.ИЛевицкий и др., 1995), просле-живаясь в виде выклинивающихся полос СЗ ориентировки на расстояние около 80 км, собраны в складки субмеридионального простирания и испытали проградный метаморфизм от эпвдот-амфиболитовой до амфиболитовой фаций (ВЛ.Хильтова, 1988). Супракрустальные толщи залегают на плагиогнейсах и гнейсогранитах комплекса основания. Контакты между ними, отдельными структурно-вещественными ансамблями разреза обычно тектонические, разделяющие отдельные блоки сутуры осложнены надвигами. К тектоническим зонам приурочены более поздние граниты.

Плагиогнейсы и гранитоиды комплекса основания. Биотитовые и биотит-роговообманковые мигматизированные плагиогнейсы в ассоциации с амфиболитами отмечены в виде реликтовых пятен-останцов среди гнейсоплагиогранитов. Петрохи-мический состав плагиогнейсов соответствует высокоглиноземистым тоналитам-трондьемитам. По содержанию щелочных, щелочноземельных и редких (2г, Ш', ТЪ, УЬ, Ьи, У) элементов, величине ИЬ/Бг (0,13) они близки среднему составу архейских серых гнейсов (Н.Магип, 1994) (рис.5) и особенно тоналитогнейсам Амитсок и Уй-вак I района Саглек (К.Коллерсон, Д.Бриджуотер, 1983), но от последних отличаются пониженной примесью ТЬ и легких РЗЭ [63]. Уровень концентрации и спектры распределения РЗЭ, КЛ?Ь, ЯЬ/Эг в плагиогнейсах обнаруживают удивительное сходство с мигматизированными плагиогнейсами бимодальной серии Свазиленда (О.Р.НигЦег е1 а1., 1978). Амфиболиты по составу отвечают толеитовым базальтам. Обогащенность лантаноидами (до 15-25 хондритовых уровней), коррелирующая с их титанистостью, и фракционированное распределение РЗЭ свидетельствуют о принадлежности метабазитов к геохимически дифференцированному типу, характерному для древнейших блоков континентальной коры.

Плагиогнейсы связаны постепенными переходами с гнейсогранитами тоналит-трондьемитового состава и гнейсовидными трондьемитами. Состав гнейсогранитов близок плагиогнейсам и отличается слабо повышенными щелочностью и примесью ЯЬ, Ва, некоторым обогащением легкими РЗЭ. Трондьемитам присущи более низкие содержания ЯЬ, Ва, Эг, Хт, высокие (16-28) (Ьа/УЪ)^ По этим петрохимическим признакам, а также отношениям К/Шэ (150-300), ЫЬЛЗг (0,1-0,4), Ва/Шэ (5-7), Бг/Ва (0,5-1,3) трондьемиты тождественны древнейшим (> 3 млрд.лет) гранитоидам ГЗП [63]. Содержания РАЭ в плагиогнейсах и гранитоидах также близки (и=0,5-0,8 г/т; ТЬ=4-4,7 г/т; К=1,4-1,7 %) и находятся в пределах величин, характеризующих сред-

100г

Матаосвдки Онотского ЗКП

иХ:

н •

Материал «ты

Мвтатопемты °"к

ТТО

8г К ВЬ Ва ТЬ Та МЬ Се

2- Н1 8т Т1 У УЬ

Рнс.5. Мультиэлементные спектры плапюгней-сов и гранитоидов тоналнт-трондьемптового ряда. Комплекс основания Онотского ЗКП. Здесь и далее нормировано по КМОЯВ (К.Соп&е, 1989).

и Со КМ втЕивйТЬ УЫи

Рнс.б. Распределение РЗЭ в породах Онотского ЗКП.

Здесь и далее нормировано по хондрнту (\V.Boynton, 1984).

ний состав архейских тоналит-трондьемитовых ассоциаций. Судя по радиогеохимическим признакам, такие породы распрстранены и в соседнем Булунском блоке. Концентрация наиболее устойчивого при метаморфизме ТЬ (от 3 до 7 г/т) характерна для исследованных автором плагиогнейсов и гранитоидных комплексов архейских гранит-зеленокаменных провинций Чаро-Олекминского геоблока Алданского щита, районов КМА (Курско-Воронежский массив), Приднепровья [4], а также Кольского полуострова, Карелии и других регионов. Что касается онотских плагиогранитовдов, то в них величина примеси и и ТЬ заметно снижается от гнейсовидных к массивным трондьемитам и далее лейкократовым их разновидностям. В этом же направлении возрастает (до 10) ТЬ/и, КагО/КчО (до 5-6) и дисперсия распределения РАЗ, возрастает (Ьа/УЬ^ - до 25-30. Все эти признаки присущи трондьелшт-гнейсовым куполам (диапирам), сформированным в результате реоморфизма и плавления плагиогнейсов.

Происхождение аналогичных комплексов глиноземистых плагиогнейсов тона-лит-трондьемитового ряда с низким ИЬ/Эг и обедненных тяжелыми РЗЭ связывают с источником базальтового состава, с частичным (примерно 20 %) плавлением метаба-зальта в равновесии с реститом, обогащенным роговой обманкой, при генерации расплава на средних глубинах или с реститом эклогитового состава в случае частичного плавления на мантийных глубинах (Ю.АгЙ, 1979; Л.Р.Яарр еЬ а]., 1991).

Метавулканогенно-осадочные породы Онотского ЗКП. Нижняя часть разреза сложена преимущественно биотитовыми, амфибол-биотитовыми микрогнейсами (метариолитовдами), а также амфиболитами (метабазитами), содержащими прослои тальк-серпентиновых пород (метакоматиитов), и полосчатыми амфибол-биотитовыми плагиогнейсами (метаграувакками); верхняя - отличается преобладанием амфиболитов (метабазитов) и амфиболовых сланцев, развитием магнезитовых и доломитовых мраморов, биотит-амфиболовых и глиноземистых (Кв+Би+Ст+Гр+Пл+Руд+Сил+Ро) сланцев (метатуффитов, метапелитов), а в самом верху - горизонтов железистых кварцитов.

Ортогнейсы имеют преимущественно дацит-риолитовый низкоглиноземистый состав. Преобладание К над Na предопределяет в них высокую примесь Rb (150 г/т), Ва (840 г/т) и низкую Sr (100 г/т). В сравнении с ассоциацией тоналит-трондьемитового состава, метариолиты обогащены редкими (Y, Nb, Zr, Hf), РЗЭ и РАЭ; характерно также фракционированное распределение РЗЭ - (La/Yb)N=5-8, Eu/Eu*= 0,6-3,5. По содержанию U (2-4 r/T),Th (10-18 г/т), К (3,0-3,7 %), другим петрогеохимическим признакам они близки среднему Na-K граниту. Состав ассоциирующих с ними амфиболитов отвечает низкоглиноземистым толеитовым базальтам. Петрохимический состав их изменяется от пикробазальтов (базальтовых коматиитов) до лейко- и реже андезибазальтов, в соответствии с чем варьирует величина примеси U (0,1-0,6 г/т), Th (0,3-1,6 г/т), РЗЭ (La=3,4-18 г/т) и (La/Yb)N= 1,4-2. С амфиболитами ассоциируют тальк-серпентиновые и тремолит-серпентиновые сланцы, по химическому составу (MgO-24 %, СаО/АЬОз>1, обогащенность Ni, Со и др) соответствующие коматиитам. Присутствующие в разрезе метаграувакки отражают геохимические свойства кристаллического основания.

Амфиболиты верхней половины разреза - низкотитанистые (TiCh-до 1 %), низкоглиноземистые, с повышенной магнезиальностью породы толеитового ряда, которые по всем геохимическим признакам [63] соответствуют архейским толеитам коматиитовой серии и базальтовым коматиитам ВК I (K.Condie, 1981), весьма характерным для архейских ЗКП. Протолитами зеленых амфиболовых сланцев (Амф+Пл+Кв+Руд±Би±Эп±Гр±Хл), очевидно, являются терригенно-туфогенные и вулканомиктовые породы, которые при повышенной фемичности, значительной примеси Сг (до 300 г/т), Ni (до 140 г/т) обладают относительно высоким содержанием U (1,3-1,6 г/т), Th (3-5 г/т), Rb (30-40г/т), Ва (300-400 г/т), фракционированным распределением РЗЭ - (La/Yb)N=6-9,Eu/Eu*=0,65. В отличие от них карбонатные породы, за исключением Мп, стерильны в отношении примеси редких и РАЭ (U-0,1-0,2 г/т, ТЬ=0,2-0,4г/т; К=0,02 %).

Судя по строению разрезов и составу пород, обстановка, в которой накапливались эти отложения, существенно отличалась от условий формирования нижней толщи. Наряду с метабазитами и карбонатами, здесь распространены железистые кварциты, глиноземистые сланцы - исходно зрелые терригенные осадки, в которых К преобладает над Na, повышена примесь Rb (30-90 г/т), Ва (400-700 г/т) и РАЭ (U-2,5 г/т; Th-7,4 г/т; К=2,3 %). Смешением сиалического и фемического материала обусловлены их высокая железистость, магнезиальность и аномальные концентрации Сг, Ni, Си. Уровень содержания и график распределения РЗЭ, (La/Yb)N=10-12 в метапе-литах занимают среднее положение между тоналитовыми плагиогнейсами и метарио-литовдами, что указывает на участие в составе обломочного материала как пород комплекса основания, так и нижней супракрусталыюй толщи с Na-K ортогнейсами (рис.6).

По петрогеохимическим признакам в разрезе метавулканогенно-осадочных толщ Онотского ЗКП нами выделяются следующие ассоциации исходных пород: риолитовая, коматиит-базалыповая, туфогенно-терригенная, карбонатная и железистых кварцитов. Оценивая средние параметры содержаний РАЭ в породах тона-лит-трондьемитового основания (U-0,7 г/т; Th=4,2z/m; К-1,4%; п=38) и в метавулканогенно-осадочных отложениях (U-1,2 г/т; Th-4,2 г/т; К-1,2%; п=88), можно прийти к выводу, что формирование ЗКП, отличавшееся извержением на поверхность мантийного вещества, не привело к повышению радиогеохимического фона

верхнего слоя земной коры. Последующая гранитизация, завершившаяся формированием Ха-К гнейсогранитных плутонов (китайский комплекс, ЯЬ-Бг возраст 2,64 млрдлет; В,ИЛевицкий, 1995), сопровождалась существенным привносом РАЭ. Содержание последних возрастает от гранитизированных пород (гранитогнейсов) к гнейсогранитам и гранитам в ядрах куполов, соответственно и-1,6-5 г/т; ТЪ-22-40 г/т; К-3,5-4,5%. К концу архея, по геолого-радиогеохимическим признакам, здесь сформирована континентальная кора умеренной сиаличности.

Внутриконтинентальное положение Онотского ЗКП, бимодальный, по существу, антидромный характер вулканизма, обогащенность кислых метавулкани-тов редкими (ИЬ, Ва, '¿г, У, легкие РЗЭ) и РАЭ, наряду с близостью радиогеохимических' характеристик метаграувакк супракомплекса, тоналит-трондьемитовых плагиогнейсов и гранитоидов предполагаемого основания, свидетельствуют об энсиалической рифтовой природе этого пояса. Проявление существенно кислого магматизма происходило в эпиконтинентальных, очевидно, субаэральных условиях. Риолитоиды могли образоваться в результате частичного (15 %) плавления нижележащих плагиогнейсовых комплексов в равновесии с Орп+Кв+Пл реститом [66]. Верхние горизонты ЗКП по-видимому формировались в мелководном бассейне мафических равнин в условиях погружения сиалического основания.

СЗ Присаянье. Геолого-геохимическое изучение амфиболитогнейсовых толщ и ассоциирующих ранних плагиогранитоидов Канской, северо-западной части Би-рюсинской и Арзыбейской глыб позволило автору прийти к выводу о принадлежности данных блоков раннедокембрийской континентальной коры к граншп-зеленокаменной геоструктурной области [36, 46, 56]. Эта область расположена в краевой части Сибирского кратона, по существу в зоне перехода к Центрально-Азиатскому складчатому поясу. Она гетерогенна по составу, отличается сложной блоково-чещуйчато-надвиговой структурой, что обусловлено как изначально аккреционной природой, так и последующим тектогенезом. Гетерогенная природа области устанавливается на основании реконструкции состава и оценки геохимических параметров протолитов амфиболитогнейсовых толщ, выявления резких различий в структурно-вещественных комплексах и их соотношениях. Автором здесь выделено два типа ГЗП с энсиалическими и энсиматическилш вулканическими поясами. Провинция первого типа включает большую часть Канской глыбы, а также северную территорию Бирюсинскон, обнаженную в отдельных выступах фундамента Агульского палеозойского прогиба. Развитые в составе амфиболитогнейсовых толщ терригенные метаосадки, а также кислые метамагматиты обогащены К и редкими элементами с крупными ионными радиусами (КИЛЭ) (ЛЬ, ТЬ, легкие РЗЭ) (рис.7). Это важное типоморфное их свойство отражает геохимические характеристики сиалического основания. Провинция второго типа представлена земной корой Арзыбейской, отдельных блоков Канской глыб.

В пределах Канской глыбы исходные породы испытали прогрессивный метаморфизм в условиях амфиболитовой фации повышенных давлений (фация дистено-вых гнейсов, НЛ.Добрецов и др., 1974), повторный регрессивный - в эпидот-амфиболитовой (В.Г.Владимиров и др., 1984) и локально, в зонах разрывных нарушений, в зеленосланцевой фациях. Находясь в зоне влияния Главного разлома Восточного Саяна, метаморфические толщи нарушениями разбиты на отдельные линзы и пластины, которые совместно с интрузиями будинированы и друг относительно друга смещены, что осложняет корреляцию фрагментов толщ. Нередко выявляется

Кислые нетавулканиты

Ъ о °

■О

■ Са-гр*нмт

- Л %

" *

■ в ■

К-гранит

к.%

Т(,г/т Мотаосадки

■> а» » " В а ■ о " ¿»"оРААБ а

- .

■ к.%

Рис7. Соотношение ТЬ и К в кислых метавулкашггах и метаосадках энсиматических (залитые квадраты) и энсиалических (пустые квадраты) ЗКП.

явная тектоническая перемежаемость пластин разного состава - амфиболитового и существенно гнейсового. Такие пластины включают высокобарические (Р до 20-28 кбар) верхнемантийные гранатовые и шпинелевые лерцолиты (Игильский массив в Идарском хребте) (М.Ю.Цыпуков, 1994). Это послужило основанием использовать для целей петрогеохимического исследования принцип выделения пространственно обособленных структурно-вещественных или вещественно-тектонических ансамблей, сложенных определенным набором породных групп [65,66]. Данный подход широко применяется при изучении ГЗП (К.СопсПе, 1994). Выделение и оконтуривание ЗКП основывается на преобладании в составе слагающих комплексов амфиболитовых или амфиболитогнейсовых толщ с линзами и горизонтами улътрамафитов, мелкими интрузивными телами гипербазитов и габбро-амфиболитов. Пояса трассируются положительными аномалиями гравитационного поля. По этим признакам на Канской глыбе надежно выделяется два пояса: Идарский - вдоль Идарского хребта и Канский - вдоль долины р.Кан [65,66].

Идарский ЗКП. Амфиболиты, амфиболовые плагиогнейсы и тремолит-серпентиновые кристаллосланцы с горизонтами мраморов слагают меланократовую толщу, прослеженную на 35-40 км. Амфиболиты (метабазиты), переслаивающиеся с кристаллосланцами ультраосновного состава, на основании их парагенезиса, пластовой формы тел, петрохимического и редкоэлементного состава, особенностей распределения РЗЭ, присущих магматическим породам, отнесены к метаморфизованной коматиит-базальтовой ассоциации [46,57].

Коматииты обычно превращены в серпентиниты и тремолит-серпентиновые сланцы, которые в виде реликтов содержат оливин (Ра5-1б), клинопироксен (А12Оз=2-7%), хромшпинелид (Сг2Оз-до 55 %; МпО- до 4,5 %; и до 1 %), магнетит. По петрохимическому составу (М«0=30; ТЮ2=0,17 %), содержанию элементов группы железа, редких с высокозаряженными ионами (2х, Ш", N1», У) и щелочноземельных элементов они близки нилгарнскому типу. Высокомагнезиальные кристаллосланцы (Ро до 90 %, Пл, примесь Мп, Серп, Гр, Эп, Би) по составу отвечают коматиитовым базальтам (пикробазальтам) (N^0=13,4; ТЮ2=0,45 %). По содержанию и характеру распределения РЗЭ они близки коматиитовым базальтам Карелии, однако в сравнении с ними, обогащены А1 и Са и обеднены Т1, Ие, Сг, №. Распределение РЗЭ в

о о

коматиитах и коматиитовых базальтах отвечает магматическому, о чем свидетельствует прямая зависимость их содержания от "Л и обратная от В их редкоземельном спектре проявлено слабое обогащение легкими лантаноидами относительно тяжелых , а в коматиитовых базальтах - положительная аномалия Ей (рис.8). Близкий характер распределения РЗЭ в ряду коматиит-коматиитовый базальт может свидетельствовать о формировании их из единого первичного расплава, эволюция которого контролировалась фракционированием некогерентного по отношению к РЗЭ оливина, а также плагиоклаза, на что указывает наличие в коматиитовых базальтах Еи-максимума. Обогащенность легкими лантаноидами, относительно тяжелых, характерна для коматиитовых серий ряда ЗКП (Карелия, Ю.Америка, Зап.Австралия), сформированных на коре повышенной мощности, залегающей на геохимически дифференцированной верхней мантии (А.В.Гирнис, ИД.Рябчиков, 1988). Амфиболиты по составу отвечают высокомагнезиальным толеитам. По уровню содержания и характеру распределения РЗЭ, величине примеси 2х, У, Бс они соответствуют толеитам ТН 1, характерным для коматиит-базальтовых ассоциаций ЗКП; слабое их обогащение легкими лантаноидами, в сравнении с ТН 1, коррелирует с их повышенной титанистостыо (ТЮ; до 1,4 %).

На юго-востоке Идарского хребта в меланократовой толще преобладают ам-

Рис.8. Распределение РЗЭ в породах коматиит-базальтовых ассоциаций (а - обогащенных, б - обедненных легкими лантаноидами) Идарского ЗКП.

фиболовые и биотит-амфиболовые плагиогнейсы, переслаивающиеся с горизонтами (мощность до 50-100 м) плагиоклазовых амфиболитов лейкобазальт- и андезибазаль-тового состава. От вышеописанных эти метабазиты отличаются повышенной примесью Р, 7л, Ш, КЬ, Бг, РЗЭ, а также и, ТЬ. По содержанию и распределению РЗЭ они сопоставимы с толеитами ТН 2, развитыми обычно на более высоких стратиграфических уровнях ЗКП. Амфиболовые и биотит-амфиболовые плагиогнейсы имеют преимущественно средние, реже кислые составы. Нарушенные относительно авдезит-дацитовых вулканитов соотношения петрогенных и редких элементов (низкий уровень. Са, Бг, повышенный - Т1, Ие, К, Ва, ИЬ, Сг, V) свидетельствуют в пользу осадочной природы гнейсов. Эго же подтверждается характером распределения РЗЭ (низкое (Ьа/УЬ),ч - 3,2-3,9; незначительный Еи-минимум), соответствующим слабо дифференцированным осадкам типа граувакк. Выше по разрезу амфиболовые пла-

гиогнейсы сменяются толщей (мощность до 400 м) гранат-биотитовых гнейсов -типичных, обогащенных К метапелитов, ассоциирующих с кварцитами и мраморами. Уровень содержания и характер распределения РЗЭ в биотитовых гнейсах аналогичны таковым в среднем постархейском глинистом сланце - PASS (С.Р.Тейлор, С.М.Мак-Леннан, 1988) [65].

На северо-западных склонах Идарского хребта (Кингашский ареал) развиты породы нижнего стратиграфического уровня ЗКП. Толща биотитовых парагнейсов и слюдисто-кварцевых сланцев сменяется мраморами и стратифицированными амфиболитами, чередующимися с прослоями тальк-клинопироксен-амфиболовых и тальк-серпентин-амфиболовых кристаллосланцев. Для амфиболитов, отвечающих по составу высокомагнезиальным толеитовым базальтам, характерны обогащенность Cr, Ni, Со, крайне низкие содержания Zr, Hf, Та, Y, U и Th. По этим признакам и характеру распределения РЗЭ, (La/Yb)N = 0,6-0,8, они приближаются к коматиитовым базальтам ВК 1 и ВК 2 (К.Ковди, 1983). Ассоциирующие высокомагнезиальные кри-сталлосланцы по составу соответствуют коматиитам и коматиитовым базальтам (пикробазальтам). Так же как и амфиболиты (метабазальты) они резко обеднены легкими РЗЭ - (La/Yb)N=0,4-0,6, что отличает их от каматиит-базальтовой ассоциации верхнего стратиграфического уровня Идарского ЗКП (рис.8). В сравнении с последними им присуща повышенная примесь элементов с высокозаряженными ионами (Nb, Та, Zr, Hf, Ti), а также Y, Yb, Lu. Здесь же среди амфиболитов и гнейсов с горизонтами мраморов размещены стратифицированные тела в разной степени дифференцированных ультрамафитов. Наиболее крупный Кингашский массив представлен рудоносной (Ni, Си, Pt, Pd, Аи) ассоциацией существенно (на 80-90 %) верлит-дунитового состава [64], являющейся субвулканической фацией коматиитовой серии Идарского ЗКП. Об этом свидетельствуют такие общие геохимические черты: близкие слабо фракционированные спектры РЗЭ с обогащением легкими лантаноидами, сходный уровень содержания в коматиитах и перидотитах массива ряда редких (Ti, Zr, Hf, Nb, Y, Sc) элементов, аналогичные повышенные концентрации Мп и Zn в хромшпинелидах, подобное распределение элементов платиновой группы и др. [65]. Обогащенные легкими РЗЭ ультрамафиты интрузивных тел могли слагать подводящие каналы вулканитов коматиит-базальтовой серии более высокого стратиграфического уровня. Массив и размещенные в нем магнезиальные базиты лайковой фации пересекаются жильными телами тоналитов, трондьемитов и пегматоидных их разновидностей, сопровождаемых продуктами гидротермального метаморфизма и рудной Au-сульфидной минерализацией. Трондьемитам присущи характерные для них спектры РЗЭ с высоким (21-80) ( La/Yb)N, повышенная (900-1300) примесь Sr -геохимические черты, типичные для плагиогранитоидов ГЗП [65].

Важную информацию о природе и условиях формирования метапород несут РАЭ и особенно Th. Содержания РАЭ в коматиитах оцениваются в пределах: U=0,03-0,1 г/т; Th=0,06-0,2 г/т; К=0,02-0,05 %, что близко к значениям, полученным нами ранее для коматиитов КМА [4]. Это оценки несколько выше тех, которые принято считать кларковыми для свежих ультрамафитов соответствующей магнезиальное™, что объясняется последующим накоплением U и Th в новообразованных минералах в процессе хемосорбции их из поровых растворов [2]. В амфиболитах коматиит-базальтового и толеитового составов концентрация РАЭ коррелирует с их возрастающей кремнекислотностыо и составляет соответственного, 15 и 0,4 г/т; Th-

0,4 и 0,8 г/т и К-0,6 и 0,7 %. Максимальное содержание U(0,6 г/т) и Th(l,6 г/т) в породах лейкобазальт-ацдезибазапьтового состава. Среди гнейсов минимальные содержания РАЭ (U-0,65 г/т; Th-5,2 г/т; К-1,5 %) отмечены в биогит-амфиболовых разностях грауваккового состава, формирование осадочных протолитов которых, очевидно, происходило при смешении фемического'и сиалического вещества. Для биотитовых гнейсов характерна высокая (15 г/т) ториеносность , соответствующая уровню среднего постархейского глинистого сланца (Th=14,8 г/т, PASS). Еще более обогащены Th (до 19,5 г/т) гранат-биотитовые гнейсы. Их повышенная ториеносность коррелирует с высокой калиевостью (КгО= 3,4 %) и повышенной глиноземис-тостью, что определяется степенью дифференцированности исходного осадка. Резкое повышение содержаний Th и К в этих гнейсах, в сравнении с амфиболовыми, особенно при близком уровне кремнекислотности, указывает на формирование осадочных протолитов за счет разных источников: фемического и сиалического; причем в последнем случае эрозии подвергались блоки зрелой коры, обогащенные Th и К. Высокое (7-16) Th/U в гнейсах свидетельствует о дефиците U, который вынесен при метаморфизме. По средней концентрации Th (U=l г/т; Th=12 г/т; К=2,1%; п=117) гнейсы сопоставимы с гранитным слоем коры. Содержание К - на 10-15% ниже.

Следовательно, в Идарском ЗКП выделяются метаморфизованные коматиит-базалыповая, лейкобазалыповая, граувакковая и алевропелитовая повышенногли-ноземистая ассоциации, различающиеся по петрохимическому, редкоэлементному составу и радиогеохимическим признакам.

Канский ЗКП. Для него характерно чередование однородных существенно амфиболитовых и гнейсовых пачек мощностью первые сотни метров с неоднократным повторением таких амфиболито-гнейсовых последовательностей, отражающих видимо чередование тектонических пластин. Амфиболитовые пачки представлены преобладающими амфиболитами с прослоями мраморов, кварцитов, амфиболовых гнейсов и редко ультрамафитов перидотитового состава. Гнейсовые пачки наряду с доминирующими биотитовыми гнейсами включают горизонты амфиболсодержащих гнейсов и амфиболитов [65,66].

Амфиболиты р.Кан по составу соответствуют низкоглиноземистым высоко- и низкомагнезиальным толеитовым базальтам. Они имеют слабо дифференцированное распределение РЗЭ (La/Sm)M =0,8-1), типичное для толеитов ТН-1. При этом низкомагнезиальные повышеннотитанистые разности, в сравнении с высокомагнезиальными, в 1,5 раза обогащены всеми РЗЭ, но особенно средними и тяжелыми лантаноидами, относительно легких, а также U и Th (U-0,6 и 0,4 г/т; Th-1,7 и 0,9 г/т соответственно). Амфиболовые гнейсы, ассоциирующие с амфиболитами, имеют лейкоандезитовый состав, а по уровню содержания и характеру распределения мик-роэлеменетов, особенно РЗЭ (La/Yb)N =1,4), сопоставимы с андезитами A-I зелено-каменных поясов. Они обладают типичными для этих вулканитов содержаниями U (0,7-1,5 г/т) и Th (2-4 г/т). В биотитовых гнейсах распределение петрогенных и редких элементов соответсвует таковому в известково-щелочных вулканитах ряда дацит-риодацит. Повышенное (La/Yb)N (7-17), пониженное La/Th (1,5-2) в сравнении с типичными осадочными породами (2,7-3,6) (Rudnick et al., 1985), рост содержаний U (от 0,9 до 1,5 г/т) и особенно Th (от 9 до 17 г/т) с увеличением Si02 (от 64 до 71 %) свидетельствуют об их метамагматической природе. Характер распределения РЗЭ в биотитовых гнейсах подобен кислым вулканитам типа F П зеленокаменных поясов, формирование которых связывают с плавлением коровых сиалических источников

среднего состава (К.Конди, 1983). Мультиэлементный спектр состава гнейсовых протолитов сопоставим с известково-щелочными кислыми магматитами островодуж-ных обстановок или I-гранитами. Меланократовые биотитовые, нередко амфиболсо-держащие гнейсы, судя по соотношению петрогенных и редких элементов (низкое CaO, NajO, повышенное ИегОз, К2О, Ва, Rb и особенно Th=10-20 г/т), характеру спектров РЗЭ соответствуют осадочным породам типа граувакк.

Гнейсы дацит-риодацитового состава в ассоциации с метатерригенными кварц-биотитовыми сланцами и подчиненными им амфиболитами, включающими единичные линзы ультрамафитов коматиитового состава, преобладают на северном продолжении этого пояса (р. Б.Кузье). Содержание РАЭ здесь также возрастает с повышением кремнекислотности пород: Th от 5-7 до 16-20 г/т; К от 1,9 до 3,1 %; исключение представляет U с устойчиво низким (1-2 г/т) содержанием, обусловленным метаморфизмом повышенных давлений. На его явный дефицит в ортогненсах указывает и высокое (6-14) Th:U. С ними ассоциируют кварц-биотитовые повышен-ноглиноземистые метапелиты с содержанием U=2-4 г/т; Th= 15-20 г/т, и К=2,5-3,8%, свидетельствующие об их формировании за счет пород области сноса высокодиффе-ренцированного гранитогнейсового состава, аналогичных, например, хайламинской серии (Бирюсинский блок). Коматииты по редкоэлементному составу аналогичны таковым Идарского хребта.

Ареал существенно гнейсового состава оконтуривается на юго-восточном замыкании Канского зеленокаменного пояса. На основании петрохимических признаков здесь обособлена метавулканогенная известково-щелочная андезит-дацитовая и метатерригенная ассоциации [65,66]. Биотитовые гнейсы лейкоандезит-дацитового состава принадлежат к калий-натриевому ряду ортопород (КагО/КчО =1,2-2,4), характеризуются повышенной примесью Ва (500-900 г/т) и Sr (400-600 г/т). По уровню содержания и характеру спектров РЗЭ (La/Yb)N=13-15) они соответствуют андезитам II и близки дацитам F II зеленокаменных поясов. Тем и другим присущи умеренно высокие концентрации Th (13-16 г/т) и К (2-2,2 %) и весьма низкие (0,5-0,7 г/т) U. Менее однородные по составу метатерригенные протолиты гнейсов со спектрами РЗЭ, аналогичными в среднем PASS, отличаются пониженным содержанием Th (5-12 г/т) и К (1,8-2 %).

Наряду с биотитовыми здесь распространены амфибол-биотитовые пла-гиогнейсы андезитового состава, отличающиеся от вышеупомянутых более низким содержанием Th (2-4 г/т), других редких литофилов (РЗЭ, Zr, Hf, Nb, Y, V), повышенным Cr и Ni. По концентрации и характеру спектров РЗЭ, (La/Yb)N=5, они соот-ветсвуют андезитам A-I и современным известково-щелочным островодужным андезитам. Различающиеся по геохимическим признакам андезиты отражают разный состав и источники исходных магм - основной и кислой, связанной с обогащенным Th и легкими РЗЭ коровым источником. Состав изредка встречающихся амфиболитов варьирует от высокомагнезиального пикробазальтового до лейкобазальтового. По содержанию и характеру спектров РЗЭ, (La/Yb)N = 1,8-2,2, величине примеси Ва, Sr, Та, Zr, Hf, Ni они сходны с островодужными толеитовыми базальтами.

Приведенный материал доказывает, что Канскин зеленокаменный пояс сложен в основном метатолеит-базальтовой, известково-щелочной метадацит-риодацшповой и метаграувакковой ассоциациями. На юго-востоке, в существенно гнейсовом ареале, преобладают породы известково-и^лочной метаандезит-дацитовой и метатерригенной ассоциаций. Коматииты имеют весьма ограничен-

ное развитие.Средняя концентрация Til и К в гнейсах (U=l,5 г/т; Th=14 г/т; К=2,6%; п=110) превышает аналогичные оценки в гранитном слое коры, что свидетельствует о высокой дифференцированности протолитов исходных пород.

Гранитоиды тоналит-трондьемитовой серии (TTC) интрудируют отложения зеленокаменных поясов (Кирельский, Канскии, Кузьинский массивы). По составу это высокоглиноземистые биотитовые трондьемиты (КагО/КгО^ 1,9-3,4), реже граниты (КагО/КгО ~ 1) со сфен-ортит-цирконовым типом акцессориев. Они характеризуются высоким (11-21) (La/Yb)n, что присуще TTC серых гнейсов и трон-дьемитовых диапиров гранит-зеленокаменных областей. В отличие от средних составов архейских TTC (N.Martin, 1994; К.Конди, 1983) в них ниже содержание элементов с высокозаряженными ионами (Nb, Та, Zr, Hf, Y) и гораздо выше (в 2-4 раза) Sr, что определяет весьма низкое (0,03-0,05) Rb/Sr (О.М.Туркина, АД.Ножкин и др.,1994; О.М.Туркина, 1996). По содержанию Rb (40-60 г/т) трондьемиты наиболее крупного Канского массива сопоставимы с гранитами развитых островных дуг, например, Ямайки (I.A.Pearce et al., 1984). Величина примеси Ва варьирует (660-1750 г/т) и находится в зависимости от содержания К20 (1,5-2,5 %) в породах. Многочисленные определения РАЭ в гранитоидах разных массивов показывают устойчиво низкие содержания Th (2-6 г/т) и U (0,6-0,9 г/т), что коррелирует с концентрацией легких РЗЭ (La =12-25 г/т). Только наиболее обогащенные К трондьемиты и граниты по содержанию Th (5-9 г/т) соответствуют среднему его значению в TTC.

Геохимическая типизация гранитоидов на основе редкоэлементного состава и сравнения их спектров несовместимых элементов, нормированных по NMORB (K.Condie, 1989), а также с использованием дискриминантных диаграмм (J.A.Pearce et. al., 1984; H.B.Harris et. al., 1986) показала сопоставимость их параметров с грани-тоидами андезитового ряда или с островодужными низкокалиевыми 1-гранитами (B.M.Chapell, A.J.White, 1974) (Не - подтип по (B.Barbarin, 1990). Некоторые отличия заключаются в обогащенное™ трондьемитов щелочноземельными (Sr, Ва) и обедненное™ элементами с высокозаряженными ионами (Nb, Та, Zr, Y), что определяется составом источника и условиями выплавления исходной магмы. Анализ петролого-геохимических моделей (О.М.Туркина и др. 1995; О.М.Туркина, 1996) выявил, что образование трондьемитового расплава могло происходить в равновесии с кварц-гранат-пироксеновым реститом. Это соответствует дегидратационному плавлению метабазальтов при Р более 20 кбар и Т - 1050-1100°С (А.Д.Ножкин, О.М.Туркина, 1995). Такие Р-Т параметры могли быть в обстановке, аналогичной субдукционной. Реконструкцией геохимических параметров метабазитового источника трондьемитов установлено, что по составу нижнекоровые базальты рассматриваемых блоков Канской глыбы примерно соответствуют архейским толеитам TH 1. В целом по составу и условиям образования трондьемиты подобны кислым магматитам эволюционировавших островных дуг (О.А.Богатиков, А.А.Цветков, 1988), отличаясь более крутым спектром РЗЭ и повышенным содержанием Sr.

Строение и состав метаосадочно-вулканогенных образований и гранитоидов ЗКП Канской глыбы как и средние оценки концентраций РАЭ (11=1г/т; Th=9,5 г/т; К=2% - в породах супракомплекса; U=0,8 г/т; Th=3,9 г/т; К=2,2% - в гранитоидах TTC) свидетельствуют о принадлежности этих формационных комплексов к феми-чески-сиалическому типу коры.

каменных поясов. U-Pb изотопное датирование цирконов из биотитовых гнейсов

риодацитового состава Канского ЗКП (р.Кан) свидетельствует о раннедокембрий-ском времени их формирования (не менее 2,3-2,2 млрд.лет назад). В цирконах близких по составу биотитовых гнейсов р.Анжа установлены возрастные рубежи радиогенного свинца в пределах 2,2-2,1 и 2,0-1,7 млрд. лет [49]. Учитывая, что в результате метаморфизма и-РЬ система была нарушена около 1,9 и 0,56 млрдлет назад, возраст циркона исходного протолита, по мнению Е.В.Бибиковой (устное сообщение), может быть значительно древнее. 1,86 млрдлет - РЬ-РЬ возраст трон-дьемитов Кирельского массива [46,49]. 0,56 млрдлет - Шэ-Бг изохронный возраст биотита из биотитового гнейса (р.Кан); это время последнего интенсивного метаморфизма супракрустальных толщ ЗКП. Данному рубежу (0,555±0,005 млрдлет) соответствуют конкордатные значения возраста циркона повышеннокалиевого трондье-мита Верхнеканского массива (неопубликованные данные А.Д.Ножкина, О.М.Туркиной, Е.В.Бибиковой), предствляющего возможно реоморфизованную ка-лишпатизированную разновидность основного раннедокембрийского плутона. Приведенные сведения по датированию пород следует рассматривать как предварительные, требующие дальнейших углубленных исследований.

Геохимические исследования основных вулканитов ЗКП древних кратонов показали их сходство по редкоэлементному составу с фанерозойскими базальтами островных дуг (К.Соп&е, 1989). Это отчетливо проявляется и в подобии мультиэле-ментных спектров метабазальтов ЗКП рассматриваемой провинции и типичных ост-роводужных толеитовых и известково-щелочных вулканитов (рис.9). По величине индикаторных отношений, предложенных К.Конди (К.СопсНе, 1994): ЬаЛПэ = 0,7-3, ТЬ/Та = 1-7, высокому содержанию № (90 г/т) и слабому его снижению с уменьшением магнезиального номера (М£м) они обнаруживают некоторое сходство с базальтами океанических плато и СОХ. Сходство геохимических параметров базальтов как с островодужными вулканитами, так и породами подводных плато и СОХ, может указывать (С.Д.Сондерс, Дж.Тарни, 1987) на формирование вулканитов в задуговых обстановках. "Островодужные" свойства в наибольшей степени проявляют лейкобазальты, андезибазальты и граувакки юго-восточной части Идарского ЗКП, а также толеиты Канского ЗКП.

Ассоциации кислых и основных метавулканитов.Канского ЗКП и особенно известково-щелочных метаандезит-дацитов его юго-восточного ареала, как уже отмечалось, по редкоэлементному спектру вполне сопоставимы с островодужными магматитами. Судя по повышенной величине Т/г, легких РЗЭ, пониженному (1мЛЪ)ц, результатам петролого-геохимического моделирования возможного субстрата кислой выплавки [65], формирование метариолитоидов должно было происходить за счет сиалического источника, близкого к среднему составу архейской "андзитовой" коры. Эти данные наряду с геохимическими параметрами ассоциирующих обогащенных П метатерригенных пород свидетельствуют о принадлежности супракрустальных отложений к энсиалическому типу зеленокаменных поясов.

Модельная схема формирования их структурно-вещественных ансамблей может быть предложена в следующем виде. Заложение вулканических поясов происходило в энсиалическом бассейне на деструктивной окраине континентальной плиты. Коматиит-базальтовый магматизм проявился вдоль зоны спрединга в задуговом мелководном бассейне на фоне формирования горизонтов карбонатных и мелкообломочных пород. Со временем он сменился лейкобазапьт-андезибазальтовым вулканизмом, сопровождавшимся интенсивным терригенным осадконакоплением, в том числе

и ториеносных граувакк, образованных за счет высокорадиоактивного сиалического вещества ближайшего континентального массива. Кислый известково-щелочной андезит-дацитовый вулканизм был локализован в активной части островной дуги с

Рнс.9. Мультнэлементные спектры амфиболитов (метабазальтов).

Для сравнения показаны спектры толеитовых базальтов островных дуг (1АВ) н известко-во-щелочных базальтов активных континентальных окраин (САВМ) по (К.СопШе, 1989).

сиалической корой в ее основании, явившейся источником кислой магмы. С подъемом, эрозией и продолжавшейся деятельностью вулканической дуги, а также денудацией высоко поднятого континента было связано накопление терригенного, в том числе геохимически дифференцированного материала задугового бассейна. Острово-дужным геодинамическим режимом обусловлено и формирование плагиогранитоидов существенно троцдьемитового состава. Но образование кислых выплавок происходило за счет более глубинного метабазитового источника, при более высоких Р-Т параметрах.

Зеленокамснные (вулканические) пояса энсиматнческого типа.

Выделены они в СЗ Присаянье. В разрезе стратифицированных толщ здесь превалируют метавулканогенные образования базитового состава, среди которых распространены весьма примитивные, изначально обедненные РАЭ и легкими РЗЭ первичнокоровые кислые метавулканиты и плагиогранитоиды. Эти породные комплексы представлены в основном ювенильным материалом. Особенности их формирования отражают главные механизмы латерального наращивания континентальной коры в раннем протерозое.

пределах глыбы выделено [56,66] два структурно-вещественных комплекса (СВК): 1) тоналит-троцдьемит-плагиогнейсовый, включающий преимущественно плагиогнейсы и плагиогранитоиды Арзыбейского купола; 2) амфиболит-гнейсовый, расчлененный на три толщи (снизу): амфиболитовую, биотитовщх гнейсов и биотит-амфиболовых гнейсов. Взаимоотношения между СВК тектонические. Метаморфизм пород отвечает преимущенехвенно амфиболитовой фации. Метаморфические толщи прорваны интрузиями метагабброидов (Аргыджекский массив) и более поздних

(верхнерифейских) гранитоидов (Широкологский массив), перекрытыми верхнери-фейско-вендскими отложениями.

Плагиогнейсы и плагиогранитоиды Арзыбейского купола по петрохимическо-му составу соответствуют тоналитам и трондьемитам повышенной (А1гОз>15 %) глиноземистости. Для них характерны резкая обедненность редкими литофильными элементами (в г/т): Rb (8-24), Th (0,3-1,3), U (0,1-0,2), РЗЭ (La=6-7,5; Sm=0,75-1,4; Yb=0,25-0,5), Ta (0,14), повышенные содержания Cr (до 75) и аномально высокое Sr (500-1800). Спектры РЗЭ аналогичны таковым высокоглиноземистых тоналитов и трокдьемитов из других ГЗП (J.G.ApT, 1983; К.Конди, 1983): типично высокое (9-11) (Се/УЬ)к, а для плагиогнейсов - отчетливый европиевый максимум (Eu/Eu* -до 2,7). По редкоэлементному составу гнейсы и гранитоиды сопоставимы с гранитами М-типа юных океанических островных дуг (K.Condie, 1989). Они обладают низкими первичными отношениями изотопов Sr (87Sr/86Sr = 0,7026). Плагиогнейсы и гранитоиды содержат реликтовые включения амфиболитов с петрогеохимическими свойствами толеитов TH 1 ЗКП. Их редкоэлементные спектры обнаруживают обога-щенность крупноионными литофильными элементами, отчетливое обеднение Та относительно NMORB и являются типичными для островодужных толеитов. Следовательно, данный комплекс представлен по существу бимодальной ассоциацией исходных пород - тоналитов-трондьемитов и толеитовых базальтов. Средние оценки РАЭ для пород комплекса (U-0,2 г/т; Th-1,0 г/т; К-0,9 %; п=32) по U и Th не достигают средней их распространенности в континентальном базальте. Тона-литы такого "примитивного" состава могли образоваться путем плавления метаба-зальтовой коры с содержанием РЗЭ не более пяти хондритовых уровней, что близко к базальтовым коматиитам ЗКП. По всем признакам эти метамагматиты (плагиогнейсы и гранитоиды) - продукты первичных корообразующих процессов сиалического вещества.

Две нижние толщи стратифицированного комплекса, представленные амфиболитами и биотитовыми гнейсами, по петрохимическому составу образуют непрерывную ассоциацию, сопоставимую с вулканитами ряда базальт-андезит-дацит из-вестково-щелочной серии. Амфиболиты имеют базальт-лейкобазальт-андезиба-зальтовый состав нормальной щелочности и повышенной глиноземистости, характеризуются слабонаклонным спектром РЗЭ - типа толеитов ТН2, относительно которых обеднены Cr, Ni, Со и обогащены Ва и Sr. Мультиэлементные спектры базальтов, нормированные по NMORB, близки известково-щелочным базальтам островных дуг (K.Condie, 1989) (рис.9). Амфиболовые и биотит-амфиболовые плагиогнейсы по химизму соответствуют андезитам K-Na ряда. Характер спектров РЗЭ сопоставим с андезитами А1 ЗКП, а по уровню содержания других микроэлементов гнейсы приближаются к средним значениям для современных известково-щелочных андезитов (К.Конди, 1983). Содержание радиоэлементов в амфиболитах (U-0,2r/T; Th-0,5r/T) соответствует базальтоидам островных дуг, а в амфиболовых плагиогнейсах (U-0,7 г/т; Th-2,6 г/т) - низкокалиевым андезитам. Биотитовые гнейсы по петрогеохимиче-ским параметрам сопоставимы je вулканитами ряда плагиодацит - низкощелочной плагиориодацит. От плагиогнейсов первого СВК их отличает повышенное содержание (в г/т) Rb (45-60), U (0,4-1,4), Th (3,2-8,1), Та (0,45), РЗЭ (La - 16-24; Sm -4,2-5,3; Yb - 2,4-3,9), пониженное Са, Na и Sr (180-240). Их Rb/Sr (0,32) близко к среднему для верхней коры в отличие от такового в плагиогнейсах (0,05). Спектры РЗЭ занимают промежуточное положение между дацитами типов F I и F II ЗКП. В

целом метабазалып-андезит-дацитовая ассоциация вулканитов известково-щелочной серии несет петрогеохимические черты островодужных образований с характерной обедненностью Та, Nb и обогащенностыо ЛЬ, Ва, ТН относительно ИМСЖВ.

Разрез амфиболитогнейсового комплекса завершается биотит-амфиболовыми гнейсами с прослоями мраморов и кальцифиров. Гнейсы по петрогеохимическим признакам не имеют аналогов среди магматических пород. В отличие от кислых вулканитов в них повышено содержание РегОз (4,5-7 %) и (2,8-4,4%) и соответственно Сг (44-220 г/т) и № (9-46 г/т). По петрохимическим признакам, характеру распределения РЗЭ эти гнейсы сопоставимы с породами первого СВК и граувакками океанических островных дуг [66].

Следовательно, амфиболит-гнейсовый стратифицированный комплекс включает известково-щелочную метабазалып -андезит- дацитовую и метаграувакковую ассоциации. Его разрез сопоставим с отложениями ЗКП известково-щелочного типа (по К.Конди, 1983). Редкоэлементный состав кислых метавулканитов и метао-садков, особенно содержания крупноионных литофильных элементов (ИЬ, и, ТЪ, РЗЭ), свидетельствуют об их низкой геохимической дифференцированное™, не достигающей таковой среднего богатого Са гранита (рис.7). Средняя величина примеси РАЭ в метабазальт-авдезит-дацитовой и метаграувакковой ассоциациях (и - 0,5 и 0,4 г/т; ТЬ - 4,5 и 2,2 г/т; К - 1,6 и1,3%) ниже их распространенности в андезитах континентальной коры.

Среднее содержание РАЭ в амфиболит-гнейсовом комплексе (11-0,4 г/т; 77)-2,6 г/т; К-1,4 %, п=70) примерно соответствует принятым оценкам в "базальтовом" слое коры, что свидетельствует о его весьма низкой геохимической дифференцированное/пи и принадлежности к фелшческому типу.

. По петрогеохимическим характеристикам островодужные толеиты первого комплекса и особенно тоналит-трондьемитовые гранитоиды М-типа , выделяющиеся крайней обедненностью ТЬ, Та, Ш и РЗЭ, соответствуют образованиям юной океанической (энсиматической) дуги, а известково-щелочные вулканиты второго комплекса - более зрелой, эволюционировавшей дуги. По всем этим признакам вулканогенные образования данной ГЗП, сформированные на базальтовой (океанической) коре, отнесены к энашатическому типу.

Близкие по составу амфиболитошейсовые комплексы и гранитоиды вьщелены (М.Ю.Румянцев, А.Д.Ножкин, О.М.Туркина, 1996) в Шумихинском блоке на СЗ Капской глыбы. Данный блок имеет тектонические границы с энсиалическими ЗКП и маркируется отчетливой положительной гравитационной аномалией. По геолого-петрогеохимическим признакам это существенно метамагматические образования, представленные двумя СВК.

Первый из них образован амфиболитами и подчиненными им плагиогнейсами, содержащими пластовые и секущие тела гнейсогранитов. Амфиболиты по составу соответствуют низкоглиноземистым высокотитанистым (ТЮ2=1,6-2,6 %) толеитовым базальтам с плоским распределением РЗЭ. Геохимические характеристики их промежуточные между базальтами КМОЯВ и низкокалиевыми толеитами островных дуг. На мультиэлемеигных диаграммах видна обогащенность метабазитов крупноионными литофилами относительно элементов с высокозаряженными ионами, содержание которых близко или в 1,5-2 раза выше №Л(ЖВ. Это относится и к РАЭ, концентрация которых, а также РЗЭ коррелирует с "П и Р и изменяется в пределах; и=0,2-0,3

г/т; ТЬ=0,3-0,5 г/т; К=0,4-0,6%. По этим признакам они близки образованиям спре-динговых обстановок. Плагиогнейсы и гранитоиды имеют низкоглиноземистый (АЬОз=11-13 %) плагиогранитовый состав, отличаются повышенной железистостью (ЕРегОз=6-8 %) и известковистостью, высоким (4-6) РеОД^О, что характерно для пород толеитовой серии. Содержания и (0,3 г/т), ТЪ (0,6 г/т), К (0,3-0,6 %), а также ЯЬ, Ва, Бг, РЗЭ, N1), У, & в них сопоставимы с ассоциирующими толеитовыми ме-табазитами. В слабо дифференцированном спектре РЗЭ наблюдается обогащение тяжелыми лантаноидами относительно легких, (Ьа/УЬ)^=0,5-0,9. Все эти признаки присущи океаническим плагиогранитам (Р.Г.Колман, М.М.Донато, 1983). Мульти-элементный спектр этих пород сопоставим с М-гранитами. На диаграмме ЯЬ-(У+№>) (.Г.А.Реагсе е1. а1., 1984) их составы располагаются в поле океанических гранитоидов.

Второй комплекс, имеющий тектонические границы с первым, представлен толщей амфиболовых и биотитовых плагиогнейсов и амфиболитов, включающей синтектонический массив гнейсогранитов тоналитового состава. Химический состав плагиогнейсов соответствует известково-щелочным повышенноглиноземистым (АЬОз=15-17 %) андезитам и дацитам К-^та серии. В сравнении с кислыми породами толеитового типа первой ассоциации, они обогащены щелочными (К=1,7-1,9 %; ЯЬ=25-35 г/т) и щелочно-земельными (Ва-650-720 г/т; 8г=330-450 г/т) элементами, а также ТЬ (3-4 г/т), легкими РЗЭ, (ЬаУУЬ)м = 3-5.3, относительно тяжелых. На муль-тиэлементной диаграмме отчетливо проявлен Та-Ь'Ь минимум относительно ТЬ и Се ("субдукционная компонента") и видно обеднение Эш, УЬ и У относительно №ЛОЯВ. Ассоциирующие с плагиошейсами амфиболиты лейкобазальт-андезибазальтового глиноземистого состава имеют мультиэлементные спектры, аналогичные известково-щелочным островодужным базальтам. Тоналиты Шумихинского массива по составу аналогичны плагиогнейсам, но с повышенным (9-10) (Ьа/УЬ)к. По уровню накопления микроэлементов (в г/т) - и (0,47), ТЪ (1,7), ЯЬ (2), Ва (340), Ьа (12), Се (30), Та (0,27), 7л (82), они наиболее близки к М-гранитам, но обладают повышенным содержанием Ва (340) и Бг (480) и высоким (Ьа/УЬ)». Формирование их, очевидно, связано с примитивными океаническими дугами, о чем свидетельствует и положение составов в поле островодужных гранитов.

Итак, метамагматиты Шумихинского блока представлены двумя ассоциациями: бимодальной толеитовой - базальт-плагиогранитовой и известково-щелочной базалып-андезит-дацитовой с интрузивными тоналитами.

Среднее содержание РАЭ в плагиогнейсах и гранитоидах этих ассоциаций (И =0,3г/т; Пг=1.7г/т; К=0.8%; п=60) ниже таковых в "базальтовом" слое коры, что свидетельствует о весьма низкой дифференцированности ювенильного сиали-ческого вещества.

Составы кислых магматитов указывают на невозможность выплавления этих магм из сиалического субстрата. Об этом свидетельствуют и выполненные оценки состава источников и РТ-условий формирования кислых пород (М.Ю.Румянцев, 1997), а также результаты многочисленных экспериментальных работ (Я.Р.Яарр, Е.ВЛУа1зоп, 1995 и др.). Происхождение таких магм связывают с дифференциацией базальтовых (андезит-базальтовых) расплавов или дегидратационным плавлением метабазитового вещества (тоналит-трондьемитовые серии) при высоких Р и Т. Поэтому кислые метамагматиты Шумихинского блока, также как и Арзыбейской глыбы, можно считать первичнокоровыми сиалическими образованиями.

По петрогеохимическим параметрам названные ассоциации аналогичны су-прасубдукционным комплексам (А.Д.Сандерс, Дж.Тарни, 1987), сформированным в обстановке типа океаническая островная дуга - задуговая зона спрединга. А это предполагает ювенильную природу Шумихинского блока0(террейна).

Приведенный материал показывает, что амфиболитогнейсовые и плагиограни-тоидные комплексы Арзыбейской глыбы и Шумихинского блока весьма близки. Состав магматических ассоциаций вполне соответствует вулканогенным образованиям энсиматических островных дуг.

Формирование их происходило в раннем протерозое в интервале от 2 до 1,6 млрдлет назад, о чем свидетельствуют 11-РЬ и РЬ-РЬ изотопные исследования цирконов из пегматиодных гранитов Шумихинского блока и тоналитов Арзыбейского массива. Породы испытали последующее интенсивное тектоно-термальное воздействие около 0,80 и 0,7-0,65 млрдлет назад в связи с аккреционно-коллизионными процессами, обусловленными спецификой развития земной коры континентальных окраин. Эти рубежи намечены по результатам ИЪ-Зг, 11-РЬ и РЬ-РЬ изотопно-геохронологического изучения пород и минералов [49](неопубликованные данные автора и коллег).

Подобные слабо геохимически дифференцированные кристаллические комплексы распространены и в основании Дербинского блока, что устанавливается по редкоэлементному составу метатерригенных гнейсов нижней части разреза и грани-тоидов, интрудирующих карбонатный чехол (О.М.Туркина, А.Д.Ножкин, 1994). Метатерригенные гнейсы по петрогеохимическим параметрам отвечают грауваккам островных дуг и сопоставимы с гнейсами андезит-дацитового и грауваккового состава Арзыбейской глыбы. Гранитоиды дербинского комплекса, представленные трон-дьемитами и гранитами, близки низкокалиевым I гранитам. Они имеют высокие (917) (Ьа/УЬ)м, обогащены Бг (400-1000 г/т) и обеднены ТЬ (4-6 г/т), Шз, легкими лантаноидами. Геохимические их характеристики унаследованы от тоналит-трондьемитового субстрата, аналогичного плагиогнейсам Арзыбейской глыбы, и отражают состав источника кислой магмы, а не геодинамические условия их образования (О.М.Туркина, 1997). Очевидно, с отмиранием островных дуг в Арзыбейско-Дербинском сегменте новообразованной ювенильной коры установился режим пассивной континентальной окраины, чему соответствует образование дербинского метатерригенно-карбонатного комплекса, фрагменты которого нами отмечены и в верхах метаграувакковой с горизонтом карбонатных пород толщи Арзыбейской глыбы [56].

***

В целом выявляется отчетливая вещественная и прежде всего геохимическая гетерогенность Конского и Арзыбейского (Арзыбейско-Дербинского) блоков, которая проявлена как на уровне верхнекоровых отложений ЗКП, так и их кристаллического основания • сиалического и фемического. Эти блоки являются фрагментами ГЗП с вулканическими поясами энсиалического и энсиматического типов и характеризуют разную степень зрелости литосферного профиля, тренд снижения которой направлен от Сибирского кратона к обрамляющим структурам. Данный тренд отражает разные и, очевидно, независимые условия формирования этих сегментов коры, амальгамация и причленение которых к Сибирскому кратону произошли в результате последующих аккреционных процессов, обусловивших дальнейшее латеральное наращивание континентальной коры краевых зон континента.

Намечается явная аналогия предполагаемых ювенильных коровых террейнов ЮЗ Сибирского кратона и раннепротерозойских аккреционных орогенов Лаврентии и Балтии (О.М.Туркина, А.Д.Ножкин, 1997).

3. В составе рагшепротерозойского Ангарского складчатого пояса, маркирующего активную окраину архейского протоконтинента, наряду с метао-садочнылш, распространены метаосадочно-вулканогенные комплексы, обогащенные радиоактивными и редкоземельными элементами. Метавулканиты толеитовых, субщелочных и известково-щелочных ассоциаций по геохимическим параметрам подобны вулканическим сериям андийского типа. Они сопровождаются крупными линейно вытянутыми плутонами преимущественно калиевых высокорадиоактивных гранитоидов, интрудировавших около 2-1.8 млрд. лет назад.

В основе этого защищаемого положения - результаты исследования раннепротерозойских комплексов Енисейского кряжа и Северо-Западного Присаянья. Среди . них выделяются существенно метаосадочные и метаосадочно-вулканогенные комплексы, а также метавулканогенные, возрастное положение которых уточняется. Неотъемлемой частью складчатого пояса являются гранитоиды, сопровождавшие развитие вулканических поясов и структур коллизионного орогена.

Метаосадочные комплексы

Енисейский кряж. В заангарской части кряжа к раннему протерозою относятся существенно метаосадочные образования гаревской (абалаковской) и тейской серий, развитые в сводовых частях Приенисейского и Центрального поднятий - сиа-лических блоков ранней консолидации.

Метаморфические толщи гаревской серии общей мощностью более 2 км обнажаются в изолированных горстовых выступах Приенисейского поднятия. Представлены они мигматизированными биотитовыми гнейсами, гранат-биотитовыми (±Ст±Сил), двуслюдяными, биотит-амфиболовыми кристаллосланцами, в подчиненном количестве - мраморами, кварцитами с линзами гравелитов,пластовыми телами амфиболитов (метабазитов).

Химический состав преобладающих биотитовых гнейсов и слюдяных глиноземистых (АЬОз=15,5-19,5 %) кристаллосланцев (по 26 анализам), согласно петрохи-мической классификации (А.Н.Неелов, 1980), соответствует №-К пелитам-алевропелитам, реже (20 %) - алевролитам. Распределение РЗЭ в них такое же, как и в среднем постархейском глинистом сланце (РААв; С.Р..Тейлор, С.М.Мак-Леннан, 1988), однако содержание лантаноидов (Ьа - 68; У - 3,9 г/т) и ТЬ (16-19 г/т) в исследованных метапелитах выше, а Ц, Бг, Сг, №, Со, V и Си немного ниже. По концентрации и (2,7-3,1 г/т), К (3,5-3,6 %), Шэ, Се, Ва, 2п они не различаются. В плагио-мигматизированных гнейсах содержание РАЭ (и-2,5 г/т; ТЬ-12,7 г/т; К-3,1 %) понижено, что обусловлено выносом и и ТЬ из зон ультраметаморфизма (А.Д.Ножкин и др., 1975). Биотит-амфиболовые (+Пл±Кв±Кар) кристаплосланцы, ассоциирующие с мраморами, образованы по карбонатно-силикатным породам. Они обогащены Mg, Са, Эг, обеднены всеми РАЭ (и-1,5 г/т; ТЬ-5,6 г/т; К-0,7 %). Содер-

жание U, Th и К отчетливо возрастает от мраморов и кварцитов к карбонатно-силикатным породам и слюдистым сланцам (метапелитам) и далее к гранатсодержа-щим (±Ст±Сил) глиноземистым их разностям, что соответствует упорядоченному распределению РАЭ в осадках [1]. Средняя концентрация РАЗ в метапелитах га-ревской серии (U=2,9 г/т; Th=17,6 г/т; К=3,5 % ; п=92) близка таковой в аналогичных породах рассматриваемой ниже енисейской серии, что свидетельствует о сходных условиях седиментации. Источником терригенного материала для них служили блоки зрелой сиалической коры гранитогнейсового состава архейского кратона, изначально обогащенной РАЭ.

Амфиболиты по составу отвечают высокотитанистым (Ti02-1,7 %) толеито-вым базальтам и пихробазальтам, характеризующимся повышенной примесью Th(l,5-2 г/т) и слабо дифференцированным спектром РЗЭ, (La/Yb)N=2-2,7. По петрогеохи-мическим параметрам они близки базальтам континентальных рифтовых зон (О.А.Богатиков и др., 1987), отличаясь пониженным содержанием Sr (140-200 г/т). Такие зоны могли контролировать развитие эпиконтинентального осадочного бассейна, так как с ними связано утонение и прогибание земной коры.

Средние взвешенные содержания РАЭ в породах комплекса ([/=2,6 г/т; Th=14,5 г/т; К=3,1 %), превышающие по Th и К средние значения, принятые для "гранитного" слоя земной коры, свидетельствуют о высокой геохимической диффе-ренцированности этих образований. Повышенное (6,1) Th/U унаследовано от области сноса терригенного материала.

Раннепротерозойский возраст гаревской серии обосновывается тем, что она вмещает раннепротерозойские мигматит-граниты таракского типа с U-Pb и Pb-Pb-изотопным возрастом циркона около 2 млрд. лет и более поздние интрузивные калиевые лейкограниты Гаревского массива с U-Pb-изотопным возрастом циркона -1,80-1,75 млрдлет (М.И.Волобуев и др., 1973), а также радиогеохимической близостью метапелитов гаревской и нижней толщи енисейской (U=2,6 г/т; Th=17,6 г/т; К=2,9 %; п=146; первая толща) серий. Нижнепротерозойский возраст последней установлен U-Pb цирконометрией [58]. Это подтверждается и сходным характером метаморфизма и дислокаций. Исходные отложения метаморфизованы преимущественно в амфиболитовой фации.

Тейская серия (комплекс) развита в Центральном и на северо-западе Прие-нисейского поднятий и включает (снизу) свиты хр. Карпинского и пенченгинскую. Контакты с гаревскими толщами тектонические или не обнажены.

Свита хр.Карпинского на севере Центрального поднятия (p.p. Тея-Чапа) сложена высокоглиноземистыми гранат-биотит-силлиманит-кварцевыми (±Ст±Анд±Пл± Му±Дист) кристаллосланцами с прослоями гранат-биотит-кварцевых, изредка кварцитов; в низах разреза кварц-слюдяные сланцы чередуются с биотит-амфиболовыми и углеродистыми, а в верхах - с параамфиболитами и капьцифирами. На северо-западе (р. Вороговка) в разрезе свиты преобладают ритмичнослоистые кварцево-слюдяные глиноземистые сланцы, слюдистые кварцитосланцы и кварциты. Видимая мощность свиты 1,5 км. Пенченгинская свита представлена мраморами, параамфиболитами, амфибол-слюдисто-карбонатными, кварцево-слюдистыми и глиноземистыми сланцами. В верхней половине разреза наблюдаются углеродистые филлиты с прослоями мраморизованных известняков и доломитов, изредка карбонатные валунно-галечниковые конгломераты. Карбонатные и углеродистые метаосадки преобладают

на востоке Центрального поднятия, на западе - до 50-60 % разреза сложена метапе-литами. Мощность свиты до 2 км. В разрезе комплекса, в Приенисейском поднятии, наблюдаются стратифицированные маломощные тела высокотитанистых амфиболитов (метабазитов). В Центральном поднятии распространены дайки, межпластовые тела роговообманковых метагаббро-диабазов и метабазальтов (индыглинский комплекс), относящихся к габбро-долеритовой формации [5].

Региональный метаморфизм отложений серии зонально изменяется от амфи-болитовой до эпидот-амфиболитовой фаций и зеленосланцевой хлорит-биотитовой субфации [5]. Он осложнен локальным дислокационным метаморфизмом дистен-силлиманитового типа (П.С.Козлов, 1994) и контактовыми изменениями вокруг гра-нитоидных интрузий.

Химический состав высокоглиноземистых (А12Оз=19-33 %) кристаллосланцев нижней свиты (по 30 анализам), судя по глиноземистому модулю (А1203/5Ю2=0,4-0,7) и соотношению щелочей (К20/К20+№20=0,7-0,9), соответствует высококалиевым пелитовым аргиллитам и сиаллитам - продуктам глубокого химического выветривания на пенеплене. Такие сильно дифференцированные отложения характерны для стабильных (субплатформенных) континентальных папеоструктур. Они отличаются высоким содержанием ТЬ(22 г/т) и К(3,1 %), умеренным 11(3,5 г/т) и повышенным (6,4) ТЬ/и. Аналогичные породы (А1203=24 %) верхней свиты с примесью углеродистого вещества, наряду с РАЭ (11-4,1 г/т; ТЬ-24,1 г/т; К-3,6 %; ТЪ/и=6,4), обогащены 1л, V, Хп. Ассоциирующие с ними кварц-слюдяные сланцы и кварцито-сланцы по петрохимическому составу отвечают №-К и К-ым алевропелитовым аргиллитам и алевролитам. Концентрация РАЭ, особенно ТЬ, коррелирует с глиноземом , и - с примесью углеродистого вещества, снижаясь от кварцево-слюдяных сланцев к кварцито-сланцам и кварцитам, соответственно: 4-4,5; 1,9 и 0,8 г/т; ТЬ-14,5; 8,5 и 1,5 г/т; К-3,3; 1,7 и 0,5 %; в том же направлении падает содержание 1л, ЯЬ, Бг, Со, V, 2.П и Си. Средние содержания РАЭ в метапелитах нижней свиты (II-

з,4 г/т; ТЬ-18,1 г/т; К-3,25 %\ п=216) заметно выше таковых в аналогичных породах верхней (11-3,2 г/т; ТЬ-15,4 г/т; К-2,8 %; п=166). В целом метапелиты тейской серии в сравнении со средним постархейским сланцем - РААЭ обогащены ТЬ и РЗЭ (Ьа=40-78 г/т; УЬ=2,9-3,3 г/т), имеют близкие концентрации Т1, Бе, Mg, К, ЯЬ, Ва,

и, Ш и 7л\, но пониженные - Са, Б г, Сг, №, Со, V и Си. Кроме того, они отличаются повышенными ТЬ/и (5,5) и Ьа/ТЬ (3,2), более проявленным Еи-минимумом (Еи/Еи =0,5-0,6). Все это признаки высокой степени геохимической дифференцированное™ как терригенных пород, так и их сиалического гранитогнейсового источника. Мраморы, кальцифиры и амфибол-слюдисто-карбонатные сланцы - продукты метаморфизма карбонатных и глинисто-карбонатных осадков. Содержания РАЭ, Ы, ЯЬ, Се, Ва, №, V и Хп в них коррелируют с терригенной примесью, ураном наиболее обогащены (4-6 г/т) углеродистые разности.

Химизм высокозрелых терригенных и карбонатных пород, а также их текстурные признаки свидетельствуют о том, что осадконакопление в тенское время осуществлялось в мелководном »эпиконтинентальном бассейне в слабовыраженных рифтовых депрессиях, о чем свидетельствует и состав продуктов изверженного вещества.

Метабазиты Приенисейского поднятия высокотитанистые (ТЮ2=2,1-4 %) и высокожелезистые (ЕРеО=14,5-19 %), с повышенным содержанием Рг05(0,2-0,5 %),

РАЭ (и-0,9 г/т; ТЬ-2,6 г/т; К-0,7 %), Юз, Бс, V и РЗЭ (Ьа=12-15 г/т; УЬ-5-7 г/т), характеризующихся слабо дифференцированным распределением - (Ьа/УЬ^=1,4-1,7. Состав их соответствует толеитовым базальтам и реже пикробазальтам континентальных рифтов. Совершенно иного типа метабазиты габбро-долеритовой ассоциации. Это умеренно низкотитанистые (ТЮ2=1,3-1,"5 %) толеитовые базальты и габбро-долериты с пониженным содержанием Бе (ЕРеО=12%), Р (Р2О5-0,15-0,20%), РАЭ(и-0,4 г/т; ТЫ),85 г/т; К-0,24%), РЗЭ(Ьа-6-8 г/т; УЬ-2-3 г/т) и (Ьа/УЬ)м=1,7-2,2. По особенностям распространения и петрогеохимическим признакам (концентрации других РЭ) - (ЛЬ, Ва, Бг, Та, Ш", Со, Бс, Zn) они близки траппам древних платформ (Б.В.Олейников, 1979; А.И.Альмухамедов, В.В.Золотухин, 1991). Состав их укладывается и в пределы, намеченные (О.А.Богатиков и др., 1987) для толеитов континентальных рифтов. Метабазиты габбро-долеритовой ассоциации развиты преимущественно среди отложений пенченгинской свиты, вместе с которыми подвержены складчатости и метаморфизму. Следовательно, состав проявлений базитового магматизма в значительной мере свидетельствует об эпиконтинентальной рифтовой природе нижнепротерозойского осадочного бассейна.

По радиогеохимическим признакам метапелиты тейской серии (11-3,1 г/т; Тк-16,9 г/т; К-3,1 %; п=382) соответствуют минеральному веществу высокой геохимической дифференцированное/пи. Карбонатно-терригенный комплекс в целом, включая и базиты, по средневзвешенной концентрации К(1,9 %) отвечает среднему составу континентальной коры, а по 17(2,2 г/т) и ТН(10 г/т) близок средним оценкам, принятым для ее гранитного слоя.

Формирование отложений тейской серии происходило, очевидно, на рубеже раннего и позднего протерозоя. Они с несогласием, местами с конгломератами в основании, перекрываются ранне-среднерифейскими метаосадками сухопитской серии. Для слюдистых метапелитов из разных участков пенченгинской свиты К-Аг-методом получены оценки возраста 1650-1680 млн. лет (М.И.Волобуев и до., 1976), фиксирующие одну из последних раннепротерозойских эпох проявления тектоно-термальной активности.

Северо-Западное Присаянье. Нижнепротерозойские толщи аналогичного типа распространены на С-3 Присаянского выступа, где слагают ряд грабенов (Неройский, Туманшетский и др.) - фрагментов некогда единого прогиба. Эти толщи объединяются в неройскую серию (комплекс) (Т.Ф.Галимова, П.А.Бормоткина, 1983; А.И.Сезько, 1982).

Неройский комплекс - карбонатно-кварцито-сланцевый, залегает на архейском мигматит-гранулит-гнейсовом основании Бирюсинской глыбы. Метаморфизм его зональный (А.И.Сезько, 1990), соответствует зеленосланцевой, ставролитовой и биотит-мусковитовой фациям (по С.П.Кориковскому, 1979). Комплекс отличается насыщенностью (от 40 до 60 %) глиноземистыми породами (метапелитами) с гранатом, ставролитом, дистеном, перемежаемостью их со слюдисто-кварцевыми сланцами (метаалевролитами) и подчиненными им пластами кварцитов, кальцитовых и доломитовых мраморов, амфиболитов (метабазитов), развитием в верхней половине разреза хлоритоидных, карбонатно-углеродистых филлитов. В составе комплекса выделяется две свиты (снизу): алхадырская (мощность около 3 км) и туманшетская (до 4 км). Последняя развита только в Туманшетском грабене и содержит в низах разреза горизонты аркозовых метапесчаников и железистых кварцитов, а в верхах - пачки углеродистых филлитов.

Геохимические исследования свидетельствуют о высокой дифференцированное™ метаосадочных пород. Среди метапелитов преобладают высокоглиноземистые (А1гОз=20-24 %) разности, обогащенные РАЭ, содержание которых, особенно К и Th, возрастает вверх по разрезу: U=3,2 г/т; Th=14,5 г/т; К=2,7 %; (п=82) - в алха-дырской и U=3,2 г/т; Th=15,6 г/т; К-3,32; (п=155) - туманшетской свитах. В верхней свите распространены высококалиевые, а в нижней наряду с ними и Na-K метапели-ты. По концентрации РАЭ, а также Rb, Ва туманшетские сланцы соответствуют среднему составу PAAS, но по отношению к ним метапелиты всего разреза обогащены РЗЭ (La=48 г/т; Еи=1,6 г/т; Yb-4,4 г/т; (La/Yb)N=7,7) и особенно тяжелыми землями, а также Sc(20 т/т), Hf(7 г/т) и обеднены Ni, Со, V, Си и Sr. Как и в современных осадках, содержание РАЭ, следуя упорядоченному распределению, закономерно снижается от глиноземистых метапелитов к слюдисто-кварцевым метаалевропелитам, достигая минимума в кварцитах (U=0,9 г/т; Th=2,8 г/т; К=0,9 %; л=26). В терриген-но-карбонатных метаосадках концентрация РАЭ контролируется величиной терри-генной примеси, возрастая от мраморов к силикатно-карбонатным и далее карбонат-но-терригенным сланцам: соответственно - U от 0,3 до 1,2 и 2 г/т; ТЬ-от 0,3 до 3,5 и 9,7 г/т и К от 0,16 до 1,5 и 1,9 %; п=58. По средней распространенности PA3(U=3,2 г/т; Th=15,2 г/т; К=3,1 %; п=237) метапелиты неройского комплекса вполне сопоставимы с метапелитами гаревской и тейской серий, отличаясь пониженным содержанием Th.

Среди метаосадочных пород в разрезах рек Гутара, Тагул и Туманшет автором отмечен ряд пластовых тел амфиболитов (метабазитов) и ассоциирующих с ними ультрамафитов. По петрогеохимическим признакам они объединены в две ассоциации: метапикршп-пикробазальт-базальтовую и метабазалыповую. Для метамор-физованных клинопироксен-серпентиновых пикритов (MgO=32 и Ti0j=0,9%), пикробазальтов (MgO=13; ТЮг=0,9%) и магнезиальных базальтов (Mg0=8,5-10 и Ti02=l-1,2%), в сравнении с породами коматиитовой серии, характерно высокое (0,4-0,7) отношение КгО/ИагО и повышенная примесь Ti, V, Li, Sr, Hf, U, ТЬ,РЗЭ с обогащением легкими лантаноидами - (La/Yb)N=l,8-2,2. Единичные тела гранатовых амфиболитов метабазальтовой ассоциации носят петрогеохимические признаки NMORB. Они обеднены К (0,27%) и крупноионными литофилами (Rb, Sr, Ва, легкими P33(La/Yb)=0,5-0,6; Th=0,2-0,3 и U=0,1-0,2 г/т). Следовательно, и в данном случае развитие осадочного бассейна, сопровождавшееся растяжением, прогибанием континентальной коры, контролировалось зонами рифтогенеза с проявлениями пикробазальт-базальтового магматизма.

Оценивая степень сиаличности-зрелости неройского метаморфического комплекса, приходим к выводу, что по средней концентрации U(2,6 г/т) и Tli(ll,l г/т) он соответствует гранитному слою коры, а по содержанию К(2,3 %) на 20 % ниже, что в целом свидетельствует о достаточно высокой его геохимической дифференцированности. По составу и радиогеохимическим параметрам он близок и вполне сопоставим с нижнепротерозойскими метаосадочными комплексами Енисейского кряжа.

По результатам радиологического исследования цирконов метаморфических пород и ассоциирующих гранитоидов, Rb-Sr и K-Ar определений возраста минералов пегматитов и гранитов временные рубежи формирования алхадырейской свиты оцениваются в пределах 2300-2160, а туманшетской - 2100-1900 млнлет (В.В.Брынцев,

1994); последняя прорывается лейкогранитами Мальхонского массива с возрастом 1730 млнлет.

Метаосадочно-вулканогенные.комплексы

Енисейский кряж. К этому типу автор относит енисейский сланцево-гнейсовый комплекс, обнажающийся в Приенисейской зоне южной ангаро-канской части кряжа. Супракрустальные толщи комплекса (енисейской серии) по тектоническому нарушению граничат с гранулитами основания, местами (бассейн р.Посольной) несогласно с кварцитами в низах разреза перекрывают его. В составе комплекса автором выделяется три толщи: амфиболит-мрамор-парагнейсовая — вулканогенно-карбонатно-терригенная, амфиболит-ортогнейсовая — вулканогенная и парагнейсовая — терригенная.

Первая (нижняя) толща (1-1,6 км) сложена биотитовыми, гранат-биотитовыми (±Му±Сил) гнейсами, чередующимися с более редкими горизонтами амфиболитов (Пл+Ро±Гр) (метабазитов), биотит-амфиболовых сланцев, отдельными прослоями мраморов, капьцифиров и кварцитов. Она включает будинированные дайки ортоамфиболитов.

Состав гнейсов (по 45 анализам) отвечает натрий-калиевым пелитам (35 %) и алевропелитам (65 %). По содержания РЗЭ (Ьа - 35-43; Се - 75-93; УЬ - 2,7-2,9 г/т), Ва, 7л, Ш метапелиты не отличаются от среднего состава глинистого сланца РААБ, но в них ниже примесь Сг, №, V. Концентрация РАЭ превышает среднюю их распространенность в метапелитах (табл.2). Величина примеси всех РАЭ коррелирует с их глиноземистостыо, возрастая от метаалевролитов к метапелитам и глиноземистым их разностям. ТЬ/и в 1,5-2 раза выше нормы, что обусловлено пониженным (2,6 г/т) содержанием и. Все эти радиогеохимические свойства унаследованы от пород грану-лито-гнейсового основания. Карбонатные породы, в сравнении с гнейсами, содержат на порядок меньше РЗЭ, но имеют сходные спектры кривых. Им присущи низкие (0,8) ТЬ/и, а содержание ТЬ и К коррелирует с величиной силикатной примеси.

Стратифицированные и дайковые тела амфиболовых кристаллосланцев и ортоамфиболитов по химическому составу отвечают низкоглиноземистым толеитовым базальтам. С повышенной железистостью согласуется величина примеси V и Эс. По характеру распределения РЗЭ, (Ьа/УЬ^=0,4-0,6 (рис.10), уровню содержания Бг, У, 7л, Со, V они сходны с толеитовыми базальтами NN10ИВ, но отличаются повышенной примесью К, ЯЬ, Ва и более низкой - Сг и №. Стратифицированные и жильные тела имеют идентичный состав и обособляются в метабазальтовую ассоциацию.

Разрез второй толщи 1,5 км) представлен биотитовыми двуполевошпато-выми микрогнейсами с порфиробластами полевых шпатов и "глазками" кварца и гранатсодержащими их разностями, биотитовыми и биотит-амфиболовыми пла-гиогнейсами и кристаллосланцами, плагиоклазовыми амфиболитами и амфиболовыми кристаллосланцами, жильными телами ортоамфиболитов и кислых метапород.

Химический состав гнейсов соответствует натрий-калиевым дацитам и тра-хириодацитам, реже калий-натриевым дацитам, биотит-амфиболовых плагиогнейсов -андезитам и андезидацитам, биотит-амфиболовых кристаллосланцев - андезибазаль-там, а плагиоклазовых амфиболитов и амфиболовых кристаллосланцев - лейкоба-зальтам и базальтам. Анализ петрохимического и редкоэлементного состава, соот

Содержание и, ТЬ и К в породах енисейского метаморфического комплекса ____Таблица 2

Порода, толща п и, г/т ТЬ, г/т К, % ть/и

Гнейсы биотитовые(±Му±Гр) 56 2,9±0,2 20,7±1,9 3,1±0,3 7,5

Орто гнейсы

трахириодацитового, 7 4,0±0,4 61,0±4 5,2±0,3 17

дацитового, 20 3,1±0,5 28,8±2 3,5±0,2 9

андезитового составов 10 2,1±0,5 15,5±1,0 2,2±0,1 7

Амфиболиты высокотитанистые

трахиандезитового, 7 1,6±0,4 7,4±1,5 2,3±0,6 5

андезибазальт-базальтового составов 19 1,3±0,3 4,5±0,8 1,3±0,2 3,6

Амфиболиты

андезибазальтового, 21 0,7±0,1 4,1±0,3 0,8±0,1 6

базальтового составов 10 0,6±0,1 1,4±0,2 0,9±0,1 2,5

Первая толша

Гнейсы биотитовые (±Гр±Сил) 146 2,6±0,3 17,6±0,9 2,9±0,2 7

Плагиогнейсы биотит-амфиболовые 7 1,4+0,4 12,0±1,4 2,0+0,5 10

Кварциты 4 0,6 6,9 0,8 12

Мраморы 15 1,3±0,3 0,9±0,3 0,4±0,04 1

Кальцифиры 20 2,0±0,4 4,8±1,1 1,8±0,4 2,6

Амфиболиты базальтового состава 40 0,2+0,05 0,5+0,15 0,37±0,1 2,3

ношений разных компонентов на дискриминантных диаграммах, а также спектров РЗЭ позволяет среди метамагматитов выделить три ассоциации: метаандезит-дацит-трахириодацитовую, высокотитанистую метатрахиандезит-андезибазалът-базалыповую и известково-щелочную метабазалът-андезибазалыповую.

Для первой ассоциации характерны преобладание К над Ха при общей повышенной титанистости, железистости и известковистости, превышающих средние значения для богатых Са кислых магматитов, обогащенность легкими РЗЭ(Се=70-280г/т), ТЬ(16-60г/т), &( 140-460 г/т), Ш(5-17г/т), высокие (Ьа/УЬ)» и ТЬ/и, соответственно -15-48 (рис.10) и 7-17.Содержание ТЬ в кислых метавулканитах дацитового в 2, а трахириодацитового в 3-4 раза выше кларковых значений для аналогичных пород. Устанавливается явный дефицит и (2-4г/т) по отношению к ТЬ, обусловленный очевидно и гранулитовым (высокобарическим) источником кислой магмы, и последующим метаморфизмом. Развитие кислых вулканитов с повышенным содержанием РАЭ (и=3-4г/т; ТЬ=30-60г/т; К=3,5-5,2 %) (табл.2), отражающих радиогеохимические свойства источника исходного расплава, указывает на проявление коро-вого магматизма в раннепротерозойскую эпоху и на существование довольно мощной архейской коры в пределах Сибирского кратона, характеризующейся высокой сиа-личностью, зрелостью.

Второй высокотитанистойлссоциации среднего-основного состава, особенно в сравнении с третьей - известково-щелочной метабазальт-андезибазальтовой, присущи: повышенные содержания ТЦТЮ2=1,7-2,8 и 0,5-1,2%), Ре(1РеО=9-15 и 8,5-10%), Р(Р2С>5-0,3-0,5 и 0,06-0,2%), частично субщелочной уклон, более высокий уровень концентрации редких элементов с высокозаряженными ионами (№>, Та, Хт, Ш, ТЯ,

Рис. 10 Распределение РЗЭ в породах метавулканических ассоциаций (1 - первой, 2-4 - второй толщ) енисейского комплекса.

Рис. 11 Мульти-элементные спектры метабазальтов второй толщи енисейского комплекса.

Y), а также РАЭ (табл.2); в породах этой ассоциации более проявлен Eu-ый минимум и выше (La/Yb)N (5-10 и 4-7) (рис.Ю). Содержания РАЭ в обеих ассоциациях соответствуют средним значениям в андезитах и базальтах орогенных областей. Устанавливается устойчивый рост U, Th и К от базальтов к лейкобазальтам, андези-базальтам и андезитам. Это свидетельствует о том, что в условиях метаморфизма амфиболитовой фации в породах такого состава не происходило существенного перераспределения РАЭ, в том числе и U. Метабазитовые ассоциации второй толщи по всем петрогеохимическим параметрам отличаются от недифференцированной метабазальтовой - первой. На основании того, что в микрогнейсах дацитового состава встречаются ксенолиты метабазитов первой толщи можно заключить, что проявление толеит-базальтового вулканизма предшествовало магматизму кислого и андезит-базальтового типа.

Третья парагнейсовая толща (1,5 - 2 км) по латерали связана постепенными переходами с существенно вулканогенной. Она развита в более восточных разрезах ареала выходов енисейского комплекса, перекрывая гранулитогнейсовое основание. Толща сложена преимущественно биотитовыми и двуслюдяными гнейсами (Кв+Пл+Би±Му±Гр±Сил), содержащими прослои кварцитов и кварцитосланцев. Петрохимический состав гнейсов (по 30 анализам) соответствует Na-K-ым и К-ым алевролитам и песчаникам (52 %), алевропелитам (43 %) и пелитам (5 %). В сравнении с первой толщей, метаосадки более зрелые и геохимически дифференцированные, обогащены Ва, Zr, Hf, РЗЭ (La - 55-100; Се - 118-200г/т), РАЭ (U - 2,9; Th -20,7 г/т; К-3,1 %; п=56), но обладают такими же повышенными (Ьа/УЬ)к(10-13) и Th/U(7,6).

Реконструкция строения и состава толщ позволяет выделить три типа разрезов, сменяющих друг друга по латерали в направлении к краю кратона: терригенный, вулканогенный и вулканогенно-карбонатно-терригенный. Первый сложен субаэраль-ными и мелководными алевропесчанистыми осадками, второй - основными, средними и кислыми, в том числе и субщелочными вулканитами, третий - прибрежно-морскими глиноземистыми пелитами и подчиненными кальцит-доломитовыми осадками, а также основными вулканитами. Петрохимические типы и редкоэлементные характеристики породных ассоциаций существенно вулканогенного разреза вполне сопоставимы с магматическими образованиями активных континентальных окраин андийского типа. Об этом свидетельствует принадлежность их к магматическгш продуктам разных серий (толеитовой, известково-щелочной и субщелочной) и относительная обогащенность пород К (КгО/ЫагО от 0,4-0,6 до 1,2-2,6), редкими несовместимыми элементами и особенно Th, легкими РЗЭ, Rb, Ва, а также Zr и Hf. Кислые магматиты их явно унаследовали от корового источника высокой зрелости. Мулыпиэлементные спектры метабазитов удивительно близки известково-щелочным базальтам активных континентальных окраин фанерозоя (САВМ; К.Конди, 1989) (рис.11). На диаграмме Th-Hf/3-Ta (M.A.Wood, 1979) составы мета-базалыпов ложатся в поле толеитов активных континентальных окраин или энсиа-лических островных дуг. Области островодужных систем отвечают и составы метариолитоидов на диаграмме Rb-Hf-Ta (H.B.Harris et al, 1986).

Метабазиты первой толщи, ассоциирующие с более глубоководными карбо-натно-терригенными осадками, по некоторым петрогеохимическим параметрам сходны с толеитовыми базальтами NMORB, однако обогащенность их К, Rb, Ва и наличие Ta-Nb минимума на мультиэлементном спектре обуславливают их большую

близость к толеитам островных дуг (1АВ). По всем признакам эти толеиты, ассоциирующие с повышенноториеносными глиноземистыми осадками, с запада на восток (к протоконтиненту) сменялись известково-щелочными базальтоидами, затем средними -основными, кислыми и субщелочными высокотитанистыми магматитами и суба-эральными терригенными метаосадками. *

Следовательно, метаосадочно-вулканогенные образования енисейского комплекса по набору, составу, петрогеохимическим параметрам магматических ассоциаций и некоторым чертам геологического строения наиболее близки, по существу гомологичны фанерозойским комплексам активных континентальных окраин андийского типа.

Минеральные ассоциации енисейского комплекса (КВ+ПЛ28-32+БИ43-692,7" 4'5±ОрГ±Ро57-66 "'14±Гр70.90 ±Сил; Плз4-80+РО40-66П±Гр70-86 ±БИ38-572,''3,3±МП23-343,6) свидетельствуют о метаморфизме исходных пород в амфиболитовой фации. Гнейсы мигматизированы, насыщены жильными телами синтектонических гранитов. Мигма-тизация и гранитообразование приводят к изменению радиогеохимического фона пород комплекса. Лейкосома обеднена и(1г/т) и ТЪ(3,6г/т), напротив, синкинемати-ческие жильные гнейсограниты обогащены всеми РАЭ(и-5-6г/т; ТЬ-19-20г/т; К-4 %). Среднее взвешенное содержание РАЭ в породах комплекса: 1/-2,4г/т; ТЪ-14,2г/т; К-2,5 %. Развитие более поздних верхнепротерозойских гранитогнейсовых куполов, сопровождавшееся фельдшпатизацией толщ, происходит на фоне привноса всех РАЭ [35]. Устанавливается устойчивый рост II, ТЬ и К от калишпатизированных (порфиробластических) шейсов к гранитотейсам; средний уровень концентрации РАЭ в породах комплекса повышается: и-2,бг/т; ТЬ-15,7г/т; К-2,7 %. По радиогеохимическим признакам енисейский метаморфический комплекс вполне сопоставляется со средним составом гранитного слоя коры и относится к высоко геохимически дифференцированным.

Формирование пород комплекса происходило в нижнем протерозое, около 2,2-1,9 млрд.лет назад. Об этом свидетельствуют РЬ-РЬ-изотопные и 11-РЬ-изохронные датировки акцессорных цирконов, соответственно 2,2-1,9 и 1,88±0,02 млрд.лет [49,58].

Северо-Западное Присаянье. Породы нижнепротерозойского осадочно-вулканогенного комплекса, выделяемые в качестве сублукской серии, обнажены в Елашском грабене - фрагменте протяженного прогиба С-3 направления, перекрытого на значительной части верхнерифейскими отложениями. В изученном автором разрезе по р.Тагул нижняя часть комплекса (~4 км) представлена метапесчаниками и алевросланцами, сменяющимися метабазальтоидами эффузивной и субвулканической фаций. Вышележащие метапсаммиты и филлиты фациально замещаются эффузивами и туфами (~2 км) основного, среднего и кислого составов. Кислые метавулканиты (дациты-риолиты) в верхах разреза чередуются с горизонтами субщелочных пород -трахиандезитов и трахитов. В палеовулканической структуре закартированы экструзивные, эксплозивные и субвулканические образования жерловой, покровной и дай-ковой фаций кислого и среднего состава (В.В.Брынцев, 1994). Метаморфизм пород андалузит-силлиманитового типа соответствует зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациям.

Терригенные породы - аркозовые метапесчаники и филлитизированные сланцы обогащены РАЭ (11=3,1-4г/т; ТЪ=13-17г/т; К=2,4-3,5 %), а также ЯЬ и Ва, еввде-

тельствующими о развитии натрий-калиевых гранитовдов в близлежащих блоках сиапического основания, подвергшихся эрозии. Среди метавулканогенных образований по петрогеохимическим признакам автором выделяется четыре ассоциации: базальтовая, дацит-риолитовая, андезибазалып-андезитовая и субщелочная анде-зибазальт-трахиандезит-трахитовая. Базальтовая ассоциация толеитов натриевого ряда слабо дифференцирована от мелано- до лейкобазальтов, что проявляется в скоррелированных вариациях Ti(Ti02=l,l-2 %); Fe'(£FeO= 10,2-13,7 %), Р(Р205=0,15-0,25 %), Na(Na20=2,53-3,36%), ТЬ(0,9-1,7г/т), U(0,3-0,6r/r) и РЗЭ(Ьа=2,8-7,2г/т; УЬ=1,8-4,2г/т). На мультиэлементных спектрах видна обогащенность крупноионными элементами относительно NMORB и слабо выраженная субдукционная компонента. На дискриминантных диаграммах их составы попадают в поля субдукционно-связанных базальтов или задуговых центров спрединга. От повышеннотитанистых базальтов рифтовых зон их отличает плоский (хондритовый) спектр РЗЭ. Кислым вулканитам присущи: высокая железистость (f=60-90), повышенное (0,5-1,2) K/Na, умеренная обогащенность РАЭ(1ЬЗ,8г/т; ТЬ=1б,4г/т; К=3,4 %), Щ140-160г/т), Ва(770-900г/т) и РЭЭ(Ьа=30-45г/т; УЬ=5-5,5г/т; (La/Yb)N=4-5,5; Eu/Eu* =0,5) - в пределах величин, характеризующих состав коровых Na-K риолитоидов. Породы андезибазальт-аццезитовой ассоциации принадлежат к низкотитанистой K-Na серии, в которой содержание и(0,5-1,8г/т) и ТЬ(3-8г/т) коррелирует с кремнеземом и общей щелочностью, а в нормализованном по хондриту спектре РЗЭ преобладают легкие лантаноиды. В отличие от них субщелочные андезибазальты, трахиандезиты и трахиты относятся к высокоглиноземистому ряду пород с повышенной ролью К в составе щелочей (K/Na=0,6-1,3). Наряду со щелочными (Li,Rb,Cs) и РАЭ они обогащены высокозарядными элементами (Та, Nb, Ti) и легкими РЗЭ - (La/Yb)N=4-5.

Вполне очевидна близость состава и петрогеохимических параметров оса-дочно-вулканогенных комплексов Елашского грабена и Енисейского кряжа, что обусловлено сходством палеотектонических условий формирования в пределах вулканических зон окраинно-континентального пояса.

Юго-восточнее осадочно-вулканогенный комплекс вскрывается в Урикско-Инском грабене - протяженной (~200 км) структуре на продолжении погребенных толщ Елашского грабена. Нижнепротерозойский разрез Урикско-Ийского грабена относительно полный и является опорным для Присаянья. Стратифицированные толщи картировались под названием сублукской и калбазыкской серий. Результаты последних исследований (А.З.Коников, Л.В.Травин, 1986) позволяют автору в его составе выделить три комплекса, отделенных несогласиями.

Нижний (6-6,5 км) существенно осадочный комплекс образован тонкослоистыми, обычно углеродистыми терригенными, карбонатно-терригенными и карбонатными (часто доломитовыми) породами, включающими горизонты подушечных лав и туфобрекчий субщелочных оливиновых и толеитовых базальтов. Терригенные метаосадки, особенно в низах разреза, отличаются высокой зрелостью, обогащен-ностью РАЭ, что определяет их сходство с вышеописанными существенно осадочными комплексами эпиконтинентальных бассейнов, развитие которых контролировалось зонами рифтогенеза с проявлениями толеит-базальтового и субщелочного базальтоидного магматизма.

Выше с глубоким размывом и угловым несогласием залегают породы осадоч-ио-вулканогенного комплекса (3,5-4 км), которые по составу вполне сопоставимы

с таковыми Елашского грабена. Нижняя часть комплекса сложена песчаниками и филлитовидными сланцами с прослоями гравелитов и когломератов, насыщенных обломками подстилающих толщ; верхняя - представлена субаэральными вулканогенными, преимущественно пирокластическими и подчиненными эффузивными образованиями базальтового, андезибазальтового, андезитового, андезидацитового, дацит-риолитового составов. Среди вулканитов основного и среднего состава распространены субщелочные разности с трахитовым уклоном, а также субвулканические тела андезитовых порфиритов, граносиенитов и граносиенит-порфиров. По существу на этом стратиграфическом уровне распространены те же вулканические ассоциации -базальтовая, андезибазалып-андезитовая, дацит-риолитовая, субщелочная андези-базалът-трахиандезшп-трахитовая, что и в Елашском грабене. Отличие состоит в резком преобладании здесь пирокластических вулканитов.

Базальные конгломераты нижней толщи перекрывающего (третьего) комплекса содержат обломки этих вулканических пород, а также гранитоидов и пегматитов хадаминского и саянского комплексов. Основная часть разреза толщи сложена субаркозами, гравелитами и алевросланцами, выше которых залегают регрессивно-ритмичные наслоения слабо метаморфизованных грубообломочных и пестроцветных отложений континентального типа. Весь этот комплекс (2-2,5 км), залегая на различных горизонтах подстилающих пород, выполняет узкий грабен второго порядка и может быть стратиграфическим аналогом вулканогенно-осадочной пестроцветной калбазыкской серии (А.З.Коников, Л.В.Травин, 1986), сформированной на рубеже нижнего и верхнего протерозоя. Эта серия развита фрагментарно и залегает с несогласием на разных толщах Урикско-Ийского грабена. А.А.Бухаровым(1987) она относится к орогенной вулканогенно-молассовой формации, в составе которой существенная роль принадлежит, наряду с основными, средним, кислым и субщелочным магматитам. В конце калбазыкского времени происходит внедрение порфировидных гранитоидов.

К этому же (калбазыкскому ?) временному интервалу близ рубежа раннего протерозоя и рифея принадлежит и трахириолитовая с базальтами ассоциация ха-рантойского комплекса, выделенного в районе Онотского грабена. Г.А.Абрамович (1994) его рассматривает в составе Харантойско-Акитканского магматического ареала или Прибайкальского вулканического пояса, изученного А.А.Бухаровым (1973; 1987) и другими. По мнению А.А.Абрамовича (1994), формирование пояса происходило в геодинамической обстановке, сходной с активными континентальными окраинами андийского типа, что согласуется с ранее сделанными на основе широких обобщений выводами Ч.Б.Борукаева (1985), палеогеодинамическими построениями Л.П.Зоненшайна и др. (1990), НЛ.Добрецова и А.Н.Булгатова (1991), представлениями О.М.Розена, К.Конди и автора (1993, 1994).

Следовательно, ассоциации нижнепротерозойских метавулканогенных пород Енисейского кряжа коррелируются по составу и структурному положению с вулканическими образованиями Присаянья. Те и другие могут быть фрагментами некогда единого окраинно-континентального вулканического пояса - составного элемента протяженного нижнепротерозойского Ангарского складчатого пояса [62,75], включающего, наряду с метаосадочно-вулканогеннымии, метаосадочные и гранитоидные комплексы, широко представленные в структурах Енисейского кряжа и Присаянья. Прибайкальский вулканический пояс носит черты независимого, самостоятельного развития. В отличие от Ангарского - в его составе заметно большая

роль принадлежит средним и кислым магматитам повышенной щелочности, а также континентальным обломочным пестроцветам, в том числе высокозрелым - монокварцевым и аркозовым. Кроме того, вулканические комплексы Присаянья и особенно Енисейского кряжа, являющиеся составной частью складчатых зон, местами с мощным разрезом подстилающих терригенных толщ, отличаются и более высоким метаморфизмом. В целом же вулканические ассоциации разных зон являются фрагментами протяженных вулкано-плутонических поясов, маркирующих, судя по составу и петрогеохимическим параметрам магматитов, активную окраину протоконтинента. Важным элементом этих поясов являются гранитоиды.

Гранитондные комплексы.

Окраинно-континентальная структурная позиция Ангарского складчатого пояса наиболее ярко подчеркивается протяженной полосой линейно вытянутых гра-нитоидных массивов Енисейского кряжа и Присаянья. Гранитоиды сформированы и размещены в пределах геохимически дифференцированных сиалических блоков зрелой коры, характеризующейся повышенным содержанием ТЪ, К, других редких литофилов как в архейских гранулито-гнейсовых, так и раннепротерозойских существенно метатерригенно-сланцевых комплексах [48,54].

В Енисейском кряже наиболее крупный (около 1700 км~) Тара к с кий плутон размещен среди гнейсов канского комплекса, образуя с ними единую структуру, подчеркнутую постепенными переходами от гранитов к гранулитам через зону мигматизированных плагио- и двуполевошпатовых глиноземистых гнейсов с минеральными ассоциациями амфиболитовой фации. Эндоконтактовая зона массива представлена известково-щелочными повышенноглиноземистыми гранатсодержащими плагиогранитами и гибридными гранат- и кордиеритсодержащими гнейсовидными гранодиоритами и гнейсогранитами. Основной объем интрузива сложен порфировид-ными Ка-К (К20:№20 = 1,8-2,3) биотит-микроклиновыми гранитами нормальной и слегка повышенной (до 8,2%) общей щелочности и реже более однородными и лей-кократовыми разновидностями. Те и другие представляют единую гпейсограпит-гранитовую ассоциацию.

Порфировидные граниты главной фазы отличаются высоким содержанием (г/т) ТЬ(40-90), К(4,2-4,6%), 150-220), гг(300-450), Ш(6-15), цериевых РЗЭ(Ьа -80-100; Се - 150-200), Р(0,2-0,4%), аномально повышенными ТЬ/и(14-17)и (Ьа/УЬ)^ (16-25), обусловленными сравнительно низкой примесью и(3-5) и УЬ(2,7-3,6).3аметные вариации в распределении элементов-примесей находятся в зависимости от петрохимического состава и степени эродированности массива [54]. Сравнительно однородные средне-крупнозернистые граниты характеризуются устойчиво пониженной концентрацией РАЭ (и-Зг/т; ТЬ-29г/т; К-3,9%), а также Шэ, Ш, легких РЗЭ и Р. Существенно ниже (в 2-5, а И в 10 раз), в сравнении с порфировид-ными гранитами, величина примеси этих элементов в плагиогранитоидах эндоконтак-товой зоны, где их содержание, а также Ы, Ва, Бг, V, Бс, Сг, Со и N1 примерно соответствует уровню фона во вмещающих мигматизированных гнейсах. Среднее содержание РАЭ (11-Зг/т; ТЬ-Збг/т; К-4%; п=192) в породах массива по и и К соответствует кларковому в малокальциевых гранитах, а по ТЬ в 2 раза выше. Высокое

(~12) Th/U обусловлено истощенностью U гранулитогнейсового субстрата и глубокой эрозией массива.

Для автохтонных гранитоидов и ассоциирующих мигматитов прослеживается унаследованность редкоэлементного состава субстрата ■» гнейсов канского комплекса. Формирование их происходит на уровне зарождения расплава в результате единого процесса парциального плавления гнейсов. Мигматизация сопровождается интенсивным перераспределением элементов [54]. При малых степенях плавления обособляющаяся жильная кварц-полевошпатовая масса резко обеднена Th, U, легкими РЗЭ, а также Sr, Zr, Hf, Se, Cr, Ni, Co,V. Основная их доля сконцентрирована в монаците, цирконе, гранате, биотите - минералах реститовых фаз. Мигматиты с рассеянным гранитным (кварц-полевошпатовым) материалом унаследуют содержания Th, РЗЭ, Zr гнейсового субстрата, хотя возрастает дисперсия их распределения. Концентрация их сопоставима с плагиогранитоидами эндоконтактовой зоны. Характерно подобие кривых распределения РЗЭ (La/Yb=5,5-9) и близость их содержаний при небольшом Eu-минимуме (Eu/Eu =0,5-0,7) в мигматитах, гнейсах и плагиогранитах. Формирование плагиогранитоидов связано с обособлением и сегрегацией расплава, образующегося при относительно высоких степенях плавления, иногда при неполном отделении реститовых минералов (граната и кордиерита) от расплава.

Натрий-калиевые граниты имеют более дифференцированное распределение РЗЭ (La/Yb)j>j=9-12; Eu/Eu*= 0,25-0,45). Накопление преимущественно цериевых редких земель происходит совместно с Th, Zr, Hf на общем фоне возрастания К. Дальнейшая концентрация Th, легких РЗЭ, Gd, Tb и рост отрицательной аномалии Eu (Eu/Eu=0,l-0,15) установлены в порфировидных существенно калиевых гранитах. Такие высокие содержания этих элементов не могут быть объяснены увеличением степени плавления субстрата или кристаллизационным фракционированием расплава, которое должно приводить к относительному обогащению его тяжелыми лантаноидами и U. Следует предполагать значительный привнос цериевых земель и Th совместно с К в процессе палингенного плавления гнейсовой толщи, что обеспечивает накопление этих элементов в гранитах. Рост Eu-минимума определяется замещением плагиоклаза калиевым шпатом, образующего крупные порфиробласты с включениями более ранних минералов. Пониженное отношение цериевых редких земель к иттриевым -(La/Yb)N=4,5 и резкий дефицит Eu (Eu/Eu*=0,l), повышенные содержания Yb, U, Та имеют лейкократовые граниты. Эти черты присущи продуктам кристаллизации остаточных дифференцированных расплавов.

Следовательно, модель формирования гранитоидов Таракского массива включает прогрессирующее плавление гнейсовых толщ с интенсивным привносом цериевых редких земель Th и К в процессе разрастания магматического очага, а также отделение определенного объема остаточного расплава в процессе кристаллизационной дифференциации. Весьма существенный привнос этих элементов совместно с К осуществлялся и на позднемагматическом этапе, когда формировались порфиробласты микроклина, широко развитые не только в гранитах главной фазы, но и в породах приконтактовой зоны. По времени они могли совпадать с развитием аплит-пегматитовой фазы.

Специфический состав субстрата, обогащенного редкими (Th, РЗЭ, Zr, Hf и др) элементами, и особенности палингенного магмообразования в условиях дополнительного привноса К и соответствующих компонентов глубинными флюидами обусловили существенное отличие гнейсогранит-гранитовой ассоциации Таракского плу-

тона от средних составов протерозойских (К.Соп&е, 1993) и малокальциевых гранитов. Мультиэлементные спектры гнейсогранитов примерно соответствуют гранитам Э-типа, а порфировидных калиевых - по ряду элементов сходные с А-типом, хотя отличаются повышенной примесью ЯЬ, Ва, ТЪ, "Л и пониженной - У и УЬ. На индикаторных диаграммах Дж.Пирса и др.(1984) составы гранитов попадают в основном в поле коллизионных или на границу их с островодужными и внутриплитными. Судя по развитию мигматитов и гнейсогранитов, наличию реститовых фаз кордиери-та и граната, высокому (2-4,5) ЯЬ/Бг, гранитоиды принадлежат к коллизионному Э-типу. Время формирования их по данным и-РЬ и ЯЬ-Бг методов оценивается в пределах от 2 до 1,8 млрдлет.

Располагающийся в Заангарье Гаревский массив залегает среди гнейсов и глиноземистых сланцев гаревской серии. Это слабо перемещенный плутон двухфазного строения. Первая фаза представлена биотитовыми порфировидными гранитами и гнейсогранитами. В экзоконтактовой зоне развиты биотитовые гнейсы и натрий-калиевые мигматиты. Вторая интрузивная фаза сложена лейкогранитами. Те и другие граниты субщелочные (Ма20+К20=8,5-9%), Иа-К. (К^ОЛЧ^О;: 1,4-1,8). Они принадлежат к генетически единой грапит-лейкогранитовой ассоциации, в которой концентрация РАЭ возрастает от гранитов первой фазы (11-5,5г/т; ТЬ-35г/т; К-4,5%; п=32) ко второй (11-10г/т; ТЪ-55г/т; К-4,8%; п=41) и далее к жильным калиевым разновидностям (1Г-16г/т; ТЪ-64г/т; К-6,1%; п=10). В гранитах повышены содержания 2л"(300-500г/т), НС(12-20г/т), РЗЭ(Ьа-60-110г/т; Се-150-210 г/т; 5т-15-20г/т), Та(2,8-3,5т) ЯЬ(160-300г/т). В этом отношении они сходны с таракскими гранитами, но отличаются от последних повышенной величиной примеси и, Ве, Зп, Б, пониженным (4-6) ТЬ/и и более заметной ролью тяжелых лантаноидов (УЬ-8-12г/т) в составе РЗЭ - (Ьа/УЬ)»чт=4,5-7,5. Все это в совокупности с резким дефицитом Еи(Еи/Еи*=0,05-0,15) указывает на высокую дифференцированность исходного расплава. Ог биотитовых и лейкократовых гранитов существенно отличаются гнейсограниты приконтакто-вой зоны, связанные постепенными переходами с гранитизированными породами субстрата - гранитогнейсами с порфиробластами микроклина и гнейсами. В этом направлении устойчиво снижается содержание РАЭ. По уровню накопления и характеру распределения более геохимически инертных РЗЭ гнейсограниты близки к гнейсам, но имеют глубокий Еи-минимум, обусловленный замещением плагиоклаза микроклином и выносом Ей флюидами. Соотношение спектров лантаноидов гнейсогранитов и пород субстрата, наряду со структурными и минералого-петрографическими признаками [54], свидетельствуют о формировании гранитоидов эвдоконтактовой зоны с участием процессов гранитизации и парциального плавления, сопровождаемых как явлениями замещения плагиоклаза калишпатом, так и фракционированием полевых шпатов.

Геохимические особенности субщелочных Ка-К-ых гранитов обусловлены в основном составом гранитизированного гранулито-гнейсового субстрата, обогащенного редкими (ТЪ, 7л,легкие РЗЭ) элементами, повышенной щелочностью расплава и концентрацией этих элементов* а также и,5п,Р, тяжелых РЗЭ, У при его глубинной дифференциации, что подтверждается пониженными Ьа/УЪ, ТЬ/и и Ва/ЯЬ, свидетельствующими о длительной эволюции расплава [54]. В этой связи модель формирования гранит-лейкогранитовой ассоциации Гаревского массива предполагает плавление интенсивно гранитизированного гранулито-гнейсового субстрата, по-

следующую дифференциацию расплава и интрузию его в нижнепротерозойскую метапелитовую толщу, которая также испытала частичную гранитизацию и селективное плавление.

По редкоэлементному составу гаревские граниты занимают промежуточное положение между геохимическими типами плюмазитовых редкометапльных лейко-гранитов и палингенных гранитов известково-щелочного ряда (по Л.В.Таусону, 1977). Мультиэлементные спектры идентичны А-гранитам. На дискриминантных диаграммах Дж.Пирса и др.(1984) - Та-УЬ, ЯЬ-(УЬ+Та), ЯЬ-(УЬ^Ь), гаревские гней-сограниты находятся в области синколлизионных, а субщелочные граниты - внут-риплитных гранитов.

Автохтонные тела гнейсогранитов в ассоциации с интрузивными субщелочными лейкогранитами вьщеляются в гаревский комплекс. Формирование его сопровождалось метаморфическим преобразованием пород в условиях амфиболитовой фации, развитием гнейсогранитовых куполов и гранит-лейкогранитовых интрузий. Радиологический возраст пород комплекса, определенный по циркону И-РЬ методом (1900+100; 1850+50; 1750±30), может отражать время образования синколлизионных гнейсогранитов и мигматитов и последующее внедрение субщелочных гранитов [54].

В Присаянье основная масса гранигоидов сосредоточена в структурах сопряжения СВ окраины Бирюсинской глыбы, Урикско-Ийского и Тагульского нижнепротерозойских прогибов, образуя протяженную (400км) полосу шириной 10-35 км к юго-востоку от р.Туманшет. Вопросы расчленения и систематики докембрийских гранитоидов рассматривались в работах В.ЕДиброва, АД.Смирнова, Ф.П.Митрофанова, А.И.Сезько, АД.Ножкина и А.Н.Смагина [39,41], Г.Я .Абрамович а и др. Формационная типизация и петрогеохимическое описание нижнепротерозойских гранитоидов СЗ Присаянья наиболее полно освещены в монографии В.В.Брынцева (1994). Это расчленение , подкрепленное ТЛ-РЬ и РЬ-РЬ цирконометри-ей, нами принято за основу. Геохимическая характеристика ниже рассматриваемых гнейсогранит-граниговой и гранит-лейкогранитовой ассоциаций дополнена данными по распределению РАЭ и РЗЭ.

Преобладающая среди докембрийских гранитоидов гнейсогранит-гранитовая ассоциация (хадаминский комплекс) объединяет породы, образующие парагенетически единый возрастной ряд в структурах гранитогнейсовых куполов, развитых среди мигматит-гнейсового комплекса архейского основания. Гранитошей-совые купола (Подпорогский, Нерсинский и др.) характеризуются обычной для них [3,30,35] зональностью со сменой (от ранних к поздним) порфиробластических шей-сов и гранитогнейсов внешней зоны порфировидными гнейсогранитами и такситовы-ми гранитами - переходной зоны и субщелочными гранитами ядра купола. В этом же направлении состав изменяется от гранодиоритового и низкощелочного гранитового к гранитовому и субщелочному лейкогранитовому; при этом растут содержания 8102, К20, общая щелочность (К20+Ка20=6-8,3%), К20/Ка20=0,9-2,1 и падают других окислов. Жильная фаза представлена субщелочными гранитами, по петрогеохимиче-ским параметрам аналогичными таковым ядра купола. Эволюция текстурно-структурных признаков и состава гранитоидов свидетельствуют о формировании автохтонного ряда ранних порфиробластических гранитогнейсов и шейсовидных гранитов в процессе гранитизации гнейсового субстрата, а поздних субавтохтонных субщелочных и лейкократовых гранитов - путем кристаллизации из расплава

(В.В.Брынцев, 1994), [3]. Обширные ареолы и купола порфиробластических гнейсо-гранитов, окаймленные очковыми мигматитами (Агаповский, Малиновский и др.), представляют по существу продукты неполной гранитизации, не прошедшие стадию расплава.

Гранитизация гнейсов сопровождается привносом К, ЯЬ, Ва, и, ТЪ, РЗЭ, У, 7х, Ш и выносом Бе, Mg, Са, Бг, 1л, элементов группы железа. В ряду гнейсы -порфиробластические гранитогнейсы - гнейсовидные такситовые граниты концентрация К и и в среднем возрастает в 1,5, а ТЪ - в 3 раза. В такситовых гранитах содержание РАЭ (и=б-5г/т; ТЪ=35-45г/т; К=3,8-4,6%) существенно выше кларкового для кислых пород, а ЯЬ, Ва, 7л, Н^ У, цериевых земель близко к нему. Спектры РЗЭ характеризуются высоким (12-15) (Ьа/УЬ)^ и глубоким Еи-минимумом (Еи/Еи*=0,15-0,20). При переходе от гненсогранитов к субщелочным ленкогранитам ядра купола заметно (в 1,5-3 раза) возрастает концентрация РЗЭ (Ьа-100г/т; Се-190г/т; Бт-17г/т; УЬ-4,6г/т), гг(470г/т), Ш(12г/т), У(65г/т), а также ЯЬ, Се, Бш, понижается (до 7-9)(Ьа/УЬ)^. Величина примеси этих элементов выше принятого кларка для малокальциевых гранитов. Содержание и и ТЬ в них слабо варьирует и близко к их уровню в гнейсогранитах, однако в жильных субщелочных дифференциатах (К до 5,4%) существенно повышается (ТЬ=60-70г/т; и=5-6г/т). Следовательно, выявляется отчетливая геохимическая специфика субщелочных лейкогранитов ядра купола, отличающая их от пород гнейсогранитового ряда.

Мультиэлементные спектры гнейсогранит-гранитовой ассоциации аналогичны гранитам Таракского массива. Гнейсограниты по редкоэлементному составу близки Б-гранитам, хотя в них заметно выше ЯЬ, Ва, ТЬ. Субщелочные граниты по ряду компонентов (Се, 7т, НГ) соответствуют А-типу гранитов. На диаграмме Дж.Пирса и др (1984) - ЯЬ-УЬ+Та составы ассоциации находятся в основном в поле синколлизи-онных гранитов, изредка среди островодужных. На диаграмме Н.Харриса и др (1986) (Ш-ЯЬ/ЗО-ТахЗ) пониженное содержание Та обусловливает положение их составов в островодужном и реже коллизионном синтектоническом полях.

Возрастные рубежи формирования гнейсогранит-гранитовой ассоциации, выявленные при исследовании цирконов и-РЬ и РЬ-РЬ термоионным методами, определены в пределах 2-1,76 млрллет с максимумами гранитоообразования в 2-1,9 млрдлет для пород гнейсогранитового ряда и 1,83-1,76 млрдлет - для субщелочных гранитов ядерной части купола (В.В.Брынцев, 1994).

Интрузии гранит-лейкогранитовой ассоциации (саянский комплекс) развиты в структурах нижнепротерозойских прогибов и выступов архейского основания. Размещение их контролируется разрывными нарушениями. Преобладают мелкие линейно вытянутые тела, дайки.и штоки, реже встречаются более крупные (до 20-25км^) массивы. В парагенезисе с ними находятся многочисленные жилы апли-тов, аплит-пегматоидных гранитов и реякометалльных пегматитов. Состав пород ассоциации соответствует гранитам и лейкогранитам нормального и субщелочного рядов. Большинство массивов представлено биотитовыми, двуслюдяными или муско-витовыми гранитами, лейкогранитами и субщелочными фациапьными их разновидностями, связанными обычно между собою постепенными переходами. Менее распространенные турмапин-двуслюдяные субщелочные ленкограниты слагают отдельные массивы, жильные тела или апикальные фации интрузивов. Среди пегматитов по минералого-геохимическим признакам выделяют (В.М.Макагон, Б.М.Шмакин, 1988;

В.В.Брынцев, 1984) редкометалльные - с минералами Та, 1л, Шэ, Ве, размещенные в структурах Тагульского прогиба, и ниобий-итгриевые, обогащенные У, Ьа, и, ТЬ, иноща 2х, Ш и приуроченные к выступам фундамента прогиба.

Средний химический состав основных разновидностей пород соответствует гранитам повышенной глиноземистости (А12С>з=14-15,5%) и общей щелочности с преобладанием калия (К2СШа20=1,2-2). Биотитовые граниты и лейкограниты по радиогеохимическим параметрам (и=3,6г/т; ТЬ=23,4г/т; К=3,9%; ТЬ:и=6,8; п=45) близки средним оценкам РАЭ в протерозойских (К.СопсЦе, 1993) и малокальциевых гранитах. Для них характерно дифференцированное распределение РЗЭ:(Ьа/УЬ)=14, Еи/Еи»=0,35.При переходе от биотитовых к двуслюдяным и мусковитовым фанитам, образующимся на позднемагматической стадии становления интрузивных тел, отмечается накопление Шэ и Се, снижение содержаний Ы, Бг, 7г, Ш, Сг, №, Со, V и Бс, а также ТЬ(до 9г/т),и(до 2,5г/т), цериевых земель, уменьшение ТЬ/Щдо 4), (La/Yb)N(дo 1,5-3) и Еи-аномапии (Еи/Еи*=0,7)Дегазация расплава обусловливает вынос этих элементов в экзоконтактовый ореол.

Специфическим редкоэлементным составом выделяются турмалин-двуслюдяные субщелочные лейкограниты - продукты кристаллизации высокодиффе-ренцированных расплавов, обогащенных летучими компонентами. Для них характерны аномально высокие концентрации 1л, Се, 8п, В, а также Шз, РЬ, Бс, Б (В.В.Брынцев, 1994). Содержания других компонентов (и, ТЬ, РЗЭ, Ъг, НГ, 8г) соответствуют их фону в мусковитовых гранитах.

Петрогеохимические признаки пород ассоциации характеризуют их как генетически единый ряд от магматических биотитовых гранитов к позднемагматиче-ским субщелочным лейкогранитам, формировавшимся в условиях гипабиссальной фации. Они несут геохимические черты палингенных гранитовдов известково-щелочного ряда и плюмазитовых редкометалльных лейкогранитов (Л.В.Таусон, 1977). Исходные магмы гранитов, возникшие за счет плавления гранитизированного гранулито-гнейсового субстрата, обогащенного редкими элементами, испытали длительную кристаллизационную и эманационную дифференциацию. К-Аг и РЬ-РЬ термоионным методами для гранитов и пегматитов получены близкие значения возраста, свидетельствующие о времени их формирования в интервале 1,77-1,7 млрд лет (В.В.Брынцев, 1994). Геодинамическая обстановка становления интрузий идентифицируется как постгектоническая коллизионная, что подтверждается и положением их составов на дискриминантной диаграмме Н.Харриса.

Совершенно иного типа гранитоиды, развитые в Тагульском прогибе и выделяемые в объеме тенишетского комплекса или гранодиоритовой ассоциации (В.В.Брынцев, 1994). Представлена она крупными линейно-вытянутыми интрузивами, сложенными амфибол-биотитовыми гранодиоритами и кварцевыми монцонитами. Преобладающие в ассоциации гранодиориты по редкоэлементному составу (В.В.Брынцев, 1994) аналогичны геохимическому типу гранитоидов андезитового ряда (Л.В.Таусон, 1977; М.И.Кузьмин, 1985) или 1-гранитам (ВЛУ.СЬарре11, А.1ЛУЬИе, 1983). По совокупности петрогеохимических признаков гранодиоритовая ассоциация сопоставляется с вышеописанными вулканическими образованиями среднего-кислого состава Тагульского прогиба. Следовательно, гипабиссальные интрузии гранодиоритовой ассоциации могут принадлежать к вулкано-интрузивной серии.

Возрастной интервал образования пород ассоциации по данным И-РЬ цирко-нометрии оценивается в пределах 2,12-1,96 млрдлет (В.В.Брынцев, 1994). Гранодио-

риты секутся интрузией гранит-лейкогранитовой ассоциации.

*♦*

В заключение отметим два момента:

1. В корообразующих эндогенных процессах на рубеже 2-1,75 млрд лет гра-нитообразованию принадлежит ведущая роль, поскольку оно проявилось в огромных масштабах и сопровождалось дальнейшей весьма интенсивной дифференциацией, сиализацией и наращиванием вещества коры. Пояс существенно натрий-калиевых, в том числе субщелочных лейкократовых гранитов протяженностью свыше 3000 км прослеживается вдоль всей юго-западной и южной окраины Сибирского кратона. Это был первый, наиболее мощный этап гранитообразования в истории данного сегмента Земли. На Енисейском кряже к данному рубежу относятся гаревский и таракский гранитоидные комплексы, в Присаянье - хадаминский, саянский, тенишет-ский, шумихинский, в Байкальской горной области - приморский, ирельский, чуй-ский, на Алданском щите - кодарский, ничатский, улканский и другие комплексы. Гранитоиды фиксируют южную конвергентную границу Сибирского кратона, являясь составной частью нижнепротерозойского коллизионного орогена и окраинно-континентальных вулкано-плутонических зон.

2. В раннепротерозойской эволюции земной коры Ангарского складчатого пояса по геологическим и изотопно-геохронологическим данным намечается 2 крупных периода - ранний (~2,3 - 2 млрд. лет) и поздний (2 - 1,65 млрд. лет). В первый из них в эпиконтинентальных бассейнах рифтового типа накапливались отложения гаревской, нижних толщ енисейской, неройской и сублукской серий. Во второй период формировались осадочно-вулканогенные комплексы окраинно-континентальных вулканических дуг (верхние толщи енисейской и сублукской серий) и существенно осадочные - придуговых и заауговых бассейнов (туманшетская свита и др.). С субдукционно-коллизионными процессами связано становление гра-нодиоритовых интрузий, гранитогнейсовых куполов и гранитоидных плутонов (возраст ~1,95 - 1,9 млрд. лет). Развитие на рубеже 1,8 - 1,75 млрд. лет субщелочных и лейкократовых калиевых интрузивных гранитов могло быть следствием закрытия океанического бассейна и коллизии. Итогом этого события явилось формирование суперконтинента Понгея I. До начала рифея в слабо выраженных эпиконтинентальных депрессиях накапливались высокозрелые терригенные и карбонатные осадки (тейская серия), местами проявлялся базальтоидный, близкий к трапповому типу магматизм. Этому предшествовала эпоха длительного континентального режима с формированием кор выветривания.

В процессе специализированных изотопно-геохимических исследований намеченная схема должна уточняться и детализироваться. Однако и по имеющимся материалам можно заключить, что в целом схема эволюции рассматриваемого пояса сходна с таковой других раннепротерозойских окраинно-континентальных систем Лавразии (В.А.Глебовицкий, 1996).

Метавулканогенные комплексы

По вещественному составу и петрогеохимическим параметрам данные существенно вулканогенные образования соответствуют комплексам преобладающей ювенильной коры, характеризующейся проявлениями мантийного и последующего преимущественно примитивного первично-корового магматизма [69]. В этом заключается их сходство с комплексами зеленокаменных поясов энсиматического типа. Отличие состоит в том, что, например, рассматриваемый выделенный автором Прие-нисейский вулканический пояс [36] не сопровождается плагиогранитогнейсовыми куполами и (или) крупными интрузивными плутонами тоналит-трондьемитового состава. Напротив, становление вулканических комплексов здесь завершается развитием жильных Ка-К микрогранитов. Реконструкция наиболее вероятной палеогеоди-намической обстановки формирования конкретных блоков ювенильной коры - одна из важных вех в понимании природы аккреционных окраин древних кратонов и в исследовании фундаментальных проблем докембрийской коровой эволюции.

Вулканогенные комплексы южной части Приенисейского пояса обнажаются вдоль Енисея в Предивинской структурно-формационной зоне (СФЗ). На востоке они отделены зоной диафторированных бластомилонитов от енисейского метаморфического комплекса Ангаро-Канского гранулит-гнейсового блока. По гравимагнит-ным данным полоса таких вулканогенных образований прослеживается и севернее вдоль левобережья Енисея под покровом более молодых отложений. На западе структура пояса погружается под мезозойско-кайнозойский чехол ЗападноСибирской плиты. В Предивинской СФЗ выделяется два структурно-вещественных комплекса (СВК): нижний - юдинский и верхний - предивинский. Строение, петро-и радиогеохимические параметры их (под наименованием - юксеевсий комплекс) приведены в работах автора [36,37,44,69]. Исходные породы метаморфизованы от эпидот-амфиболитовой до биотитовой зоны зеленосланцевой фации (верхний комплекс). Местами, вдоль нарушений, они катаклазированы и диафторированы до хлоритовой субфации.

Юдинский комплекс представлен преимущественно амфиболитами и плагио-клазовыми амфиболитами, соответствующими по составу низкотитанистым высокоглиноземистым толеитовым базальтам, лейкобазальтам, реже повышенномагнезиаль-ным их разностям, а также подчиненными им микрогнейсами и слюдистыми кварц-полевошпатовыми сланцами низкощелочного К-Иа (N320:^0=2,6) плагиориодаци-тового состава, биотит-амфибол-плагиоклазовыми кристаллосланцами известково-щелочного андезибазальт-андезитового состава. Последние более характерны для верхней части разреза, где наряду с метабазальтами и метаандезитамии они переслаиваются с метатерригенными гранатсодержащими сланцами и отдельными горизонтами полевошпатовых кварцитов и кальцитовых мраморов. Комплекс включает стратифицированные тела низкотитанистых апогаббровых амфиболитов, жильных разгнейсованных гранитоидов тоналитового и плагиогранит-гранитового составов, более поздние послойные и секущие тела граниг-аплитов и бериллосодержащих пегматитов. По геолого-петрохимическим признакам исходные породы (исключая

гранит-аплиты и пегматиты) автором объединены в семь ассоциаций: базальтовую, плагиориодацитовую, андезибазалып-андезитовую, терригенную, диорит-габбровую, тоналитовую и плагиогранит-гранитовую.

Петрохимический и редкоэлементный состав пород базальтовой ассоциации близок среднему составу современных островодужных толеитов - IAB (по K.Condie, 1989) или базальтам юных островных дуг (О.А.Богатиков и др., 1987). Это подтверждается сопоставимостью низких концентраций Cr, Ni, Со, РЗЭ (5-6 хондрито-вых уровней) и отношений - Ni:Co=l,3; Ti:Zr=80,повышенных (относительно NMORB) - Sr,Th, Rb, а также характером кривых распределения РЗЭ -(Yb/Gd)N=0,8; Eu/Eu*=l,3. Редкоэлементные параметры низкотитанистых метагаб-броидов аналогичны метабазальтам. Низкощелочные плагиориодациты характеризуются примитивным редкоэлементным составом. Содержание несовместимых элементов (Rb, Ва, Zr, Та, Nb) лишь в 1,5-2 раза превышает их фон в ассоциирующих толеитах, а по величине примеси Th(0,8 и 1,2г/т) и U(0,25 и 0,3г/т) они почти не отличаются от толеитов. Им присущ плоский (толеитовый) тип распределения РЗЭ. Все это указывает на генетическую связь гшагиориодацитовой магмы с базитовым источником. Андезибазальт-андезитовая и тоналитовая ассоциации по петрохимиче-ским признакам относятся к известково-щелочной серии метамагматитов и имеют близкие радиогеохимические параметры. Их отличают более высокие (в 2-6 раз) содержания U,Th, и K:Na отношения. Андезиты-дациты и комагматичные им субвулканические тоналиты, в сравнении с плагиориолитоидами, обогащены большинством несовместимых элементов, в том числе легкими РЗЭ, (La/Yb)N=3,5. Двукратное, в сравнении с тоналитами, увеличение К в субвулканических гранитах сопровождается заметным ростом содержаний крупноионных (Rb, Sr, Ва, U, Th, легкие РЗЭ) и снижением элементов с высокозаряженными ионами (Zr, Hf, Nb, Та, Y, тяжелые РЗЭ); (La/Yb)N возрастает до 25. Однако и в этих гранитах концентрация ТЪ(5,5г/т), и(1,6г/т), а также Rb, Sr, Zr, Nb не достигает уровня средней их распространенности в орогенных андезитах. Терригенные отложения - метаалевролиты и аркозовые мета-песчаники, судя по сопоставимости содержаний Li, Rb, Sr, Ва, V, Th и К в них и метамагматитах среднего-кислого состава, сформированы в основном за счет разрушения этих пород.

По особенностям строения, и составу юдинский структурно-вещественный комплекс из всего спектра фанерозойских ассоциаций наиболее близок к острово-дужным, а среди них - к комплексам энсиматических (океанических) дуг. Это подтверждается и соответствием мулътиэлементных спектров несовместимых элементов пород толешп-базалыповой и субвулканических кислых ассоциаций островодужным толеитам (IAB) и 1-гранитам, а также положением их составов на дискриминаптных диаграммах: Th-Hf/3-Ta (D.A.Wood, 1979): Zr-Ti/100-Yx3 (I.A.Pearce, I.R.Kann, 1973); F1-F2 и F2-F3 (l.A.Pearce, 1976); Ti/Cr-Ni (LBeccaluva et al, 1979) и др.

Предивинский комплекс в нижней части образован преимущественно низкотитанистыми толеитовыми амфиболизированными метабазальтами, которые вверх по разрезу сменяются чередованием пачек полевошпатовых кварцитов и зеленых амфи-боловых парасланцев с высокотитанистыми метабазальтами, метапикробазальтами и кислыми метавулканитами дацит-риодацитового и субщелочного трахириолитоидного составов. В верхах разреза преобладают тонкополосчатые зеленоцветные туфогенно-терригенные метапороды, содержащие горизонты кварцитов, алевросланцев, реже магнетит-гематитовых кварцитосланцев, кислых и основных метавулканитов повышенной щелочности. Комплекс вмещает единичные тела серпентинитов и высокотитанистых, иногда дифференцированных метагаббровдов, многочисленные маломощные жилы субвулканических субщелочных гранитов, чередующихся с горизонтами высокотитанистых метабазитов, наконец, включает самые поздние (рифейские) посттектонические дайки слабо измененных андезитов и трахиандезибазальтов. Исходные породы комплекса, исключая дайки, обособлены в шесть ассоциаций: толе-ит-базальтовую, высокотитанистую пикробазалып-базалыповую, дацит-трахириолитовую, туфогенно-терригенную, жильных субщелочных микрогранитов и высокотитанистых габброидов. Базальты толеит-базальтовой ассоциации по составу соответствуют КМОЯВ-типу: деплетированы крупноионными (ИЪ, Бг, Ва, ТЬ, и, легкие РЗЭ, (Ьа/УЬ),ч=0,47) элементами и заметно обогащены Сг, N1, Со, V, а также Тл (ТЮ2=1,4 %) и Р (быстроспрединговый тип; О.А.Богатиков и др., 1987). С ними очевидно парагенетически связаны • мелкие линзовидные тела апоперидотитовых серпентинитов, залегающие в зонах зеленых сланцев, аналогичных по редкоэлемент-ному составу повышенномагнезиальным базитам рассматриваемой ассоциации. Однако преобладающая часть основных метавулканитов представлена субщелочными высокотитанистыми (ТЮг=3 %) базальтами с повышенным содержанием £РеО (14 %), КгО (1%) Р2О5 (0,5 %). В сравнении с вышеописанными толеитами они существенно (в 3-5 раз) обогащены несовместимыми элементами (ИЬ, Бг, Ва, ТЬ, и, 2х, Ш, №>, Та, легкие РЗЭ) и обеднены Сг, N1, Со. В спектре РЗЭ характерны максимумы на 8т и Ей: (8т/Ьа^=1,2; (Еи/УЬ).ч=2. Аналогичное распределение РЗЭ наблюдается и у пикробазальтов (й^О=13 %). Состав кислых метавулканитов изменяется от'дацитов до риодацитов и субщелочных трахириолитоидов с возрастанием КгО^агО от 0,3 до 0,75, а в субвулканических микрогранитах до 0,85. Повышение общей щелочности в них сопровождается существенным (в 2-3 раза) ростом концентраций элементов с высокозаряженными ионами (КЬ, Та, 7.Т, Ш, РЗЭ), а также РАЭ. Подобие кривых распределения большинства несовместимых элементов, нормированных по №ЛОЯВ, в субщелочных высокотитанистых базитах и риолитондах свидетельствует о петрогенетическом родстве этих породных ассоциаций, проявляющемся в общности глубинного источника К и других элементов. Заметно различаются по содержанию РАЭ различные типы осадочных пород. В зеленых амфиболовых, хлорит-амфиболовых низкотитанистых (ТЮ2=0,8 %), глиноземистых сланцах - продуктах перемыва базитов нижнего комплекса и хемогенных кварцитах оно мини-

мальное (11-0,1-0,Зг/т ; ТЬ-0,6-0,8г/т ; К-0,2-0,3 %). Терригенные слюдисто-кварцевые сланцы по величине радиогеохимического фона (и-2,2г/т ; ТЬ-6,9г/т ; К-1,2 %),близки натровым риолитоидам.

Петрохимический и редкоэлементный состав ассоциаций предивинского комплекса, включая и положение их на дискриминантных диаграммах (¡.А.Реагсе, 1976; и др.), а также общая последовательность проявления контрастного бимодального вулканизма с нарастанием щелочности - от примитивных толеитов и натровых дацитов до субщелочных базитов и трахириолитоидов, сопровождающимся ростом концентраций РАЭ и других редких несовместимых элементов, свидетельствуют о рифтогенной его природе.

Толщи Предивинской СФЗ, обнажаясь в тектоническом блоке, в целом имеют близкий структурный план, резко отличный от соседних (с востока) гранулит-гнейсовых образований. Они слагают узкую синклинальную структуру, сильно осложненную дополнительной складчатостью и разломами, в пределах которой отложения верхнего комплекса занимают центральную осевую часть. Отчетливо выявляется формирование вулканогенных комплексов в течение двух этапов - двух крупных вулканических циклов. При этом во второй, более поздний вулканический цикл наряду с вулканитами в троге накапливались осадочные вулканомиктовые породы -продукты перемыва нижнего комплекса, а также хемогенные и терригенные кварциты и сланцы, в том числе гематит-машетитовые их разности. Породы нижнего комплекса отличаются также повышенным метаморфизмом, содержат синкинематиче-ские интрузии разгнейсованных плагиогранит-гранитов.

Общая радиогеохимическая черта пород Предивинской СФЗ - низкие, в сравнении со смежным сиалическим блоком, содержания и и П, отсутствие обогащенных РАЭ терригенных пород и ториеносных кислых магматитор, как продуктов размыва и частичного плавления зрелой сиалической коры соседнего кратона. Средние значения радиоэлементов для данного формационного метакомплекса (11-0,9г/т; 1Ъ-2,Зг/т; К-1,28 %) близки таковым "базальтового" слоя земной коры, что и определяет принадлежность его к фемическому типу. Формирование нижнего СВК могло происходить в условиях юной энсиматической островной дуги, а верхнего, после существенного перерыва, в зоне рифтинга ювенильной коры. Верхний возрастной рубеж аккреции новообразованной коры к Сибирскому кратону может определяться временем пересечения пород Предивинской СФЗ жильными телами высокорадиоактивных (11-4,6г/т; ТЬ-18,5г/т; К-4,48 %) гранит-аплитов и пегматитов и слабо измененными не подверженными катаклазу дайками андезитов и трахиандези-базальтов, петрогеохимические аналоги которых развиты среди рифейских вулканогенных толщ Енисейского кряжа. Эти наблюдения, а также резкое отличие строения и состава юдинского и предивинского СВК от рифейских вулканогенно-осадочных толщ Приенисейской полосы, обнажающихся к северу и к югу от устья Ангары, послужили основанием относить их к раннему докембрию (условно к раннему протерозою). Предпринятые попытки определения возраста протолитов ЯЬ-Бг и и-РЬ

изохронными методами пока не увенчались успехом в силу интенсивно проявленных наложенных процессов в породах зоны Приенисейского разлома. Термоионным РЬ-РЬ методом по цирконам намечены рубежи преобразования и возможного формирования метариолитоидов и гранитоидов Предивинской структурно-формационной зоны, которые отвечают 2,75; 1,9; 1,45; 1,05; 0,87; 0,6 и 0,42 млрд. лет.

4. Разнообразие проявлений рифейского магматизма Енисейского кряжа сопряжено со спецификой геодинамического развития земной коры континентальной окраины. Петрогеохимические параметры метамагматитов офиолитовой, метадацит-апдезит-базальтовой (Енисейская зона), метаба-зальт-риолитоидпой, метабазалът-пикритоидных и субщелочных метабазалъ-тоидных (Центральная зона) вулканических ассоциаций соответствуют ост-роводужной, задуговой и внутриплитной рифтогенным обстановка^!. Формирование обогащенных радиоактивными и редкоземельными элементами полихронных гранита гнейсовых куполов, гранитоидных и сиенит-щелочио-сиенитовых интрузий происходило в сип-, постколлизионной и внутриплитной геодинамических обстановках.

Данное положение обосновывается изучением рифейских породных комплексов, сформированных на окраине Сибирского кратона, в пределах территории, входящей в Енисейский кряж.

Вулканические ассоциации и офиолиты

Вулканогенные образования распространены в двух зонах рифея Енисейского кряжа - Енисейской и Центральной [2]. Рифейские отложения первой из них обнажены на СЗ кряжа в Исаковском аллохтоне-фрагменте верхнего слоя коры, перемещенного из его обрамления. Исаковский аллохтон сложен офиолитовой и метадацит-андезит-базальтовой ассоциациями. Последняя отмечена и среди верхие-рифейских толщ автохтона. В Центральной зоне вулканические породы сосредоточены на Верхневороговском, Кийско-Большепитском, Белокопытовском, Сухохреб-тинском участках, контролируемых тремя системами зон растяжения, а также Рыбинском, связанном с Ишимбинским глубинным разломом - рифтогенной структурой, разделяющей Центральный и Восточный блоки. На Верхневороговском и Кий-ско-Большепитском участках развиты метабазальт-риолитовая и металейкобазальто-вая ассоциации, на Белокопытовском - метапикрит-пикробазальт-базальтовая, Сухохребтнинском - метатрахиандезит-андезибазальт-базальтовая и Рыбинском -метариодацит-базальт-пикритоидная, на Верхневороговском - метабазальт-трахибазальтовая [2,5,14,19,21,25,28,36,60]. За пределами указанных участков зоны вулканизма трассируются породами дайковых комплексов [2].

Метариодацит-базальт-пикритоидная ассоциация, судя по гравимаг-нитным и сейсмическим данным [М.В.Болдырев, 1980; Е.С.Постельников, Н.И.Мусеибов, 1992; В.С.Сурков и др., 1996], приурочена к Ишимбинской зоне глубинного разлома. Она слагает основание сложнодислоцированного тектонического покрова (Е.С.Постельников, Т.Н.Хераскова, 1997), фрагменты отдельных в разной

степени эродированных пластин которого выходят на поверхность, прерывисто обнажаясь среди нижне-среднерифейских карбонатно-терригенных отложений. Данная ассоциация автором впервые описана в составе рыбинской толщи из разрезов по скважинам и отдельным выходам вдоль р. Рыбная (Рыбинский участок) [25,36,37] ;по петрогеохимическим признакам к ней отнесены [37] амфиболизированные метабази-ты и зеленые сланцы р.Ангара.

На Рыбинском участке верхняя часть вскрытого разреза толщи представлена мраморизованными доломитами, филлитами, метариодацитами и их туфами, переслаивающимися с углеродистыми филлитами и горизонтами метабазитов. Ниже залегает мощная (около 200 м) пачка метабазитов, чередующихся с черными туфогенно-терригенными бластоалевропсаммитами, редкими горизонтами метариодацитов, а затем сменяющихся после зоны нарушения зелеными рассланцованными пикритои-дами. Основная часть разреза образована высокомагнезиальными метапородами, представленными чередованием лав, лавобрекчий и туфов пихробазальтового и базальтового составов, в которых местами проявлены слоистость и полосчатость, мин-далекаменные и флюидальные текстуры, порфировые и обломочные структуры. Среди них отмечены субвулканические тела такого же состава. Все породы подвержены зеленосланцевым преобразованиям, включают зоны рассланцевания, дробления и гидротермального метаморфизма, нередко несущие золото-сульфидную минерализацию. Наблюдаемые метавулканиты - это серпентин-хлорит-тремолитовые, тремо-лит-актинолитовые, актинолит-хлоритовые ортосланцы и плагиоклазовые амфиболиты по пикритоидам и базальтам, содержащие реликты клинопироксена и хромшпинелида. Наиболее измененные их разности превращены в зеленые сланцы карбонат-тальк-хлоритового, карбонат-хлорит-амфиболового составов. В разрезе р.Ангара обнажены в основном зеленосланцевые метабазальты, содержащие силлы и дайки габбро-амфиболитов и диабазов и маломощные горизонты черных туфогенно-терригенных бластоалевритовых сланцев и кварцитов. Е.С.Постельниковым, Т.Н.Херасковой (1997) в этом разрезе отмечен пакет параллельных даек (дайка в дайке), свидетельствующих о явлениях глубокого рифтогенного раскрытия в зоне разлома.

По петрохимическому составу среди пород ассоциации выделяются пикро-базальты, мелабазальты, базальты и риодациты. Высокомагаезиальные (N^0=20,7±0,4%) породы с повышенным содержанием кремнезема (3102=47,2±0,5%) отнесены к группе основных пород - пикробазальтов (Магматические горные породы, 1983) с весьма низкой общей щелочностью (№гО+К20=0,3%). От типичных пород коматиитовой серии их отличает повышенная титанистость (ТЮг=0,95±0,4%). . На диаграмме Mg0-Ti02 их составы в основном располагаются вне поля коматиитов и коматиитовых базальтов. К тому же им присущи пониженные СаО/ТЮг=7,8 и Са0/А1г0з=0,7. На других менее информативных диаграммах (Mg0-Ca0-Al20з; АЬОз-РеО/РеО+МЁО; Al20з-Mg0) высокомагнезиальные вулканиты находятся в области пород коматиитовой серии, поэтому они иногда рассматриваются (Т.Я.Корпев, 1991) как типичные коматииты. С пикробазальтами ассоциируют низкотитанистые (ТЮ2=0,9-1,3%), низкокалиевые (К20=0,1-0,2%) базальты (MgO=7,l%) и резко подчиненные им мелабазальты (MgO=10%). Более лейкократовые (MgO=6,3%) и титанистые (ТЮ2=1,5%) разновидности с повышенным содержанием №20 (3,8%) распространены в парагенезисе с метариолитоидами.Интрузивные габбро-диабазы и габбро по составу аналогичны базальтам, и все они принадлежат к

классу низкоглиноземистых пород. Кислая породная группа представлена низкощелочными натрий-калиевыми (Кг0ЯЧа20=1,3) риодацитами умеренно высокоглиноземистого уклона.

По геохимическим параметрам пикробазальты и базальты близки. Для них характерны весьма низкие содержания РАЭ (11=0,02-0,1 г/т; ТЬ=0,1-0,2г/т; К=0,02-0,1%; п=24 - в пикро- и мелабазальтах; 11=0,1-0,2 г/т; ТЪ=0,2-0,7г/т и К=0,1-0,3%; п=50 - в низкотитанистых базальтах и габбро- диабазах), а также Шэ(1-2г/т); Ва(15-бОг/т); 8г(25-130г/т) 2^(30-100г/т) и Щ1-2,7г/т). По этим признакам, а также уровню содержания РЗЭ(Ьа=2-5г/т; 8т=2,7-4г/т; УЬ=2,7-4г/т) и характеру их распределения [(Ьа/¥Ь^=0,5-1; (Сё/УЬ)ц= 1-0,9] (рис.12) базиты вполне сопоставимы с толеитовыми базальтами СОХ, от которых они отличаются пониженной величиной примеси Сг(100г/т) и №(70г/т). Более обогащены этими элементами (Сг-2000г/т, №-1200г/т), а также Аи (до 25 мг/г) пикробазальты, сходные с базальтами по распределению РЗЭ -(Ьат>Ь=0,5.

Среди низкокалиевых базитов р.Ангара отмечены отдельные субвулканические тела высокотитанистых (ТЮ2=3,5%) метабазальтов, несущих явные признаки магматических образований континентальных рифтовых структур. Они обогащены РАЭ (и=0,4г/т; ТЬ=2,Зг/т; К=0,34%; п=7), Ва(120г/т), 8г(470г/т), 2г(1 бОг/т), НГ(5г/т), легкими РЗЭ(Ьа=25г/т; Се=52г/т; (Ьа/УЬ)ы=б). Кислые метавулканиты и терригенные метаосадки характеризуются повышенным фоном РАЭ (и=2-3,8г/т; ТЬ=12-14г/т; К=2-3%; п=40) и фракционированным распределением РЗЭ (Ьа/УЬ)к=8-5; Еи/Еи =0,5-0,6. Среди них метариолитоиды вьщеляются более высокими ТЬ/К=6-10 и (Ьа/УЬ)к= 14-15. Черные туфогенные породы отличаются от тех и других повышенным содержанием Ре, М^, преобладанием Ка в составе щелочей, пониженной примесью ТЬ и К(11=2,5г/т; ТЬ=9г/т; К=1,3%; п=15) и низким (0,5) К/и. Развитие среди мантийных вулканитов кислых пород, терригенных и туфогенных осадков с подобными радиогеохимическими свойствами свидетельствуют об участии в формировании вулканогенного пояса корового вещества, аналогичного Центральному сиалическому блоку.

Выходы вулканитов такого же высокомагнезиального пикробазальтового и базальтового составов известны и на других участках (р.р.Б.Мурожная, Татарка, Панимба) (В.А.Злобин, 1980; Т.Я.Корнев, 1991), пространственно связанных с Ишимбинской и Татарской зонами смятия - структурными элементами одноименных разломов. Залегают они среди тектонизированных метакарбонатно-терригенных толщ, относящихся к верхам тейской - низам сухопитской серий протерозоя. Важно заметить, что нигде среди них не встречено ультраосновных пород, весьма характерных для офиолитовых поясов.

По мнению автора, метариодацит-базальт-пикритовдная ассоциация своим парагенезом и петрогеохимическими особенностями отражает тектономагматические процессы, связанные со стадией активизации рифтинга раннедокембрийской континентальной коры на рубеже раннего и позднего докембрия. По существу, с этого этапа началось формирование мощного рифейского мегакомплекса в погружающейся (и раскрывающейся) вдоль разломов перикратонной зоне.

Офиолитоеая ассоциация распространена в СЗ части Енисейского кряжа в Исаковском аллохтоне. Фрагменты офиолитов, представленные серпентинизиро-ванными перидотитами, метагабброидами, метабазальтами и их метатуфами, а также

и Се ■ Мс1 ' апЕибатЬ ' ' ТтУЪ 1_и и (¿в ' ^ ' ЭтЕ'иевтЬ ' ' ■ ТтУЫи

юзь

100

' (*) ' ЗтЁиСЙТЬ

ТтУЪГи

ТтУЫи

Рис.12. Распределепие РЗЭ в рифейских метавулканитах. Ассоциации: А - метариодацит-базальт-пикритоидная: 1 - пикробазальты, 2 - базальты. Б - офиолитовая: 1 - базальты океанического типа, 2 - базальты островодужного типа. В - метадацит-андезит-базальтовая: 1 - ацдезибазальты, 2 - андезиты. Г - мета-базальт-риолитовая: 1 - базальты, 2 - риолиты. Д - пикрит-пикробазальт-базальтовая: 1 - пикриты, пикробазальты, 2 - высокотитанистые базальты. Е - метатрахиацдезит-андезибазальт-базальтовая: 1 - базальты, 2 - андезибазальты, 3 - трахиандезиты.

чередующимися с последними филлитами, карбонатсодержащими кварцево-слюдистыми сланцами, реже карбонатными породами, слагают протяженный пояс, прослеживающийся на расстояние около 220 км. Среди лав основного состава отмечены параллельные дайки и силлы диабазов и диабазовых порфиритов. К востоку от основной полосы офиолитов в вулканогенно-осадочной толще преобладают слюдистые и актинолитовые кварц-карбонатные сланцы, переслаивающиеся с мрамори-зованными известняками, рыжими анкеритсодержащими сланцами и анкерит-кварцевыми песчаниками, филлитами, горизонтами метабазальтов и их туфов, сил-лами диабазов. Здесь же наблюдаются маломощные пластовые тела ультрамафитов, прослеженные по простиранию на 1-2 км и сходные по условиям залегания с вулканогенными образованиями. К западу от офиолитовой полосы распространены породы известково-щелочной метадацит-ацдезит-базальтовой вулканической серии в ассоциации с туфогенными песчаниками, филлитизированными апевросланцами и известняками.

Все комплексы, слагающие аллохтон, отдельные члены офиолитовой ассоциации имеют тектонические контакты по надвигам. Надвиговые соотношения установлены между ними и метаморфическими толщами протерозоя Центральной зоны кряжа. Породы интенсивно дислоцированы и метаморфизованы в условиях зелено-сланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций.

Удлиненные, линзовидные и пластовые тела ультрамафитов мощностью до сотен метров представлены метаперидотитами - серпентинизированными гарцбурги-тами, реже лерцолитами и дунитами, петрогеохимические параметры которых соответствуют метаперидотитам офиолитов (Р.Г.Колман, 1979). Они высокомагнезиальны (N^0=39-43%), с повышенным (0,83) МвО/1У^О+РеО, обогащены Сг(1800-4000г/т), №(1900-2500 г/т), обеднены редкими литофильными элементами - ЛЬ, Бг, Ва и др. Отдельные маломощные пластовые тела ультрамафитов тремолит-серпентинового состава характеризуются пониженной магнезиальностью (N^0=31%), повышенными содержаниями АЬОз, СаО, МпО, 5г, Ва и 2п. По составу они отвечают пикритам (коматиитам). По концентрации (4 хондритовых уровня) и характеру распределения РЗЭ (слабое обогащение тяжелыми землями) они не отличаются от перидотитовых коматиитов со структурой спинифекс (К.Конди, 1983). Маломощные (до 0,2 м) дайки пикритов с такими же содержаниями MgO (29-30%) и значительно более высокими АЬОз и СаО(8-Ю%) отмечены среди гарцбургитов [60].

Основные кумуляты комплекса - метагабброиды слагают ряд мелких тел и один крупный (около 20 км2) массив, залегающий на перидотитах. Габброиды массивные и полосчатые - расслоенные, обычно превращены в ортоамфиболиты. Химический состав их достаточно выдержан. Это низкотитанистые (Т10г<0,4%) умеренно-глиноземистые базиты с отношением MgO/(MgO+FeO) около 0,6. Для них характерны весьма низкие содержания ИЬ(1-Зг/т), Ва(20-50г/т), &(5-15г/т),НД0,5г/т), Та(0,05г/т), ТЪ(0,5г/т) и 1Г(0,2%),а также №(60-150г/т), Сг(80-600г/т) и повышенные 8г(90-180г/т). Концентрация РЗЭ ниже 10 хондритовых уровней, а в их спектрах отчетливо выражен Еи-максимум. Кривые распределения РЗЭ в габброидах размещены ниже таковых в метабазальтах офиолитового комплекса и близки к подобию, что может свидетельствовать о их геохимическом родстве. Указанные петрогеохимические параметры присущи офиолитовым ассоциациям докембрия и фанерозоя.

Вулканогенные образования базальтового состава представлены метабазаль-товыми и диабазовыми порфиритами, лавами и туфами метабазальтов, дайками и

силлами диабазов и габбро-диабазов. Средний химический состав их (SiC>2=47,4%; ТЮ2=1,2%; FeO=9,3%; MgO=8,l%; K20=0,23%; n=53) близок толеитовым базальтам океанического типа [2]. Это умеренноглиноземистые высокомагнезиальные породы, соответствующие преимущественно оливиновым базальтам с переходом к пикроба-зальтам, с одной стороны, и базальтам - с другой. Соотношения и распределение инертных при низкосреднетемпературном метаморфизме элементов свидетельствуют о том, что большая часть составов изученных базальтов находится в области СОХ (диаграмма Ti/Cr-Ni, нормированные концентрации РЗЭ ниже 20 хондритовых уровней). Базальтоиды обеднены легкими лантаноидами, на кривых отсутствует Еи-минимум (рис.12). К тому же они характеризуются весьма низкими содержаниями РАЭ (11-0,22г/т; Th-0,46r/T; К-0,18%; п=75),а также и других несовместимых элементов: Rb(2r/t), Ва(40г/т), Sr(120r/t), &(73г/т); Ш(1,9г/т), Та(0,27г/т), У(24г/т), повышенными Сг(270г/т), №(116г/т), У(280г/т). Все эти геохимические признаки присущи океаническим базальтам.

К востоку от основной офиолитовой полосы в толще с анкеритсодержа-щими сланцами, песчаниками и углеродистыми филлитами наряду с базальтами вышеописанного типа присутствуют более титанистые (Ti02=l,7%) и железистые (Fe0=10,8%), менее магнезиальные (MgO=6,7%) разности. Они отличаются повышенным содержанием РАЭ (и=0,3г/т; ТЪ==0,7г/т; К=0,6%), Ba,Sr. В спектрах РЗЭ заметно слабое обогащение легкими лантаноидами относительно тяжелых -(La/Yb)N=l,5-l,8. Состав их базальтовый. Среди них отмечены высокоглиноземистые лейкобазальты и андезибазальты с пониженным содержанием Ti(Ti02-l,2%), повышенным щелочей (Na20-4%; КгО-0,54%) и элементов с крупными ионными радиусами (U, Th, Ва, Sr) относительно таковых с высокозаряженными ионами (Та, Zr, Hf) - с петрогеохимическими признаками островодужных вулканитов (рис.12), формировавшихся, очевидно, одновременно с офиолитами.

Важной геохимической особенностью метаосадочных отложений офилито-вого пояса является перемежаемость контрастных по радиогеохимическим свойствам пород - высокорадиоактивных филлитов и углеродистых сланцев (U-2,3-4r/t; Th-13,5г/т; К-2,7%; п=22) с низкорадиоактивными зелеными терригенно-туфогенными (U-l-l,8r/T; Th-2-7,5 г/т; К-0,5-1,6%; п=50) и терригенно-карбонатными сланцами (U-0,7г/т; ТЪ-3,2г/т; К-0,2%; п=26), прослоями карбонатных пород (U-0,7r/t; ТЬ-0,9г/т; К-0,2%; п=11). Это свидетельствует о смешении минеральных масс сиалической и фемической зон и принадлежности всего комплекса пород, включающих офиолито-вую ассоциацию, к океаническим образованиям, формировавшимся вблизи континента. Метабазальты офиолитовой ассоциации по всем характеристикам соответствуют базальтам СОХ. Наличие среди них и особенно в толще, примыкающей с востока, разновидностей с пониженной магнезиальностью и повышенной глиноземистостью, более высокими содержаниями элементов с крупными ионными радиусами, а также перемежаемость метабазалыпов с контрастными по составу и радиогеохимическими свойствами осадочными породами может отражать обстановку окраинного моря (А.Д.Сандерс, Дж.Тарни, 1987). Формирование офиолитовой ассоциации происходило, очевидно, в зоне осевого задугового спрединга, а маломощных imacmoe улыпрамафитов - в локальных структурах растяжения.

Результаты Rb-Sr и K-Ar датирования пород офиолитовой ассоциации и континентальной окраины указывают на два рубежа - 1262±100 и 600-620 млн.лет. Первая дата относится к метагаббро и отражает возраст раннего метаморфизма

офиолитов, являясь верхней границей их формирования. Вторая датировка свидетельствует о метаморфизме и офилитов, и пород континентальной окраины. Второй рубеж может быть связан с продолжающимся перемещением Исаковского аллохтона (террейна) на континент [60].

Метадацит-андезит• базальтовая ассоциация развита в западной части Енисейского кряжа (Исаковский аллохтон, Ангаро-Тисский прогиб) среди карбонат-но-терригенных отложений, относящихся к верхам сухопитской - низам тунгу-сикской серии верхнего рифея [2,21,28]. Вулканические образования представлены мицдалекаменными и флювдальными базальтовыми, андезибазальтовы-ми.андезитовыми порфиратами, металавами и туфами кислого состава, субвулканическими их аналогами. Широко распространены лавобрекчии и туфобрекчии, включающие грубый пирокластический материал, туфопесчаники и туфосланцы. Метавулканиты среднего-основного состава залегают среди глинистых, известково-глинистых и углеродистых алевросланцев с прослоями песчаников, доломитов, известняков, яшмовидных пород. Кислые магматиты (<15-20% от объема ассоциации) тяготеют к регрессивной части разреза с гравелитами, песчаниками, туфогенными их разностями. Местами (р.Н.Сурниха) разрез осадочно-вулканогенного комплекса венчается пачкой пестроцветных известково-глинистых сланцев с горизонтами доломитов, содержащих верхнерифейские строматолиты, характерные для джурской свиты восточных разрезов (В.Ю.Шенфиль, 1991). Вулканогенные породы подвержены низкотемпературным зеленокаменным преобразованиям [2].

В пользу генетической однородности ассоциации свидетельствуют как геологические, так и петрогеохимические ее особенности. В петрохимическом составе известково-щелочной серии пород от лейкобазальтов к авдезибазальтам и андезитам устанавливаются постепенные переходы. Базальтовды - высокоглиноземистые, насыщены кремнеземом, отличаются повышенной титанистостью (ТЮг= 1,6-2%) и щелочностью (Ка20+К20=4,2-4,8%), при преобладании №. в составе щелочей (Ка20/К20=5,4). Им присущи повышенные содержания ЯЬ(20-60г/т), Ва(150-580г/т), Бг(180-440г/т), а также Сг(100-130г/т) и N¡(80-1 Юг/т). В нормализованных по хон-дриту спектрах РЗЭ заметно обогащение легкими лантаноидами ((Ьа/УЬ^=3-9) (рис.12). Содержание РАЭ (и=0,7 г/т; ТЪ=2,4 г/т; К=0,6%; п=41) соответствует базальтам континентальных областей. Указанные петрогеохимические параметры, а также мультиэлементные спектры несовместимых элементов делают их весьма сходными с известковощелочными базальтами (типа САВМ) деструктивных геодинамических обстановок - вулканических дуг активных континентальных окраин (рис.13). Андезиты (8Ю2=60,5%) и риолитоиды (5Юг=67,4%) как и базиты калий-натриевые, но с возрастающей ролью К в составе щелочей и умеренно повышенными содержаниями РАЭ (11=1,5 и 2,4 г/т; ТЬ=5,8 и 9,7г/т; К=0,85 и 2,8%; п=12 и 26) других редких литофилов (ЯЬ, Сэ, Ва, Бг, 2х, Ш, Та), а также легких РЗЭ, характеризующихся наличием Еи-минимума. Дискретный характер распределения РАЭ в породах средне-основного и кислого составов и умеренная радиоактивность последних могут указывать на самостоятельный (коровый) фемически-сиалический источник риолито-вой магмы.

В северной части Ангаро-Тисского прогиба, наряду со средне-кислыми вулканитами такого состава, отмечены андезиты и риолитоиды №-К с повышенным содержанием Т1, Р, ЯЬ, Ва, а также 1!(2-4г/т), ТЬ(9-20г/т) и К(2-3,5%), свидетель-

ствующие об эволюции состава известково-щелочной базальт-ацдезит-риолитовой серии в сторону повышения щелочности в основном за счет К и обогащения другими литофильными элементами. Возможно в этом проявляются элементы зональности: повышение щелочности-калиевости в магматитах рифейской вулканической дуги по мере удаления ареалов вулканизма от края литосферной плиты континентального

Вмещающие карбонатно-терригенные метаосадки - морские мелководные и субаэральные пестро-цветные отложения слабо дифференцированы по составу и характеризуются в целом пониженными содержаниями РАЭ. Максимальные их значения фиксируются в глинистых и известково-глинистых алевро-сланцах (11=1,7-2,2г/т; ТЬ=8-11г/т; К=1,8-2,1%; п=47), промежуточные -в песчаниках, туфопесчаниках и глинистых известняках (и=0,5-1г/т; ТЬ=1,7-7г/т; К=0,3-1,4%; п=32), минимальные - в кварцитах, доломитах известняках (11=0,2-0,бг/т; ТЬ=0,3-1,4г/т; К=0,15-0,3%; п=21).

Средние содержания РАЭ в метаосадочно-вулканогенном комплексе (17=1,Зг/т; ТН=бг/т; К=1,2%; п=210) немного ниже средних оценок в континентальном типе коры, что свидетельствует о его умеренной сиаличности - геохимической дифференцировашюсти. Следовательно, набор пород, их соотношение, а также содержания петрогенных компонентов, редких и редкоземельных элементов свидетельствуют о принадлежности метадацит-андезит-базальтовой ассоциации к известковощелочной вулканической серии, формирование которой может быть связано со становлением окраинно-крнтинентальной островодужной системы.

Метабазальт-риолитовая ассоциация в наиболее типичном виде представлена в Верхневороговской грабен-синклинали - в хорошо изученной уранонос-ной структуре, приуроченной к блоку коры высокой сиаличности. Последняя проявляется в неоднократной гранитизации подстилающих толщ, существенно калиевой специфике гранитов и риолитов и обогащенности их и и особенно ТЬ (до 60-100 г/т) [2]. С конца сухопитского - начала тунгусикского времени этот блок несет черты устойчивой положительной структуры, в северной части которой, в зоне рифтогенеза формировались контрастная метабазальт-риолитовая, металейкобазальтовая и континентальная пестроцветная формации [28].

Метабазальтоиды в виде пластовых тел мощностью до 100м залегают в толще среди филлитов, алевросланцев и песчаников, являющихся верхней регрессивной частью метапелитового разреза сухопитской серии [2]. Представлены они альбитизи-рованными диабазовыми порфиритами с реликтами миндалекаменных текстур, кар-бонат-хлорит-альбитовыми, амфибол-плагиоклазовыми и существенно хлоритовыми апотуфовыми ортосланцами. Выше метабазиты чередуются с горизонтами кислых метавулканитов, песчаников, гравелитов и конгломератов. Эта часть разреза весьма

типа. 100

\\Vi_ САВМ

7 \ 1

у—

САВ1

Бг К № Во ТЬ То ИЬ Се Р 2г Ж &п Т1 У УЬ

Рнс.13. Мультиалементные спектры метабазаль-тов метадацит-андезит-базальтовой ассоциации. 1- базальты, 2- андезибазальты.

Текст научной работыДиссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Ножкин, Александр Дмитриевич, Новосибирск

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ОБЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ И МИНЕРАЛОГИИ

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ оД. С^о-Ы

На правах рукописи

НОЖКИН Александр Дмитриевич

ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКАЯ ТИПИЗАЦИЯ ДОКЕМБРИЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЮГА

СИБИРИ

04.00.08 - петрология, вулканология

\/ЧГШ ЕПзйДе научного доклада

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Новосибирск 1997

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук доктор геолого-минералогических наук доктор геолого-минералогических наук

Белоусов А.Ф. Конников Э.Г. Макрыгина В.А.

Ведущая организация:

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (г.Москва)

Защита состоится ^ 9 6 i'c-*4?-"f} 9°' _ часов

на заседании диссертационно:; .50.05 при

Объединенном Институте геолог:«- минералогии

СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск-90, про . «

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке ОИГТМ СО РАН.

Диссертация в виде научного доклада разослана

1997 г.

5Ш -«ЗУ

Ученый секретарь диссертационного совета,

доктор геол.-мин. наук Q. ^л^/} " Ф.ПЛесков

ВВЕДЕНИЕ

Петролого-геохимическое исследование и типизация крупных структурно-вещественных комплексов, блоков земной коры и литосферы с целью оценки степени дифференцированное™ состава минерального вещества весьма актуальны как в теоретическом, так и в практическом отношении. Они необходимы для решения ряда фундаментальных проблем теоретической геологии: 1) выявления закономерностей эволюции магматизма, метаморфизма и верхних оболочек Земли (Ю.А.Кузнецов, 1964; А.Ф.Белоусов, 1986; В.А.Глебовицкий, 1986; Эволюция магматизма..., 1987; С.Р.Тейлор, С.М.Мак-Леннан, 1988; Петрохимическая эволюция..., 1990; А.Б.Ронов, 1993; НЛДобрецов, 1995; Г.В.Поляков и др., 1997; Proterozoic Crustal Evolution, 1992; K.C.Condie, 1993; Archean Crustal Evolution, 1994 и др.); 2) разработки петро-лого-геохимических моделей определенных сегментов коры и верхней мантии и исследования поведения элементов в истории развития литосферы (А.А.Смыслов, 1974; Б.ГЛугц, 1975; А.С.Митропольский, 1979; А.Д.Ножкин, Е.М.Крестин, 1984; Геохимическая модель..., 1984; А.А.Кременецкий, Л.Н.Овчинников, 1986; В.СЛутков, 1991 и др.); 3) выделения геохимически специализированных комплексов, мантийных и коровых неоднородностей и использования их в петрологии и металлогении (Ф.Н.Шахов, 1966; Н.В.Соболев, 1974; В.И.Казанский и др., 1976; Л.В.Таусон, 1979; Д.В.Рувдквист, 1984; А.Д.Щеглов, И.Н.Говоров, 1985; Н.ПЛаверов и др., 1986; Ф.АЛетников, 1986; Г.М.Беляев, В.М.Терентьев, 1990; И.Д.Рябчиков, 1992; Ю.Г.Щербаков, 1995 и др.).

Научную базу петрогеохимической типизации составляют региональные исследования, в том числе древнейших комплексов платформ и подвижных поясов. Они дают возможность выявить геохимическую неоднородность состава мантийно-корового вещества как одну из главных причин формирования металлогенических провинций, особенно редкометалльного (U, Th, Li, Ве, Та и др.) профиля, в верхних слоях литосферы [27, 31-33, 38]. Такие исследования должны проводиться на надежной геологической и петрохимической основе и сопровождаться массовыми количественными определениями микропримесей редких или рудных элементов. Экспрессные методы анализа особенно широко используются при выявлении содержаний радиоактивных элементов, являющихся в силу своих специфических свойств индикаторами миграционных путей рассеянного вещества (Г.Б.Наумов, 1983), индикаторами геологических процессов прошлого (В.И.Вернадский, 1977).

Актуальность проблемы определяется вышесказанным, а также необходимостью детального изучения докембрия, охватывающего более 85% интервала геологической истории Земли и содержащего около 70% мировых запасов различных ¡гидов рудных полезных ископаемых. Повышенный интерес к геологии докембрия в ¿»следние десятилетия обусловлен возможностью получения новой информации о строении, составе древнейших комплексов и процессах формирования континентальной коры на основе использования современных методов петрологических, геохимических, изотопно-геохронологических исследований и интерпретации результатов в рамках современной концепции тектоники литосферных плит.

Основные задачи исследований:

- обосновать выделение формационных комплексов раннедокембрийского кристаллического основания - чарнокит-гранулитового и зеленокаменных поясов, ранне-и позднепротерозойских окраинно-континентальных поясов, а также геохимических типов разновозрастных гранитоидов;

- выявить на основе индикаторных свойств РАЭ и РЗЭ степень дифференцированное™ породных ассоциаций, формационных комплексов, различных блоков коры и степень геохимической неоднородности верхних слоев литосферы;

Украинскому щиту, а также многочисленные литературные источники. Работы по изучению условий редкометалльной рудоносности докембрия, начатые на кафедре геологии и разведки руд редких и радиоактивных элементов Томского политехнического института, с 1969 года продолжены в лаборатории геохимии радиоактивных элементов Института геологии и геофизики СО АН СССР, где они приобрели специализированную геолого-геохимическую направленность. Исследования велись в соответствии с планом НИР, в основном по тематике, касающейся геологии, радиогеохимической типизации, эволюции и условий рудоносности докембрийских комплексов, выяснения индикаторного значения редких, редкоземельных и радиоактивных элементов в породо- и рудообразующих системах. Кроме того, они проводились в рамках международных программ "Геологическая корреляция", "Литосфера", ГНТП России «Глобальные изменения природной среды и климата» и др. В разное время работы велись в содружестве с научными коллективами ГИН, ИГГД, ИЛС АН, СибГЕОХИ, ИЗК СО АН, ГИН (Якутск), геологами ПГО "Красноярскгеология", "Березовгеология" и "Сосновгеология", координировались с радиогеохимическими задачами, решаемыми во ВСЕГЕИ и ВИМС Мингео СССР, ГЕОХИ РАН.

Принятая методика полевых работ и сбора первичного материала включала изучение геологических разрезов и детальное площадное картирование объектов, сопровождавшиеся документацией горных выработок, керна скважин и геохимическим опробованием. Представительность опробования обеспечивалась массовыми замерами радиоактивности пород, отбором проб и образцов с наиболее типичными (модальными) радиометрическими свойствами и в местах с контрастными их значениями. Во всех пробах определены соответствующие им содержания РАЭ и выявлены минеральные ассоциации пород. Опыт радиогеохимических исследований автора показывает, что нарушение фона по и и К - весьма подвижных элементов - фиксирует зоны наложенного регрессивного метаморфизма, гранитизации, а устойчивый фон инертного при метаморфизме ТЪ свидетельствует об однородности выборки пород. Из однородных по радиогеохимическим и петрографическим признакам выборок отбирались пробы для определения в них петрогенных и редких элементов. Наиболее характерные пробы из этих выборок проанализированы нейтронно-активационным методом на содержание РЗЭ. Радиогеохимическая характеристика пород основана на определении РАЭ преимущественно гамма-спектрометрическим методом (В.А.Бобров, А.М.Гофман, 1971; В.А.Бобров, Ф.П.Кревделев, А.М.Гофман, 1975) с контролем (до 25-30%) и - методом запаздывающих нейтронов (МЗН), люминесцентным, лазерно-люминесцентным, ТЬ - химическим (колориметрическим) методами, а К - методом фотометрии пламени. Точность и воспроизводимость определений РАЭ контролировались также путем анализа международных, государственных и внутренних стандартов, аттестованных прямыми методами: нейтронно-активационным (В.С.Пархоменко, 1978) и МЗН (Е.Г.Вертман, 1975). Сопоставление и сходимость результатов анализа разными методами показаны в работах (В.М.Гавшин и др., 1978; А.Д.Ножкин и др., 1983; Ю.М.Пузанков и др., 1989). Использованы также разные методы выявления концентраций, особенностей распределения и форм нахождения РАЭ в минералах: ^радиография, особые приемы выщелачивания и др. Содержания петрогенных элементов определены методами "мокрой химии" и РФ А, редких -и, Се, Ва, Бг, V, Сг, №, Со, Си, 2.п, Аи, Аё - атомно-абсорбционным, 2т, Мо, Эп, Эс - количественным спектральным, РЗЭ, Та, Ш, ТЬ, и,

Sc, Cs, Co, Cr - инструментальным нейтронно-активационным, Y, Nb, Zr, Rb, Sr -РФА. Составы минералов установлены электронно-зондовым анализом. K-Ar, Rb-Sr, U-Pb и термоионным Pb-Pb методами определен абсолютный возраст пород и минералов и соотношения изотопов. Петрогеохимические характеристики пород получены на основе авторской коллекции - отбора около 20000 образцов и проб, анализа всех их на РАЭ, выборочно на петрогенные, редкие (5500 проб) и редкоземельные элементы (около 600 проб). Использованы также результаты изучения шлифов для определения минеральных ассоциаций, характера и последовательности вторичных изменений, Р-Т параметров и флюидного режима метаморфизма. Изучен химический состав около 750 породообразующих минералов, состав и физические свойства многих редких, U- и Th-содержащих, в том числе выявленных автором новых минералов и минеральных разновидностей. Представительность опробования, надежность аналитических данных и их статистической обработки обеспечивают получение достоверных петрогеохимических характеристик пород и комплексов и выявленных на их основе закономерностей.

При исследовании вещественного состава метаморфических комплексов автором применяется геолого-геохимический подход, базирующийся на научных разработках (В.А.Макрыгина, 1981; K.Condie, 1980), показывающих изохимичность регионального метаморфизма в отношении ряда петрогенных (Ti, Fe064., Р и др.) и относительно малоподвижных редких (РЗЭ, Th, Zr, Hf, Nb, Та, Y, V, Sc, Co и др.) элементов. Реконструкция условий образования структурно-вещественных комплексов и блоков коры выполнена на основе палеогеодинамического анализа вероятных обстановок развития вулканизма и бассейнов седиментации. Основы этой методики, разработанной на современных образованиях с известными тектоническими условиями формирования и широко применяемой для фанерозойских складчатых областей, являются общепринятыми и включают выделение индикаторных породных ассоциаций и определение их типоморфных геохимических параметров.

Континентальная кора, как известно, образована в результате дифференциации мантийного вещества, сопровождавшейся концентрацией кремния, а также крупноионных литофильных, в том числе радиоактивных элементов. В основу типизации крупных естественных геологических подразделений - породных комплексов и отдельных блоков коры - положены результаты геологических и петрогеохимических исследований, сопровождавшихся количественными определениями РАЭ, устойчиво накапливающихся в коре. Из них наиболее надежным индикаторным элементом является Th, относительно инертный при метаморфизме. Содержание РАЭ в кристаллическом комплексе или блоке коры, соответствующее средней величине, принятой для "гранитного" слоя континентальной коры (U-2,7z/m; Th-11,6г/т; К-2,4%) (А.Б.Ронов, АЛ.Ярошевский, 1978) - признак высокой геохимической дифференциро-ванности - зрелости земного вещества. Фоновые значения РАЭ, близкие к среднему содержанию в "базальтовом" слое (U-0,7z/m; Т!г-2,4г/т; К-1,1%), свидетельствуют о весьма низкой дифференцированности - преобладании фемических минеральных масс. Концентрация РАЭ, сопоставимая со средним уровнем в континентальной коре (U-l,6z//m; Th-б.Зг/т; К-1,64%) - показатель умеренной сиаличности, геохимической дифференцированности [51].

Для породных комплексов разного уровня даются статистически обоснованные оценки средних содержаний РАЭ. Кроме того, учитываются данные по петрохи-мическому составу пород, содержанию в них ряда редких и редкоземельных элемен-

Научная новизна. Личный вклад:

2. Разработаны критерии зрелости - степени геохимической дифференцированное™ архейских комплексов. Показана высокая зрелость отдельных сегментов архейской континентальной коры Сибирского, а также других кратонов.

8. Выделены эпохи и области максимального п

Информация о работе

Ножкин, Александр Дмитриевич
доктора геолого-минералогических наук
Новосибирск, 1998
ВАК 04.00.08

Диссертация

Петрогеохимическая типизация докембрийских комплексов юга Сибири - тема диссертации по геологии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы