Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

Геологический очерк

Рис. II.6

Древнейшие кристаллические образования Шарыжалгайского комплекса в Юго-Западном Прибайкалье слагают краевой выступ фундамента Сибирской платформы (рис.II.6). От побережья оз. Байкал он протягивается в северо-западном направлении почти на 300 км до бассейна р.Оки в Присаянье. Северо-восточная часть Шарыжалгайского выступа либо трансгрессивно перекрыта осадочными толщами платформенного чехла, либо надвинута на них. С юга и юго-запада его границей является зона Главного Саянского разлома, представляющая собой часть глубинной структуры протяженностью свыше 3000 км. Она носит название краевого шва, по которому происходит сочленение Сибирской платформы с Саяно-Байкальской складчатой областью. Ширина обнаженной части выступа колеблется от 75-80 до 10-15 км, в целом постепенно уменьшаясь к северо- западу. По данным аэромагнитных исследований основные структуры Шарыжалгайского выступа на севере прослеживаются под отложениями платформенного чехла (Грабкин и Мельников, 1980; Геология гранулитов, 1981).
Шарыжалгайский краевой выступ подразделяется на четыре отдельных блока: Иркутный, Жидойский, Мало-Бельский и Булунский (рис.II.6, врезка). Их границами служат мощные субмеридиональные разломы, которые также входят в систему краевого шва. Они различаются как по составу слагающих пород, так и по характеру эволюции основных структурных форм (Парфенов, 1967; Прокофьев, 1971; Грабкин и Мельников, 1980; Мельников, 1983; Курдюков, 1989).
    Иркутный блок занимает площадь от побережья оз. Байкал до бассейна р.Иркут и сложен преимущественно амфибол-двупироксеновыми сланцами, биотит-амфиболитовыми, биотит-гранатовыми, биотит-гиперстеновыми гнейсами и их мигматитами. Амфиболиты и карбонатные породы играют подчиненную роль. В обширных полях мигматитов достаточно уверенно различается непрерывный субстрат гнейсов и кристаллосланцев. Мигматиты часто образуют выдержанные по мощности пачки, которые чередуются с глиноземистыми гнейсами, пироксеновыми и пироксен-амфиболовыми кристаллосланцами (рис.II.6). Со всеми перечисленными выше породами тесно ассоциируют эндербиты, чарнокиты, биотитовые граниты и мелкие тела ультрабазитов (Крылов, Шафеев, 1969; Крылов, 1970; Прокофьев, 1971).
    Жидойский блок расположен в междуречье Иркута и Китоя. По составу слагающих его пород он очень близок к Иркутному, но отличается присутствием в разрезе тонкополосчатых лейкократовых магнетит- и гиперстенсодержащих гнейсов (метавулканитов), а также гиперстен-магнетитовых кварцитов.
    Мало-Бельский блок находится северо-западнее Жидойского и сложен биотитовыми, биотит-амфиболовыми, в различной степени мигматизированными гнейсами, гранито-гнейсами, гранат-биотитовыми, гранат-силлиманитовыми, силлиманит-кордиеритовыми кристаллосланцами, амфиболитами, горизонтами и линзами мраморов и кальцифиров. Чарнокиты и эндербиты, играют гораздо меньшую роль, чем в рассмотренных выше блоках. От последних Мало-Бельский блок отличается широким распространением глиноземистых пород и амфиболитов при значительно меньшем количестве пироксеновых кристаллосланцев.
    Булунский блок расположен в междуречье Онота и Оки и сложен разнообразными биотитовыми, биотит-амфиболовыми, гранат-биотитовыми гнейсами с горизонтами и линзами гранат-кордиерит-биотитовых гнейсов и сланцев, амфиболитов, кварцитов и кварцито-гнейсов. В его составе почти полностью отсутствуют карбонатные породы.
Геохимические и петрохимические особенности большинства гнейсов и кристаллосланцев Шарыжалгайского выступа близки к характеристикам пород архейских зеленокаменных поясов (Петрова и Левицкий, 1984; Ножкин и Туркина, 1993). Так гиперстеновые гнейсы близки к дацитам-риодацитам FI а метабазиты - к толеитовым базальтам TH2 и (реже) TH1 (Конди, 1983). Средний состав метаморфических пород Шарыжалгайского комплекса в Иркутном блоке соответствует кварцевому диориту-андезиту (Ножкин и Туркина, 1993). Рядом исследователей высказано допущение, что протолитом значительной части вещества Шарыжалгайского выступа служил архейский зеленокаменный пояс (Петрова и Левицкий, 1984; Perchuk, 1989, Ножкин и Туркина, 1993). А.И.Сезько (1988, 1990) по структурно-вещественным признакам выделяет зеленокаменные пояса верхнеархейского возраста в пределах Китойской и Урикской синформ Шарыжалгайского выступа.

Абсолютный возраст
Определения возраста пород Шарыжалгайского комплекса получены по результатам Pb-Pb, U-Pb, Rb-Sr и Sm-Nd методов.
Э.В.Соботович и др. (1965) привели первые результаты определения изотопного возраста в гнейсах на основе свинцово-изохронного метода. Однако нарушенность изотопной системы не позволила авторам в полной мере реализовать этот метод. Вместо изохроны им пришлось остановиться на так называемом методе точки, с помощью которого они рассчитали возраст 2900+300 млн лет. Еще более высокое значение возраста, более 4000 млн лет было получено М.И.Волобуевым и др.(1980) для мраморов Шарыжалгайского комплекса. Используя тот же метод свинцовой изохроны, эти авторы также обратили внимание на возможные потери урана при наложенных процессах. В то же время М.И.Волобуев и др. (1980) использовали комбинацию U-Pb-Th и Pb-Pb изохронного методов в приложении к U-Pb диаграмме с конкордией для определения возраста силикатных метаморфических пород из береговых обнажений Байкала. Для чарнокит-эндербитов, чарнокитов и гранито-гнейсов они получили цифру 2300+200 млн лет, а для пегматоидных гранитов и гранито-гнейсов - 1800+150 млн лет. Все рассмотренные данные были получены по породам.
Цирконометрия как разновидность U-Pb метода впервые была использована Е.В.Бибиковой и др. (Геология гранулитов, 1981, с. 27) для изотопной датировки последовательности магматических и метаморфических событий в Шарыжалгайском выступе. По цирконам из метабазитов и биотит-гиперстеновых гнейсов получены цифры 2700-2600 млн лет, а по цирконам из чарнокита и эндербита из береговых обнажений Байкала - 2050-1950 млн лет.
Наряду с рассмотренными выше методами датирование интрузивных и метаморфических пород Шарыжалгая также проводилось Rb-Sr изохронным методом. Первая цифра 1760+75 млн лет была получена Е.К. Герлингом и Е.С. Варшавской (1966) для гнейсов из Присаянской зоны. Затем Г.П.Сандимирова с сотр. (1979) получили изохрону 3730+100 млн лет по пяти пробам из кристаллосланцев и гнейсов, а по 11 пробам из мигматизированных сланцев, мигматитов, эндербитов, чарнокитов и гранитов - 2400+50 млн лет. Иными словами, межкупольные синформы и внешние зоны куполов в ряде случаев оказались существенно древнее пород смешанной серии внутренней их части и ядер. Эти последние определения в какой-то мере были поддержаны (Крылов и др., 1980) весьма представительными рубидий-стронциевым изохронами, полученными для гнейсов (2530+260 млн лет), чарнокитов (2540+160 млн лет и биотитовых гранитов (2530+350 млн лет). С.Б.Брандт с сотр. (1987) определили возраст 2450+100 млн лет для процесса флогопитизации в контактовых ореолах тела метаультрабазитов в районе Крутой губы. Вместе с тем, для пегматоидных гранитов ядерной части купола в карьере Ангосолки получен возраст 1970 млн лет (Крылов и др., 1980).
Из приведенного краткого обзора видно, что различными методами в эволюции Шарыжалгайского комплекса намечены три гляавных события: 3700 млн лет, 2400-2700 млн лет и 1800-2000 млн лет. Изотопные данные создают основу для заключения о том, что метаморфические процессы и деформации протекали на протолите, заложенном в архее (Грабкин, Мельников, 1980; Геология гранулитов, 1981; Hopgood, Bowes, 1990; Aftalion et al., 1991). Наиболее древний возраст (3730+100 млн лет), полученный Г.П.Сандимировой с сотр. (1979) на основе рубидий-стронциевой изохроны для кристаллосланцев и гнейсов синформных геоструктур, может соответствовать эпохе наиболее раннего базальтового вулканизма. Однако в акцессорных цирконах из метабазитов этот возраст не записан, а зафиксированы лишь более поздние метаморфические события. Е.В.Бибикова (Геология гранулитов, 1981, с.27) пришла к выводу, что накопление вулканогенно-осадочных толщ, заложивших начало Шарыжалгайского комплекса, происходило 2800 млн лет назад, а их метаморфизм протекал 2600-2700 млн лет тому назад. В интервале 1800-2000 млн. лет комплекс был охвачен мощным повторным метаморфизмом, сопровождавшимся явлениями плавления с образованием чарнокитов и гранитов. Именно этот этап по всей видимости отвечает мощному ретроградному метаморфизму в ходе эксгумации комплекса. Видно, что абсолютные значения возрастов для двух наиболее значительных периодов тектоно-термальной активности в Шарыжалгайском выступе и в Южно-Енисейском кряже практически совпадают.

Тектоническое строение
Внутреннюю структуру Шарыжалгайского выступа определяют взаимосвязанные системы эндербитовых и гранито-гнейсовых куполов, разделенных крутыми узкими синформами (рис.II.6) (Грабкин и Мельников, 1980; Мельников, 1983).
Все разновидности лейкократовых и часть меланократовых пород вблизи ядер и на периферии куполов обнаруживают признаки высокой пластичности и большой подвижности вещества в процессе эволюции структуры. Гранито-гнейсовые купола, валы и разделяющие их межкупольные синформы структуры образовались в результате активного внедрения гранитов и чарнокитов. Среди куполов отчетливо выделяются две группы. Первая объединяет пологие сводообразные гранито-гнейсовые поднятия. Часто они имеют расплывчатые контуры, иногда сливаются друг с другом без четких синформ на периферии и в межкупольных пространствах. Эти поднятия обычно сложены эндербитами, чарнокитами и породами гранулитовой фации, слабо затронутыми диафторезом. Примерами таких структур являются Улановский, Шарыжалгайский, Жидойский купола и Мало-Бельский складчатый овал (см. рис.II.6). Ко второй группе отнесены более ярко выраженные гранито-гнейсовые купола с интенсивнейшими дислокациями крутых межкупольных синформ (Ангасольский, Прииркутский, Зыркузунский, Орингольский, Китой-Кинский и др.). В ядерных частях этих структур также встречаются эндербиты, но гораздо шире распространены различные гранито-гнейсы и мигматиты. Эти две возрастные генерации куполов сформировались в различных условиях глубинности (Грабкин, Мельников, 1980).

Рис.II.7

Внутреннее строение куполов очень сложное и, как правило, дисгармоничное. Оно обычно характеризуется уменьшением гнейсовидности и основности пород от крыльев по направлению к центральным частям (рис. II.7, II.8). При этом изменение структурно-вещественных характеристик пород кореллируется с закономерностями распределения микрокомпонентов (рис.II.7). 

Рис. II.8

Детальными структурными исследованиями (Грабкин, Мельников, 1980; Мельников, 1983, 1984) установлено широкое развитие процессов внутрислойного пластического течения горных пород, синхронного с метаморфизмом и гранитизацией деформируемой толщи. В пачках гнейсов, кристаллосланцев и в залегающих согласно с ними пластообразных телах гранито-гнейсов, агматитов и мигматитов создаются раздувы и пережимы, распределение которых отражает сложную картину эволюции полей напряжений в период роста куполов в пластичной среде (рис.II.8). Характерно уменьшение мощностей в сводовых частях куполов, фиксирующее отток пластического материала на крылья с образованием структур будинажа и мелких складок течения, опрокинутых от сводов. Анализ распределения мощностей, местоположения зон оттока и нагнетания свидетельствует о ведущей роли радиальных напряжений в формировании структуры. С удалением от ядер куполов степень гранитизации субстрата уменьшается, теневые мигматиты и агматиты сменяются послойными, появляются горизонты гнейсов и кристаллосланцев. Периферия куполов и межкупольные синформы отличаются более четко ориентированными структурами и линейными ориентировками комплекса малых структурных форм.
Как в сводах, так и на крыльях купольных структур наблюдаются пакеты мелких изоклинальных складок течения с осевыми поверхностями, иногда деформированными в соответствии с общей формой купола. Часто замки складок с ранней метаморфической полосчатостью встречаются в ксенолитах среди агматитов складчатого типа (рис.II.8). Куполообразование происходило, вероятно, в толще, ранее смятой в изоклинальные складки. Лежачие либо слегка наклоненные к северо-востоку или северу с пологими погружениями шарниров, эти складки, как правило, обладают субпараллельной ранней сланцеватостью.
Система куполов и межкупольных зон в разрезе асимметрична. Почти все изученные формы имеют более длинные и пологие юго-западные крылья при коротких и крутых северо-восточных. Общая северо-восточная вергентность структур свидетельствует о существенном влиянии дополнительного субгоризонтального сжатия в период активного роста куполов, ориентированного в направлении с юго-запада на северо-восток (рис.II.6). На это указывает также строение отдельных более мелких складок.
На заключительных стадиях пластической деформации Шарыжалгайского комплекса произошла линеаризация ранних структурных форм в зонах крупных межблоковых разломов. При этом произошла частичная перестройка нелинейных купольных структур в линейные крупные складчатые системы северо-западного простирания. Эти процессы тесно связаны с активизацией и окончательным оформлением разломов, существовавших ранее в виде зон повышенной проницаемости, интенсивного сдвигового течения и повышенной теплогенерации. Их становление вызвало новый частичный прогрев и раздавливание размягченной толщи и привело к растаскиванию изометричных складок по сложным системам сдвигов, взбросо-сдвигов и взбросов. В крупных масштабах наблюдается переориентировка ранних структурных форм. Появляются линейные складки и серии поставленных "на голову" пластин гнейсов. Возросло количество мелких и крупных разрывов и трещин, согласных с простиранием толщи, резко усилилось ее расслоение, появились многочисленные зеркала скольжения с субгоризонтальными бороздами. Получили широкое развитие тесно сжатые складки с крутыми и субвертикальными погружениями шарниров и изогнутыми осевыми поверхностями, увеличилось количество катаклазированных и милонитизированных пород. Интенсивность процессов перестройки структуры и степень ее линеаризации возрастают с юго-востока на северо-запад (Грабкин, Мельников, 1980; Мельников, 1983). Таким образом, на прилегающей к оз.Байкал юго-восточной части Шарыжалгайского выступа сохранилась наименее измененная структура, весьма характерная для ранних стадий эволюции гранито-гнейсовых и гранит-зеленокаменных поясов в фундаменте древних платформ. А.М. Хопгуд и Д.Р.Боуэз (Hopgood, Bowes, 1990) предполагают, что протерозойские процессы в Шарыжалгайском выступе протекали в режиме сжатия и последующего растяжения земной коры. С коллизионным режимом ими связывается динамотермальный (региональный) метаморфизм. С режимом растяжения - развитие чарнокитов, сменившееся становлением пегматитовых и гранодиорит-гранит-пегматитовых тел (см. также Aftalion et al., 1991).