CC BY
129
Региональная геология
УДК 551.7
ДОКЕМБРИЙ ЮГО-ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЫ СИБИРСКОГО КРАТОНА
А.Д. Ножкин
Институт геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск E-mail: [email protected]
На основе комплексных геологических, петролого-геохимических, изотопно-геохронологических и металлогенических исследований, проведенных автором с коллегами преимущественно в регионах западной и юго-западной окраиныы Сибирского кратона и обрамляющего аккреционного пояса, выделеныi гетерогенные архейские, ранне- и позднепротерозойские структурно-вещественные комплексыI, фиксирующие главные корообразующие события в докембрии. Осуществлена петрогеохимическая типизация, выявлены основные рубежи и геодинамические условия формирования, отмечена металлогеническая специфика. Представлена модель образования, роста и эволюции докембрийской корыi ЮЗ части Сибирского кратона, рассмотрено семь этапов ее формирования.
Ключевые слова:
Архей, ранний и поздний протерозой, геология, петрология, геохимия, металлогения, Енисейский кряж, Восточный Саян, юго-западная окраина Сибирского кратона.
Краткий очерк истории исследования
Начало планомерному исследованию Сибири было положено семилетним путешествием Д.Г. Мессершмидта и шестилетним В. Беринга, предпринятым по распоряжению Петра I, коснувшимся нескольких областей Сибири [1]. За этой первой академической экспедицией последовал ряд других, предпринятых учеными, приглашенными из Западной Европы в состав учрежденной Академии Наук, к которым в качестве помощников прикрепляли русских студентов Академии. В составе экспедиции были естествоиспытатели, астрономы, историки. Например, в составе десятилетней экспедиции естествоиспытателя И.Г. Гмелина, совершившим путешествие по Западной и Восточной Сибири, Забайкалью и Камчатке, был студент С. Крашенинников - будущий знаменитый профессор ботаники, составивший всестороннее описание Камчатки. Во второй половине XVIII века работали экспедиции П.С. Палласа, Э. Лаксмана, Н. Рачкова и других.
В первой половине XIX в. наиболее крупные результаты в отношении выяснения геологического строения Сибири дали путешествия Г.П. Гельмер-сена, Э.К. Гофмана, А.Ф. Миддендорфа, П.А. Чи-хачева, Г.Е. Щуровского. Разрешение частного зо-
лотого промысла привело к открытию в середине XIX в. богатых россыпей в Кузнецком Алатау, Енисейском, Бирюсинском районах, которые один из первых посетил Э.К. Гофман. Во второй половине XIX в. новые экспедиции организовывала не только Академия Наук, но и Русское географическое общество и его Сибирские отделы в гг. Омске и Иркутске. Это экспедиции П.А. Кропоткина и И.С. Полякова (В. Саян), И.А. Лопатина (Енисейские золотоносные промыслы), А.Л. Чекановского и И.Д. Черского (Ангара, Подкаменная Тунгуска, В. Саян, Прибайкалье), Л. Ячевского (Енисейский кряж, В. Саян).
Систематические геологические исследования крупных территорий Сибири начались правительственными геологами в конце XIX в. под общим руководством Геологического комитета. Толчком к организации этих исследований явилась ставшая на очередь постройка железнодорожной магистали через всю Сибирь. Исследования проводились партиями, состоявшими из таких весьма известных геологов как В.А. Обручев, К.И. Богданович, Н.Л. Ижицкий, П. К. Яворский, Л.А. Ячевский, А.П. Герасимов и др. Этими же геологами проводились исследования золотоносных районов Сибири: Енисейского - Н.Л. Ижицким, А.К. Мейстером и
Л.А. Ячевским, Ленского - В.А. Обручевым, А.П. Герасимовым, А.А. Деминым и П.И. Преображенским. Они одни из первых отнесли осадочные и метаморфические толщи Енисейского кряжа, Присаянья и Прибайкалья к докембрию.
Наиболее полные сведения для этого времени (30...40-х годов XX века) по стратиграфии докембрия заангарской части Енисейского кряжа приведены в трудах С.В. Обручева [2] и Г. Николаева, по магматизму и металлогении - в работах Ф.Н. Шахова [3], Н.Н. Горностаева и др. Первые сведения о докембрии более южной, Ангаро-Канской, части кряжа сообщены М.М. Одинцовым и П.П. Скабичевским. Обстоятельное петрологическое исследование метаморфических толщ и гранитоидов этого региона выполнено Ю.А. Кузнецовым [4]. В Восточном Саяне в эти годы проводили исследования
A.Г. Вологдин, А.Н. Чураков, Б.М. Куплетский,
B.Н. Лодочников, М.М. Тетяев и др. Геология докембрия и золотоносность Канского и Бирюсин-ского района описаны в трудах И.А. Молчанова [5]. Многие направления исследований по геологии и минеральным ресурсам Сибири этого периода проводились по линии Сибгеолкома, возглавляемого талантливым ученым - профессором Сибирского индустриальноо института М.А. Усовым.
Во второй половине XX века территория юго-западной окраины Сибирской платформы и ее складчатое обрамление охвачена крупномасштабной геологической съемкой и тематическими работами, проводимыми сотрудниками Красноярского и Иркутского геологических управлений, ВСЕ-ГЕИ, МГУ, ВАГТ, СНИИГГиМС, ВНИГРИ, ГИН, Томским политехническим институтом и Казанским университетом, Институтом геологии и геофизики и Земной коры СО АН СССР и др. В ходе этих исследований установлена последовательность древних свит, степень их метаморфизма, выделены магматические комплексы, составлены единые для конкретных регионов схемы расчленения докембрия, выявлены и разведаны многочисленные месторождения различных полезных ископаемых.
В последние десятилетия в практику изучения немых докембрийских толщ, метаморфических и магматических комплексов и их рудоносности широко внедряется комплекс петролого-геохимиче-ских, изотопных и геохронологических методов. Применение их позволяет более обоснованно воссоздать геологическую и геодинамическую историю формирования и эволюции континентальной коры докембрия крупных регионов.
В этой связи геологические, петролого-геохи-мические и металлогенические исследования, проведенные автором с коллегами в регионах распространения докембрия Сибирского кратона и обрамляющего аккреционного пояса, позволили выделить гетерогенные структурно-вещественные комплексы, фиксирующие главные корообразующие события в архейскую и протерозойскую эпохи, осу-
ществить петрогеохимическую их типизацию, выявить металлогеническую специфику, главные рубежи и геодинамические условия формирования.
По современным представлениям структура юго-западной окраины Сибирского кратона сформирована в процессе сочленения гранит-зеленока-менных и гранулито-гнейсовых блоков раннедо-кембрийской коры, образовавших Тунгусскую ко-ровую провинцию, последующего развития эпи-континентальных складчатых поясов - раннепро-терозойского Ангарского и позднепротерозойско-го Саяно-Енисейского и завершилась аккрецией позднепротерозойских островодужных комплексов и микроконтинентов.
Архей
Гранит-зеленокаменные провинции. Раннеархей-ские плагиогнейсовые комплексы тоналит-трондье-митового состава, широко развитые на щитах, в пределах ЮЗ окраины Сибирского кратона выявлены в ЮВ Присаянье. В составе Онотского и Булунского блоков Шарыжалгайского выступа (рис.) установлены серогнейсовые ассоциации тоналит-трондье-мит-гранодиоритового состава (ТТГ комплексы) и метаосадочно-вулканогенные супракрустальные отложения, что является характерным для архейских гранит-зеленокаменных провинций [6-8]. Плагио-гнейсы и плагиогранитоиды ТТГ комплексов обладают геохимическими параметрами (М§*=20...40; (Ья/УЬ)п=10...55; Еи/Еи*=0,8...1,2; Бг/У=20...66), типичными для архейских высокоглиноземистых тоналитов и трондьемитов. Возраст плагиогнейсов Онотского блока составляет 3386+14 млн л [9]. Их модельный возраст ТфМ) ~3,6 млрд л. Возраст гнейсовидных тоналитов оценивается 3287+10 млн л. ТТГ Булунского блока имеют модельный возраст ТфМ)=3,3...3,4 млрд л, что позволяет относить их к тому же раннеархейскому этапу корообразующих событий, что и онотские плагиогранитоиды. В Онотском блоке нижняя часть супракрустальной последовательности представлена бимодальной ассоциацией кислых и основных вулканитов, а верхняя - образована метабазитами, железистыми кварцитами, карбонатами и терригенными метаосадка-ми [6]. По ряду признаков можно заключить, что формирование зеленокаменных поясов происходило в обстановке рифтогенеза раннеархейской континентальной коры. В разрезе супракомплекса Бу-лунского блока (р. Урик) выделяется две породные ассоциации: метабазальтовая и метаандезит-даци-товая в парагенезисе с метаграувакковой [8]. Особенности редкоэлементного состава определяют сходство пород первой ассоциации с океаническими базальтами, а вулканитов второй ассоциации, резко обогащенных некогерентными элементами с архейскими значениями модельного возраста, с магматитами, образованными в энсиалической ос-троводужной обстановке. Изотопно-геохимические данные по гранит-зеленокаменным комплексам Онотского и Булунского блоков дают основания го-
Рисунок. Схема распространения докембрийских комплексов в структурах юго-западной окраины Сибирского кратона (составил А.Д. Ножкин). 1) чехол (Рг-Мг); 2-5) позднедокембрийские окраинно-континентальные отложения: 2) моласса, отложения авлакогенов (чапская, тасеевская, оселочная, чингасанская, карагасская серии), в локальных зонах проявления внутриплитного магматизма (Я3-У); 3) преимущественно карбонатные отложения шельфа (широкинская, ослян-ская серии) (Я3); 4 - слабометаморфизованные отложения наложенных прогибов, в зонах рифтогенеза проявления внутриплитного вулканизма (верхневороговская, каитьбинская, тунгусикская серии (Я3); 5 - филлитизированные сланцы, метапесчаники (сухопитская серия) (Я]-2); 6 - метабазиты, метапикриты, плагиориолиты Рыбинско-Панимбинской зоны рифтогенеза (Р^(?)-Р3); 7-8 - рифейские образования аккреционно-коллизионного пояса: 7 - офиолиты и остро-водужные комплексы (Р2(?)-113); 8 - терригенно-карбонатные отложения пассивной окраины (Дербинский блок); 9-10 - раннепротерозойские окраинно-континентальные комплексы Ангарского складчатого пояса (АСП): 9 - метаос-адочные; 10 - метаосадочно-вулканогенные; 11 - раннепротерозойские островодужные комплексы (зеленокаменных поясов); 12 - архейские гранулито-гнейсовые комплексы; 13 - архейские комплексы тоналит-трондьемит-гранодиори-тового состава и зеленокаменных поясов; 14-17 - интрузивные комплексы: 14 - траппы (Р-Т); 15-18 - гранитоиды: 15 - раннепалеозойские, 16-17 - позднерифейские: 16 - постколлизионные и внутриплитные, 17 - коллизионные; 18 - раннепротерозойские гранитоидные комплексы Ангарского коллизионного орогена; 19 - геологические границы: а - тектонические, б - прочие.
Блоки: I - Ангаро-Канский, II - Бирюсинский, III - Иркутный, IV - Китойский, V - Онотский, VI - Булунский, VII - Кан-ский, VIII - Восточный (Приплатформенный), IX - Центральный, X - Исаковский, XI - Предивинский, XII - Шумихин-ско-Кирельский, XIII - Арзыбейский, XIV - Дербинский, XV - Кувайский
ворить о том, что начало формирования континентальной коры, слагающей современную юго-западную окраину Сибирского кратона, относится к ран-неархейскому этапу.
Гранулитогнейсовые провинции. Значительная часть раннедокембрийского кристаллического основания сложена ранне- и позднеархейскими гра-нулитогнейсовыми комплексами (канским, бирю-синским, шарыжалгайским) умеренных и повышенных давлений (ассоциации с Гип, Сил, Корд, Гр и др.), с чарнокитоидами, нередко подверженными регрессивному метаморфизму с развитием мигматитов и ассоциаций амфиболитовой фации.
Сравнительное петролого-геохимическое исследование архейских гранулитогнейсовых комплексов разных блоков (Ангаро-Канского, Бирю-синского, Китойского, Иркутного) кристаллического основания ЮЗ окраины Сибирского кратона свидетельствует о том, что в архее на юге Сибирского кратона существовали сегменты зрелой сиа-лической коры гранодиоритового состава, обогащенной радиоактивными (^ 1Ъ, ф и редкими (РЗЭ, 2г, Щ Pb и др.) элементами [10, 11]. В процессе метаморфизма произошла геохимическая дифференциация вещества с обеднением высокобарических гнейсов U и Rb, а локально развитых
чарнокитоидов - также ТИ и легкими редкими землями. Массовыми количественными определениями и, ТИ, К - наиболее ярких индикаторов степени зрелости коры [12], обоснована геохимическая неоднородность гранулитогнейсовых и мигматит-гнейсовых комплексов разных блоков, объясняемая первичной гетерогенностью мантий-но-корового вещества и его дальнейшей геодинамической эволюцией. Наиболее зрелая, геохимически дифференцированная кора развита в Анга-ро-Канском и Бирюсинском блоках, представленная орто- и парагнейсами нередко высокоглиноземистыми, с горизонтами повышеннотитанистых метабазитов, а также №-К гнейсогранитами и пегматитами. Содержание ТИ в гнейсах составляет 17...20 г/т, La - 50...70 г/т, Се - 100...120 г/т.
Средний состав гранулитогнейсовых комплексов отвечает гранодиориту и близок к среднему составу верхней континентальной коры. По степени зрелости, геохимической дифференцированности исходного субстрата к выше охарактеризованным близка кора Китойского блока, представленная мигматизированным кристаллосланцево-гнейсо-вым комплексом [11]. Петрохимический состав биотит-амфиболовых гнейсов отвечает субщелочным андезитам с повышенной концентрацией Rb, Ва, высокозарядных элементов ^г, Щ Та, ТИ) и легких РЗЭ. Биотитовые гнейсы дацит-риолито-вого или глиноземистого пелитового состава характеризуются высоким содержанием К, Rb, Ва, а также ТИ (16...60 г/т), и (1...6,2 г/т) и легких РЗЭ. От описанных по составу и петрогеохимичесим параметрам существенно отличается Иркутный блок, образованный шарыжалгайским чарнокит-гранулитовым комплексом. Состав исходных пород отвечает базальт-андезит-дацитовой и граувак-ковой ассоциациям. Средний химический состав его отвечает кварцевому диориту-андезиту.
В сравнении со средним составом канского комплекса (Ангаро-Канский блок) и верхней континентальной корой шарыжалгайский комплекс существенно обеднен несовместимыми элементами да, Ва, К, ТЬ, Та, Т^ Бг, Zг, Щ. Причина таких различий заключается в том, что архейская кора этих блоков принадлежит к разным изотопным провинциям, а протолиты метаморфических комплексов сопоставимы с современными дифференцированными сериями вулканитов островных дуг (Иркутный блок), активных континентальных окраин (Ангаро-Канский, Китойский блоки) или отвечают терригенным осадкам, образовавшимся в результате их эрозии (Бирюсинский блок). Аккреция гранулитогнейсовых и гранит-зеленокаменных блоков континентальной коры произошла в конце позднего архея и сопровождалась кратонизацией и формированием коллизионных гранитоидов.
Что касается металлогении древнейших структур, то необходимо отметить, что одной из важнейших причин формирования рудных, особенно ред-кометалльных, провинций является первичная
геохимическая неоднородность земного вещества, обусловленная изначальными процессами его дифференциации и последующего преобразования [13]. В этом отношении литосферные блоки зрелого, высокодифференцированного мантийно-коро-вого вещества являются наиболее перспективными в отношении рудных концентраций, поскольку они, по существу, являются первичными геохимическими провинциями. Важный фактор рудонос-ности структур раннего докембрия - наличие зеле-нокаменных поясов, отличающихся массовым выходом на поверхность неистощенного мантийного вещества. В этом отношении Онотский зеленока-менный пояс весьма продуктивен в металлогениче-ском отношении. Здесь размещены крупные месторождения магнезита, талька, железистых кварцитов, офикальцита. Есть перспективы для выявления благороднометалльного оруденения.
Ранний протерозой
Раннепротерозойские комплексы слагают зеле-нокаменные (вулканические) пояса (ЗКП), а также образуют протяженный (~1500 км) окраинно-кон-тинентальный Ангарский складчатый пояс (АСП).
Зеленокаменные пояса с широким развитием в разрезах базальтов, в том числе высокомагнезиального типа, стратифицированных тел ультрамафи-тов, интрузий габбро-перидотитов и плагиограни-тов тоналит-трондьемитового состава выделены в пределах Канской глыбы (блока), в СЗ Присаянье. Фрагменты их вскрываются в выходах кристаллического основания Агульского прогиба и Бирюсин-ской глыбы, в зоне Главного Саянского разлома. Наиболее древняя раннепротерозойская кора развита в пределах Канского блока. Представлена она метавулканогенно-осадочными комплексами зеле-нокаменных поясов (ЗКП), среди которых в Кан-ском блоке выделяется Идарский и Канский ЗКП [14, 15]. В составе Идарского ЗКП развиты комати-ит-базальтовая, лейкобазальтовая и граувакковая ассоциации исходных пород, вмещающие субвулканические интрузии ультрамафитов, с которыми связано Си-М с платиноидами оруденение (Кингаш-ское и др. месторождения) [15, 16-18, 21]. Детальные петролого-геохимические исследования ульт-рамафитов позволили объединить их в две ассоциации: магматическую дунит-верлит-пикритовую (рудоносную) и реститовую дунит-гарцбургитовую.
Породы этих ассоциаций различаются как по структурным, так и редкоэлементным признакам. Магматическим ультрамафитам присущи кумулятивные и бластопорфировые структуры и повышенные содержания редких несовместимых элементов (Бг, Щ Zг, ТС, легких РЗЭ) [15]. В составе Канского ЗКП превалируют метапороды пикроба-зальт-базальтовой, андезит-дацит-риодацитовой и метапелит-граувакковой ассоциаций. Особенности их редкоэлементного состава типичны для ранне-докембрийских ЗКП, сформированных в острово-дужной обстановке, осложненной зоной задугово-
го спрединга [14]. По данным и-РЬ датирования циркона метариодацита формирование ЗКП Кан-ского блока происходило около 2,3 млрд л назад. Судя по редкоэлементным и изотопным параметрам (£Ш(Т)=+3,0) кислых вулканитов, их вероятный плагиогнейсовый источник сопоставим с то-налит-трондьемит-гранодиоритовыми ассоциациями других раннепротерозойских островодуж-ных комплексов.
В целом Канский блок, включающий комплексы ЗКП, представлен ювенильной раннепротеро-зойской корой (ТфМ-2!511)=2,44 млрд л), формирование которой происходило в островодужной обстановке. В результате исследования единичных зерен циркона (SHRIMP-II) из ортогнейсов доказано проявление двух этапов тектонометаморфиче-ских преобразований осадочно-вулканогенных отложений Канского блока в раннем протерозое (~1,87 млрд л) и венде (~0,6 млрд л). Возраст последнего метаморфизма ранее установлен при 39Аг—41Аг датировании биотитов и амфиболов из метаморфических пород этого блока [19]. Доказательство проявления раннепротерозойского метаморфизма в Канском микроконтиненте свидетельствует о том, что эта структура, подобно Байдарик-скому блоку Монголии, была составной частью раннепротерозойского суперконтинента [20].
В пределах Восточносаянской провинции зеле-нокаменных поясов рудоносными (№, Си, Аи, платиноиды) являются перидотитовые и габбро-пи-роксенит-перидотитовые интрузии и субвулканические тела, производные ультраосновных расплавов. К этому типу принадлежат недавно выявленные Кингашское и Верхнекингашское Си-№ месторождения и целый ряд рудопроявлений в Кан-ской и Бирюсинской структурах [16-18, 21]. С комплексами ЗКП связаны золото-сульфидная минерализация, месторождения сверхчистого жильного гранулированного кварца, выявленные и оцененные с участием автора. Открыты новые типы золоторудной минерализации в зоне Главного разлома Восточного Саяна и Манском прогибе, что объясняет природу издавна известной аллювиальной золотоносности.
Окраинно-континентальные комплексы. В структурах дорифейского кристаллического основания Енисейского кряжа и Присаянья широко представлены раннепротерозойские метаосадочные, мета-осадочно-вулканогенные и гранитоидные комплексы, соответствующие развитию окраинно-кон-тинентальных осадочных бассейнов, вулканических поясов и структур коллизионного орогена, образующие протяженный (около 1500 км) Ангарский складчатый пояс (АСП) [22]. Существенно метаос-адочные серии (гаревская, енисейская, неройская, сублукская) перекрывают архейское гранулитовое или гранит-зеленокаменное основание и образованы мощными (2...6 км) толщами метатерригенных сланцев с горизонтами кварцитов, мраморов и реже метабазальтов. Модельный возраст осадков ТфМ)=2,5 млрд л и отрицательные величины
эпсилон № (1,9)=—(1,6...5,3) указывают на поз-днеархейский кратонический источник терриген-ного материала. Метаосадочно-вулканогенные комплексы енисейской, сублукской серий по строению разрезов, типам и петрогеохимическому составу ассоциаций наиболее близки фанерозойским комплексам активных континентальных окраин андского типа или задуговых бассейнов [12].
Наиболее характерными являются: известково-щелочная андезит-дацит-трахириодацитовая, ме-табазальт-андезибазальтовая и субщелочная высокотитанистая трахиандезит-андезитобазальтовая ассоциации. Результаты Sm-Nd изотопных исследований пород метадацит-трахириодацитовой ассоциации свидетельствуют об их формировании преимущественно из позднеархейских континентальных коровых магматических источников. Это доказывается модельным возрастом кислых мета-вулканитов енисейской серии ТШ фМ—2ф=2457 млн л и метадацитов сублукской серии — 2482 млн л. С учетом повышенных £Ш (1900) (соответственно —2 и —1,2), в сравнении с позднеархейскими метапородами канской серии (—2,8...—3,6), свидетельствующих об участии мантийного вещества в магмаобразовании, возраст ко-рового источника расплавов может быть древнее 2,5 млрд л. Это подтверждает также модельный возраст синтектонических раннепротерозойских жильных гранитов (Т№ фМ—2з1)=2687 млрд л, £Ш (1890)=—5), залегающих в метаосадочно-вул-каногенной толще. Изотопные характеристики, так же как и высокий уровень содержания некогерентных редких элементов в кислых метавулкани-тах, однозначно свидетельствуют об их формировании из высокодифференцированного — зрелого сиалического корового источника типа канского комплекса, контактирующего с породами енисейской серии и обогащенного ТИ, РЗЭ и другими редкими элементами с и-РЬ возрастом протолита около 2,7 млрд л [23].
В целом в раннепротерозойской эволюции земной коры Ангарского складчатого пояса по геологическим и изотопно-геохронологическим данным намечено два крупных периода — ранний (2,3...2,0 млрд л) и поздний (2,0...1,75 млрд л) [22]. В первый из них в эпиконтинентальных бассейнах рифтового типа накапливались осадочные, преимущественно терригенные отложения (гаревская, не-ройская, нижняя часть сублукской серии). Во второй период формировались существенно вулканогенные комплексы (енисейская, сублукская серии), носящие как выше отмечено, геологические и пе-трогеохимические признаки окраинно-континен-тальных вулканических поясов андского типа. Развитие АСП завершилось коллизионным процессом, становлением протяженного (>1500 км) Ангарского орогена с гранито-гнейсовыми куполами и гранитоидными плутонами (~1,95...1,9 млрд л) и последующими посторогенными (1,87...1,84 млрд л) и внутриплитными (1,75 млрд л) субщелочными и лейкократовыми интрузивными гранитами и пегма-
титами, и в целом - формированием Сибирского кратона.
Ангарский ороген с протяженным поясом ран-непротерозойских гранитоидов, маркирующих современную ЮЗ окраину Сибирского кратона (Южно-Енисейский кряж, Присаянье, Западное Прибайкалье), является примером глубоко эродированных высокотемпературных орогенов [24, 25]. В результате коллизии в относительно узком временном диапазоне произошло становление огромного объема гранитоидов разных геохимических типов: от типичных пералюминиевых 8-гранитов, связанных с этапом корового утолщения, до I и А-типов, образующихся преимущественно в условиях растяжения, вызванных нестабильностью коры коллизионного орогена и утоненияем литосферы в результате деламинации. Все три типа гранитоидов образованы преимущественно в результате реци-клинга позднеархейской континентальной коры с варьирующим вкладом мантийного вещества в I и А-типах. Установлено три этапа формирования гранитоидов. К первому этапу относится формирование мигматитов и синколлизионных автохтонных гранитоидов 8-типа. Возраст их близок ко времени проявления метаморфизма ~1900 млн л. Во второй этап (1870...1840 млн л) произошло становление постколлизионных гранитоидов, по петро-геохимическим признакам соответствующих I- и А-типам. Гранитоиды третьего анорогенного этапа, с возрастом 1746...1734 млн л, представлены породами калиевого ряда А типа.
Изотопный состав № гранитоидов свидетельствует об участии в магмообразовании древних (ранне- и позднеархейских) коровых (тоналит-диорит-гнейсовых) источников и ювенильного мантийного материала, вклад которого варьирует от 0 до 50 %. Многообразие геохимических типов гранитоидов обусловлено главным образом наличием различных фертильных источников в разрезе утолщенной коры коллизионного орогена, вариациями в условиях магмогенерации (аИ2о, Т, Р) на последовательных стадиях гранитообразования, а также различной долей ювенильного мантийного материала в области источника гранитоидных расплавов. В целом гранитоиды Ангарского орогена образованы преимущественно в результате реци-клинга архейской континентальной коры и варьирующего вклада мантийного материала в область магмообразования [25].
С нижнепротерозойскими стратифицированными комплексами АСП связаны месторождения и рудопроявления Аи, и, железистых кварцитов, баритовых и полиметаллических руд, глиноземистого сырья, родонита, мусковитовых пегматитов и др. Весьма характерная для АСП редкометалльная ме-таллогеническая специфика (месторождения ред-кометалльных гранитов, пегматитов, метасомати-тов в Присаянье) по мнению автора обусловлена наличием зрелого архейского сиалического основания и проявлением мощного раннепротерозой-
ского существенно калиевого гранитообразования [22]. В этом отношении минеральные ресурсы ран-непротерозойских комплексов кажутся весьма обширными.
Поздний протерозой
Окраинно-континентальные комплексы слагают широко известную Саяно-Енисейскую складчатую область. Они наиболее широко представлены в Енисейском кряже, где вскрывается разрез рифея общей мощностью в 10...13 км. Для отложений пе-рикратонного прогиба, особенно Восточной при-платформенной зоны (блока), характерна осадочная цикличность, послужившая основой для расчленения разреза на ряд серий. Крупные циклы -формационные комплексы соответствуют сериям. Цикличность отчетливо подчеркивается литологи-ческим составом и распределением радиоактивных и редкоземельных элементов, повышенные концентрации которых присущи метапелитам. Ураном, Аи, Li, Rb, Zn, Си наиболее обогащены углеродистые, ТИ, И, Zr, ИГ, РЗЭ, Сг глиноземистые метапелиты. Высокая ториеносность метапелитов всего докембрийского разреза - весьма характерная его черта, свидетельствующая о длительном размыве зрелого архейского основания.
Центральная зона (блок) отличается развитием на разных уровнях ассоциаций вулканических пород и неоднократным проявлением гранитоидного магматизма. Широко развитые здесь терригенные толщи тейской и сухопитской серий общей мощностью до 7...9 км в связи с гренвиллской орогени-ей (1,0...0,95 млрд л) были подвержены метаморфизму и гранитизации. В эту эпоху произошло формирование двух протяженных поясов синкол-лизионных гранитогнейсовых куполов и сопряженных ареалов регионально метаморфизованных пород низких давлений от зеленосланцевой до ам-фиболитовой фации. Гранитогнейсовые купола общей площадью до 2000 км (Тейский купол) сопровождаются многочисленными роями пегматитовых жил зонального типа. Связь этих процессов с грен-виллской орогенией подтверждена новыми 40Аг/39Аг изотопными данными [26].
В позднеколлизионный этап формируются гра-нитоидные плутоны с четкими интрузивными контактами, сложенные плагиогранитами, гранодио-ритами и низкощелочными гранитами (Ерудин-ский, Каламинский, Среднетырадинский массивы). В эту же эпоху в зонах смятия происходит рео-морфизм и дальнейший рост гранитогнейсовых куполов, представленных ассоциацией розово-красных натрий-калиевых порфиробластических гра-нитогнейсов и гнейсогранитов. и-РЬ возраст циркона вышеназванных гранитиоидных плутонов и гнейсогранитных куполов (Уволжский, Гусянков-ский) один и тот же и составляет 860...880 млн л [1, 27, новые данные по Среднетырадинскому, Гу-сянковскому массивам]. Если гранитоидные плутоны имеют явно магматическое происхождение,
то для первого и второго этапов развития куполов ведущим процессом является метасоматическая гранитизация в форме высокотемпературного кремнещелочного метасоматоза, переходящего в плавление. В ряду пород от порфиробластических гнейсов к гранитогнейсам и гнейсогранитам, т. е. с усилением метасоматической гранитизации и перерастанием ее в плавление, увеличивается содержание К и кремнезема, резко (в 3...5 раз) возрастает - Rb, и, ТЪ, а также Zr, Бп, легких TR, уменьшается - ТС, А1, Са, М§, элементов группы железа.
В постколлизионную эпоху в Енисейском кряже формируется ряд рифтогенных прогибов и происходит внутриплитный магматизм. Более ранние прогибы (Вехневороговский, Глушихинский) выполнены вулканогенно-осадочными комплексами верх-невороговской серии позднего рифея, сформированными после перерыва и эрозии подстилающих толщ. Поздние прогибы (Тейско-Чапский, Уволж-ский) сложены осадочными или вулканогенно-ос-адочными толщами, отвечающими чингасанскому уровню позднего рифея. В тех и других прогибах в нижней части преобладают субаэральные грубооб-ломочные пестроцветные, а в верхней - морские терригенные или терригенно-карбонатные отложения. Наиболее интенсивно внутриконтиненталь-ный рифтогенный магматизм проявился в пределах зон влияния Ишимбинского и Татарского разломов, в современной структуре несущих черты надвигов.
Результаты исследований позволяют в пределах этих зон надежно выделить три эпохи формирования рифтогенных структур, сопровождающихся внутриплитным магматизмом на рубежах: 750, 700 и ~670 млн л [26]. Продукты вулканизма этих эпох представлены метариолит-базальтовой (возраст 750 млн л), трахибазальт-трахитовой (700 млн л) и щелочно-ультраосновной (щелочно-пикритовой, 670 млн л) ассоциациями. Проявление вулканизма и сопутствующего интрузивного магматизма происходило синхронно с накоплением терригенных отложений соответственно верхневороговской, чингасанской и чапской серий. Вуканогенно-ос-адочные комплексы этих уровней формировались в узких приразломных прогибах-грабенах, носящих явные признаки рифтовых структур. В пределах обрамляющих поднятий, образованных метаморфическими толщами протерозоя, одновременно с процессами рифтогенза и внутриплитного вулканизма происходило становление гранитоидных интрузий аяхтинского (760...750 млн л) [1], кутукасского (690...700 млн л) [26, 28], щелочных интрузий сред-нетатарского (680...700 млн л) [29] комплексов.
Гранитоиды представлены натрий-калиевыми гранитами и лейкогранитами, реже сиенитами. По геохимическим признакам они отвечают А-грани-там [1, 26, 28]. Становление их происходило примерно через 120 и 170 млн л после коллизионного события. Близость по возрасту ко времени рифтоге-неза и внутриплитного вулканизма свидетельствует о связи этих гранитоидов с обстановками растяже-
ния. Образование щелочно-ультраосновных пород чапинского комплекса, карбонатитов и щелочных метасоматитов линейного типа центральной части Приангарья произошло около 650...670 млн л назад. Таким образом, в пределах Енисейского кряжа в позднем неопротерозое (~750...650 млн л) неоднократно и весьма интенсивно проявился внутри-плитный рифтогенный гранитоидный и щелочной магматизм. Предполагается, что неопротерозойский рифтогенез и внутриплитный магматизм связаны с проявлением плюмовой активности, обусловившей распад суперконтинента Родиния. Это согласуется со временем проявления рифтогенных и внутриплитных процессов в Присаянье, Олокит-ском грабене, Алданском щите и других континентальных блоках Родинии - Лаврентии, Южном Китае, Индии, Австралии [26]. Эти литосферные блоки в конце мезо- и в неопротерозое могли быть связаны друг с другом, представляя отдельные части этого суперконтинента.
С развитием позднепротерозойских форма-ционных комплексов сопряжено образование Енисейского рудного пояса, включающего крупнейшие железорудные, свинцово-цинковые, золоторудные, марганцевые, сурьмяные, а также ниобие-вые, другие редкометалльные и урановые месторождения [30]. Основные золоторудные, сурьмяные, урановые, золото-урановые и редкометал-льные месторождения расположены в Главной (Центральной) металлогенической зоне между Ишимбинским и Татарским надвигами. Устанавливается отчетливая вертикальная зональность в размещении оруденения: урановые и Au-U месторождения находятся в верхних структурных этажах, а золоторудные и редкометалльные - в нижних раннего и позднего протерозоя. Основные типы золоторудной минерализации: золото-кварцевый, золото-сульфидный, золото-сурьмяный. Размещение золоторудных месторождений контролируется структурами, сопряженными с Ишимбинской и Татарской зонами надвигов и Рыбинско-Паним-бинским вулканическим поясом [31].
По нашим данным в Рыбинско-Панимбинском вулканическом поясе размещены две ассоциации: базальт-плагиориолитовая с возрастом циркона плагиориолитов 780±4 млн л и пикрит-пикроба-зальт-базальтовая с возрастом метаморфизма (~1000...1050 млн л, Ar-Ar). Первая несет геологические черты внутриплитных ассоциаций, а вторая - рифтогенно-спрединговых зон, формирование которой вероятно происходило на границе раннего и позднего протерозоя. Обе ассоциации характеризуются повышенной фоновой золотоносностью. Золотое оруденение полихронное: наиболее вероятно, что оно связано с эпохами рифтогенеза и внутриплитного магматизма, в том числе гранито-идного (780, 750, 700, 650...630 млн л), а также двумя этапами формирования надвигов ~830...800 и 610...600 млн л. Следовательно, многократное проявление внутриплитного магматизма и рифтогене-
за, а также формирование надвигов в связи с ран-небайкальским и позднебайкальским орогенезом сыграли определяющую роль в формировании уникального металлогенического пояса Енисейского кряжа.
Островодужные и океанические комплексы. Для
установления природы докембрийских структур ближайшего складчатого обрамления Сибирского кратона важное значение имеют выделенные ри-фейские островодужные и океанические комплексы Арзыбейского и Шумихинско-Кирельского блоков (террейнов) в Присаянье, Предивинского и Исаковского в Енисейском кряже, а также определение состава, возраста и геодинамических условий образования метаосадочных отложений и гранито-идов Дербинского микроконтинента. Данные тер-рейны образуют в современной структуре поздне-докембрийский Саяно-Енисейский аккреционный пояс, обрамляющий с ЮЗ Сибирский кратон.
В среднерифейскую эпоху происходило формирование коры Арзыбейского блока, протолиты ам-фиболито-гнейсового комплекса которого по пе-трогеохимическому составу отвечают толеитовым базальтам и известково-щелочным вулканитам, типичным для современных океанических островных дуг [32]. Островодужный вулканизм начался в среднем рифее около 1100 млн л назад и завершился интрузией плагиогранитов на рубеже 1020 млн л. Деформация и метаморфизм островодужного комплекса происходили на рубежах ~800, 660...640 и 550 млн л (U-Pb и Ar-Ar данные), что, очевидно, обусловлено амальгамацией гетерогенных блоков и присоединением их к кратону [19]. В СЗ части Кан-ского блока развиты неопротерозойские острово-дужные образования, слагающие Шумихинско-Ки-рельский террейн. Среди них отчетливо обособляется два структурно-вещественных комплекса, которые интерпретируются как комплексы океанической островной дуги и задугового бассейна. U-Pb возраст цирконов метапород островодужных комплексов 680...700 млн л [33].
Формирование коры этого террейна, судя по модельному возрасту T(DM)=820-855 млн л остро-водужных тоналитов, относится к позднерифей-скому этапу. Метаморфизм пород происходил на рубеже 590...555 млн л и обусловлен вендской аккрецией Центрального и Шумихинско-Кирельско-го террейнов Канского композитного блока. Пре-дивинский террейн образован породами острово-дужного и редуцированного офиолитового комплексов [34]. Островодужные комплексы развиты в составе юдинской и предивинской толщ, объединяемых в юксеевскую серию. Вулканогенные образования этих толщ отвечают разным по составу ос-троводужным комплексам. Юдинский комплекс по набору ассоциаций и их петрогеохимическому составу наиболее близок к комплексам юных островных дуг. В нем присутствуют фрагменты офио-литовой ассоциации. Значительная часть предивинского комплекса представлена продуктами из-
вестково-щелочного магматизма, по петрохимиче-скому составу отвечающим ассоциациям более зрелой островной дуги. Завершает развитие комплекса бимодальный субщелочной магматизм, представленный базитами и трахириолитами, которые могут характеризовать начальные этапы задугового рифтообразования.
Модельный возраст средних и кислых вулканитов составляет T(DM)=872 и 819 млн л (eNd=+6,6), а островодужных плагиогранитоидов T(DM)=1298 и 1076 млн л (eNd=+0,7 и +4,9). Это свидетельствует о средне-верхнерифейском возрасте коры Пре-дивинского террейна, что в целом коррелирует со временем формирования островодужных комплексов СЗ Присаянья. С островодужными вулканическими комплексами ассоциируют интрузивные гранитоиды тоналит-трондьемитового ряда двух типов: высокоглиноземистые известково-щелоч-ной и низкоглиноземистые толеитовой серий [7, 35]. Следовательно, в Восточном Саяне устанавливается несколько этапов формирования островодужных комплексов: ~1100...1000, 780...760 (ку-вайские вулканические зоны), 700 и ~640 млн л. Амфиболы из амфиболитов (метабазитов) арзы-бейского, шумихинского, юдинского и предивин-ского комплексов показали примерно одинаковый Ar-Ar возраст, около 600...550 млн л, что отражает вендское время аккреции соответствующих террейнов к Сибирскому кратону [19]. В пространственной и генетической связи с островодужными и океаническими комплексами развиты месторождения железистых кварцитов, рудопроявления колчеданных, полиметаллических, хромитовых и золотых руд.
Комплексы пассивной окраины Дербинского блока. Осуществлено комплексное петролого-геохи-мическое и изотопно-геохронологическое исследование метаосадочных толщ и гранитоидов Дербинского блока [36, 37]. По петрохимическому составу метаосадки Дербинского блока отвечают преимущественно слабо преобразованным при выветривании и переносе терригенным осадкам - грау-ваккам. По редкоэлементному и изотопному составам они сопоставимы с терригенными породами океанических островных дуг, о чем свидетельствуют низкие величины индикаторных отношений (La/Sc=0,3...1,0; Th/Sc=0,1...0,23) и близкие их мультиэлементные спектры. Новые данные U-Pb датирования циркона, выделенного из кварцевых диоритов (498±5 млн л), и Ar-Ar исследования роговой обманки вмещающих амфиболовых кристал-лосланцев (501+3 млн л), свидетельствуют об одновременном, позднекембрийском проявлении высокотемпературного метаморфизма и диорит-пла-гиогранитоидного магматизма в пределах Дербин-ского микроконтинента.
Изотопные данные по гранитоидам дербинского комплекса (T(DM)=760...1060 млн л, eNd=1,4...2,9) указывают на формирование их ни-жнекоровых источников, так же как и островодуж-
ных комплексов соседнего Арзыбейского террейна с T(DM) - 1090...1130 млн л и £Nd=+6,8, в мезо-неопротерозойскую эпоху. Это служит веским аргументом в пользу аналогии кристаллического основания Дербинского микроконтинента острово-дужным комплексам, подобным Арзыбейскому блоку, а также свидетельствует о более позднем неопротерозойском возрасте перекрывающих тер-ригенно-карбонатных отложений этого микроконтинента. Ar-Ar изотопно-геохронологические данные, полученные для амфиболов и биотитов грани-тоидов и вмещающих пород, свидетельствуют о проявлении раннепалеозойского меатморфизма и гранитообразования на рубежах 483±6, 467±3 и 450...440 млн л.
Изотопные провинции
Систематические изотопно-геохимические исследования средне-кислых магматических (грани-тоиды, метавулканиты) и метаосадочных пород, изотопный состав которых отражает параметры нижне- и верхнекорового уровней, являющихся соответственно субстратом для образования кислых расплавов и источником детритового материала, позволили на основании результатов Sm-Nd изотопного анализа 80 авторских проб выделить в пределах структуру краевой зоны Сибирского кратона ряд изотопных коровых провинций [11, 20,3 8]. Изотопные данные характеризуют выступы фундамента ЮЗ окраины Сибирского кратона и докембрийские блоки (Канский, Дербинский, Арзыбейский) в его складчатом обрамлении. По величинам модельного Nd возраста выделены четыре изотопные коровые провинции: палео- и неоархейская (T(DM)=3,1...3,6 и 2,6...2,8 млрд л), палео- и мезо-неопротерозойская (T(DM)=2,3...2,6 и 0,8...1,1 млрд л) и ряд дискретных этапов корообразующих событий.
Палео- и неоархейская провинции соответствуют блокам - выступам фундамента Сибирского кратона: Шарыжалгайскому, Бирюсинскому и Ан-гаро-Канскому, соответственно. Первые два этапа корообразующих событий: палео- (3,6...3,3 млрд л) и неоархейский (2,8...2,6 млрд л) идентичны ранее выявленным при исследовании кристаллических комплексов Алданского и Анабарского щитов и погребенного фундамента Сибирского кратона. Формирование коры докембрийских блоков в складчатом обрамлении кратона связано с протерозойскими корообразующими событиями. Участие раннедокембрийских комплексов могло проявиться только в форме источника терригенного материала, так как метаосадочные породы характеризуются широким диапазоном модельного возраста от 1,0 до 2,0 млрд л.
Основные этапы и геодинамические обстановки
формирования континентальной коры ЮЗ окраины
Сибирского кратона
Длительная история роста коры в докембрии наиболее ярко запечатлена в геологической лописи
окраинных зон древних кратонов и их ближайшего складчатого обрамления, которые включают блоки (выступы) фундамента и более поздние орогениче-ские пояса. Для этих зон устанавливается как отчетливо выраженная дискретность корообразую-щих событий, отражающих латеральное наращивание континентальных масс, так и признаки вну-трикоровой дифференциации в результате процессов кислого магматизма и седиментации. На основе результатов новейших петролого-геохимиче-ских, геохронологических и изотопных исследований автором представлена модель образования, роста и эволюции докембрийской континентальной коры ЮЗ части Сибирского кратона. Рассматривается семь этапов формирования коры [39].
Раннеархейский этап - формирование древнейшей тоналит-трондьемитовой коры в пределах Онотского и Булунского блоков Шарыжалгайского выступа кратона с возрастом плагиогнейсов и пла-гиогранитоидов ~3,4 и 3,25 млрд л соответственно. Данные по их изотопному составу: ТфМ) +3,5...3,6 и 3,3...3,5 млрд л и £Ш (-0,4 до +1,2 и -1,6 до +1,4) показывают, что образование плагиогранитоидов связано с вовлечением в область плавления более древней сиалической коры с возрастом до 3,6 млрд л, выступавшей в качестве одного из источников кислых расплавов. Эта сиалическая кора являлась кристаллическим фундаментом для последующего вулканизма и седиментогенеза, субстратом для формирования расплавов, выступала в качестве источника терригенного материала и служила ядром аккреции более молодых коровых террейнов.
Позднеархейский этап - образование и дальнейшая эволюция коры Иркутного, Бирюсинского и Ангаро-Канского блоков. Кора этих блоков по петролого-геохимическим признакам гетерогенная, отличается разной степенью зрелости, что обусловлено геодинамическими условиями образования протолита кристаллических комплексов и дальнейшей его эволюцией. Широко развитые в Иркутном блоке биотитовые (±Орх) ортогнейсы характеризуются ТфМ) - 2,9...3,0 млрд л. Эти данные подтверждаются Ш модельным возрастом (ТфМ)=2,8...3,0 млрд л) раннепротерозойских гранитоидов Иркутного блока. Образование коры рассматриваемых блоков, очевидно, происходило в две стадии: раннюю - формирование ювенильной островодужной коры (типа Иркутного блока) и более позднюю (~2,6...2,8 млрд л) - развитие на ней активной континентальной окраины (Ангаро-Кан-ский, Бирюсинский блоки), что обусловило реци-клинг и «созревание» ювенильной коры. В поз-днеархейский этап осуществлялось наращивание коры в зеленокаменных поясах Онотского и Бу-лунского блоков. Данный этап завершился аккрецией блоков архейской коры и образованием первого суперконтинента (Пангея 0), что сопровождалось метаморфизмом (до гранулитовой фации), образованием №-К гранитоидов. В конце этапа в основном сформирована зрелая - геохимически дифференцированная кора.
В формировании и эволюции континентальной коры раннепротерозойского этапа намечается несколько стадий (в млрд л): 1) 2,45...2,3 - развитие в островодужной обстановке новообразованной ювенильной коры: ТТГ комплексов основания и зеленокаменных поясов (Канский блок); 2) 2,3...2,0 - накопление существенно терригенных толщ в эпиконтинентальных бассейнах рифтового типа; 3) 2,0... 1,9 - образование окраинно-конти-нентального вулканического пояса и задуговых осадочных бассейнов; 4) 1,9...1,84 - становление коллизионного орогена: аккреция и коллизия блоков коры, метаморфизм раннедокембрийских комплексов и синколлизионное гранитообразование (~1,9 млрд л), массовое постколлизионное грани-тообразование (1,87...1,84); 5) 1,75...1,74 - аноро-генный гранитоидный магматизм. Следовательно, в первую, наиболее раннюю, стадию произошел заметный латеральный рост коры за счет формирования ювенильных островодужных комплексов, а в последующие три стадии, при формировании Ангарского складчатого пояса, преобладали процессы дифференциации и рециклинга архейской коры в результате терригенной седиментации и внутрико-рового плавления; при этом осуществлялось и вертикальное ее наращивание, обусловленное явлениями коллизии и андерплейтинга мантийного вещества. Важным итогом в эволюции раннепроте-розойской коры явилось образование суперконтинента Пангея 1.
Мезопротерозойский (среднерифейский) этап - развитие ранних океанических и островодужных ассоциаций Саяно-Енисейского пояса (арзыбей-ский, дунжугурский, возможно, исаковский, юдинский комплексы), происходит накопление карбонатно-терригенных толщ пассивной окраины кратона (сухопитская серия, Енисейский кряж). Завершился этап синколлизионным метаморфизмом и гранитообразованием (тейский комплекс 1000...950 млн л) и последующим позднекол-лизионным гранитоидным магматизмом (уволж-ский, каламинский комплексы, возраст ~870...880 млн л). Эти процессы, очевидно, завершают развитие гренвиллид, обусловленное формированием суперконтинента Родиния. Они же по существу отражают раннебайкальский этап поз-днедокембрийской орогении (тектогенеза), давно выделяемой в регионах Сибири.
В неопротерозойский (позднерифейский) этап происходит образование Палеоазиатского океана. В его пределах формируются островодужные комплексы Устькутукасского, Шумихинско-Кирель-ского, Предивинского террейнов, а также кувай-ские вулканические зоны Восточного Саяна (возраст от 780 до 640 млн л). На ЮЗ окраине кратона образуются рифтогенные структуры с внутриплит-ными бимодальными риолит-базальтовыми (воз-
раст 0,78 и 0,75 млрд л), трахибазальт-трахитовой (возраст 700 млн л) и щелочно-пикритовой и карбо-натитовой ассоциациями (возраст 670...650 млн л). Развитие этого вулкано-плутонического магматизма в Енисейском кряже происходило синхронно с накоплением преимущественно терригенных су-баэральных и мелководных отложений рыбинской толщи, верхневороговской, чингасанской и чап-ской серий неопротерозоя и одновременным формированием на поднятиях анорогенных гранитои-дов аяхтинского и кутукасского комплексов [26]. Эти магматические процессы, а также многочисленные рои даек Присаянья и Прибайкалья (возраст ~780...740 млн л) и протяженная цепочка ультраосновных щелочных интрузий в пределах южной и ЮЗ окраины Сибирского кратона (возраст 655...630 млн л) характеризуют этапы растяжения, обусловленные распадом Родинии под воздействием плюма.
Вендский (позднебайкальский) этап - аккреция неопротерозойских островных дуг и микроконтинентов (Канский блок), причленение их к кратону (600...550 млн л). Индикаторами аккреционно-коллизионных процессов и связанных с ними тектонотермальных преобразований служат субсинхронность метаморфизма и гранитообразо-вания в двух и более блоках (террейнах) и образование одновозрастных форландовых бассейнов, выполненных отложениями чапской, тасеевской, оселочной серий [19].
Раннепалеозойский (каледонский) этап - завершающее коллизионное событие в ранней истории формирования Палеоазиатского океана. Наиболее полно каледонские события проявлены в Канском и Дербинском террейнах, а также в Южно-Енисейском кряже. Ранний метаморфизм и внедрение синколлизионных гранитоидов произошли в Дербинском блоке в позднем кембрии (~500 млн л). Последующие события фиксируются в ордовике на рубежах 480...470 и 450...440 млн л. Неоднократное проявление кембро-ордовикского метаморфизма и коллизионного гранитообразова-ния в пределах Дербинского блока обусловлено аккрецией с Канским террейном, новообразованными островными дугами и последующим причлене-нием к окраине Сибирского палеоконтинента, что завершило формирование Саяно-Енисейского аккреционно-коллизионного пояса складчатого обрамления.
Работы выполнена при финансовой поддержке РФФИ проекты № 04-05-64301, 08-05-00521, Президиума СО РАН по программе фундаментальных исследований «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (№ 6.7.1) и комплексного интеграционного проекта СО РАН«Докембрийские осадочные последовательности Урала и Сибири: типы и характер источников сноса, долговременные вариации состава коры, проблемарециклинга» (№ 6.6).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бибикова Е.В., Туркина О.М., Кирнозова Т.И., Фугзан М.М. Древнейшие плагиогнейсы Онотского блока Шарыжалгайско-го выступа: изотопная геохронология // Геохимия. - 2006. -№ 3. - С. 347-352.
2. Обручев С.В. Тектоника и стратиграфия восточной окраины Енисейского кряжа // Известия АН СССР. Сер. геол. - 1929. -Вып. 7. - № 41.
3. Шахов Ф.Н. Вулканизм и металлогения Енисейского кряжа // Вестн. Зап.-Сиб. геол. упр. - 1938. - № 5. - С. 1-29.
4. Кузнецов Ю.А. Петрология докембрия Южно-Енисейского кряжа. - Томск: Зап.-Сиб. геол. управление, 1941. - Материалы по геологии Зап. Сибири № 15 (57). - 240 с.
5. Молчанов И.А. Восточный Саян. Очерки по геологии Сибири. - Ленинград. Геологический Институт АН СССР, 1934. - 84 с. (Очерки по геологии Сибири, вып. 5).
6. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Мельгунов М.С. Геохимия мета-осадочно-вулканогенных толщ и гранитоидов Онотского зеле-нокаменного массива // Геохимия. - 2001. - № 1. - С. 31-50.
7. Туркина О.М. Протерозойские тоналиты и трондьемиты юго-западной окраины Сибирского кратона: изотопно-геохимические данные о нижнекоровых источниках и условиях образования расплавов в коллизионных обстановках // Петрология. -2005. - Т. 13. - № 1. - С. 41-55.
8. Туркина О.М., Ножкин А.Д. Океанические и рифтогенные ме-тавулканические ассоциации зеленокаменных поясов северозападной части Шарыжалгайского выступа, Прибайкалье // Петрология. - 2008. - Т. 16. - № 5. - С. 1-25.
9. Бибикова Е.В., Грачева Т.В., Макаров В.А., Ножкин А.Д. Возрастные рубежи в геологической эволюции раннего докембрия Енисейского кряжа // Известия РАН. Стратиграфия, геологическая корреляция. - 1993. - Т. 1. - № 1. - С. 35-40.
10. Ножкин А.Д., Туркина О.М. Геохимия гранулитов. - Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1993. - 224 с.
11. Ножкин А.Д., Туркина О.М. Архейские гранулитогнейсовые комплексы юго-западной окраины Сибирского кратона // Геология и геодинамика архея: Матер. I Росс. конф. по проблемам геологии и геодинамики докембрия. - СПб., 2005. - С. 293-299.
12. Ножкин А.Д. Радиоактивные элементы - индикаторы состава и эволюции земной коры. // Радиоактивность и радиоактивные элементы в среде обитания человека: Матер. II Междунар. конф. - Томск: Тандем-Арт, 2004. - С. 444-447.
13. Ножкин А.Д. Геолого-геохимические признаки зрелости архейских комплексов и причины рудоносности континентальных блоков коры // Геология и геофизика. - 1983. - № 3. -С.41-48.
14. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бибикова Е.В., Пономарчук В.А. Состав, строение и условия формирования метаосадочно-вул-каногенных комплексов Канского зеленокаменного пояса (северо-западное Присаянье) // Геология и геофизика. - 2001. -Т. 42. - № 7. - С. 1058-1078.
15. Ножкин А.Д., Чернышов А.И., Туркина О.М., Кузоватов Н.И., Ступаков С.И., Дмитриева Н.В. Метаосадочно-вулканогенные и интрузивные комплексы Идарского зеленокаменного пояса (Восточный Саян) // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып. 5. - Томск: ЦНТИ, 2005. - Т. II. -С. 356-384.
16. Глазунов О.М., Богнибов В.И., Еханин А.Г. Кингашское плати-но-медно-никелевое месторождение. - Иркутск, 2003. - 190 с.
17. Корнев Т.Я., Еханин А.Г., Романов А.П. и др. Канский зелено-каменный пояс и его металлогения (Восточный Саян). - Красноярск: КНИИГГиМС, 2003. - 134 с.
18. Чернышев А.И., Ножкин А.Д., Ступаков С.И., Балыкин ПА., Кузоватов Н.И., Резников И.Г, Третьяков НА., Прохорова ВА. Кин-гашский мафит-ультрамафитовый массив: геологическое положение, внутреннее строение, вещественный состав и петроструктур-ный анализ ультрамафитов (Восточный Саян) // Платина России. Проблемы развития, оценки воспроизводства и комплексного использования минерально-сырьевой базы платиновых металлов. -Т. V. - М.: ООО «Геоинформмарк», 2004. - С. 152-175.
19. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Советов Ю.К., Травин А.В. Вендское аккреционно-коллизионное событие на юго-западной окраине Сибирского кратона // Доклады РАН. - 2007. - Т. 415. - № 6. - С. 782-787.
20. Туркина О.М., Ножкин А.Д., Баянова Т.Б., Дмитриева Н.В., Травин А.В. Докембрийские террейны юго-западного обрамления Сибирского кратона: изотопные провинции, этапы формирования коры и аккреционно-коллизионных событий // Геология и геофизика. - 2007. - Т. 48. - № 1. - С. 80-92.
21. Ножкин А.Д., Цыпуков М.Ю., Поперсков В.А, Смагин А.Н., Ренжин А.Н. Сульфидно-никелевое и благороднометалльное оруденение в гранит-зеленокаменной области Восточного Саяна // Отечественная геология. - 1995. - № 6. - С. 11-17.
22. Ножкин А.Д. Раннепротерозойские окраинно-континенталь-ные комплексы Ангарского складчатого пояса и особенности их металлогении // Геология и геофизика. - 1999. - Т. 40. -№11. - С. 1524-1544.
23. Верниковский А.А., Верниковская А.Е. Тектоника и эволюция гранитоидного магматизма Енисейского кряжа // Геология и геофизика. - 2006. - Т. 47. - № 1. - С. 35-52.
24. Ножкин А.Д., Баянова Т.Б., Туркина О.М. Раннепротерозой-ские коллизионные и внутриплитные гранитоиды юго-западной окраины Сибирского кратона: петролого-геохимические особенности, U-Pb геохронологические и Sm-Nd изотопные данные // Изотопное датирование процессов рудообразова-ния, магматизма, осадконакопления и метаморфизма: Матер. III Росс. конф. по изотопной геохронологии, Москва, ИГЕМ РАН. - М.: ГЕОС, 2006. - Т. 2. - С. 70-75.
25. Туркина О.М., Ножкин А.Д., Баянова Т.Б. Источники и условия образования раннепротерозойских гранитоидов юго-западной окраины Сибирского кратона // Петрология. - 2006. -Т. 14. - № 3. - С. 282-303.
26. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Баянова Т.Б., Бережная Н.Г., Ларионов А.Н., Постников А.А., Травин А.В., Эрнст Р.Е. Неопротерозойский рифтогенный и внутриплитный магматизм Енисейского кряжа как индикатор процессов распада Родинии // Геология и геофизика. - 2008. - № 7.
27. Ножкин А.Д., Бибикова Е.В., Туркина О.М., Пономарчук В.А. Изотопно-геохронологическое исследование субщелочных порфировидных гранитов Таракского массива Енисейского кряжа: U-Pb, Ar-Ar, Sm-Nd данные // Геология и геофизика. -2003. - Т. 44. - № 9. - С. 881-891.
28. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бобров В.А. Геохимические типы и вопросы генезиса протерозойских гранитоидов на основе данных по фракционированию лантаноидов, урана, тория // Геохимические ассоциации редких и радиоактивных элементов в рудных комплексах. - Новосибирск: Наука, 1991. - С. 4-21.
29. Сазонов А.М., Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Федорова А.В., Леонтьев С.Н. Заангарский щелочной интрузив, Енисейский кряж: Rb-Sr, Sm-Nd-изотопный возраст пород и источники фельдшпатоидных магма в позднем докембрии // Доклады РАН. - 2007. - Т. 413. - № 6. - С. 798-802.
30. Геология и металлогения Енисейского рудного пояса / Под ред. Г.Н. Бровкова, Л.В. Ли, М.Л. Шерман. - Красноярск, 1985. - 291 с.
31. Ножкин А.Д. Геохимия радиоактивных элементов и золота в докембрии и активизированных структурах фанерозоя юго-западной части Сибирской платформы // Геохимия золота, редких и радиоактивных элементов. - Новосибирск: Институт геологии и геофизики, 1981. - С. 90-102.
32. Туркина О.М., Ножкин А.Д., Бибикова Е.В., Журавлев Д.З., Травин А.В. Арзыбейский террейн - фрагмент мезопротеро-зойской островодужной коры в юго-западном обрамлении Сибирского кратона // Доклады РАН. - 2004. - Т. 394. - № 6. -С. 812-817.
33. Румянцев М.Ю., Туркина О.М., Ножкин А.Д., Грачева Т.В., Шевченко Д.О. Новые данные о возрасте шумихинского пале-оостроводужного комплекса (Восточный Саян): позднерифей-ско-вендское корообразование на юго-западной окраине Сибирской платформы // Геология и геофизика. - 2000. - Т. 45. -№ 12. - С. 1790-1797.
34. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Дмитриева Н.В. Рифейские ос-троводужные комплексы Саяно-Енисейского аккреционного пояса // Вулканизм и геодинамика: Матер. Всерос. симп. по вулканологии и палеовулканологии. - Улан-Удэ: Изд-во Бурятского научного центра СО РАН, 2006. - Т. 1. - С. 261-264.
35. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Баянова Т.Б., Травин А.В. Грани-тоиды юго-западного обрамления Сибирского кратона - индикаторы формирования рифейской ювенильной коры и последующих аккреционно-коллизионных событий // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского по-
движного пояса (от океана к континенту): Матер. научного совещания по программе фундаментальных исследований. - Иркутск: Изд-во Института географии СО РАН, 2004. - С. 49-52.
36. Дмитриева Н.В., Туркина О.М., Ножкин А.Д. Геохимические особенности метатерригенных пород Арзыбейского и Дербин-ского блоков неопротерозойского аккреционнгого пояса юго-западного обрамления Сибирского кратона: реконструкция источников сноса и условий образования осадков // Литосфера. - 2006. - № 3. - С. 28-44.
37. Ножкин А.Д., Баянова Т.Б., Туркина О.М., Травин А.В., Дмитриева Н.В. Раннепалеозойский гранитоидный магматизм и метаморфизм в Дербинском микроконтиненте Восточного Саяна: новые изотопно-геохронологические данные // Доклады РАН. - 2005. - Т. 404. - № 2. - С. 241-246.
38. Туркина О.М., Ножкин А.Д., Баянова Т.Б., Дмитриева Н.В. Изотопные провинции и этапы роста докембрийской коры юго-западной окраины Сибирского кратона и его складчатого обрамления // Доклады РАН. - 2007. - Т. 413. - № 6. -С. 810-815.
39. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Дмитриева Н.В. Формирование и эволюция докембрийской континентальной коры ЮЗ части Сибирского кратона // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики: Матер. XLI тектонического совещания. - М.: ГЕОС, 2008. - С. 62-65.
Поступила 11.09.2008 г.
УДК 553.044.411:[550.8:528]
ГЕОЛОГО-МИНЕРАГЕНИЧЕСКОЕ КАРТИРОВАНИЕ НА ЗОЛОТО МАСШТАБА 1:500 000 СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ (ЗАДАЧИ, МЕТОДИКА, РЕЗУЛЬТАТЫ)
А.И. Черных
ФГУГП «Запсибгеолсъемка», с. Елань, Кемеровская область E-mail: [email protected]
Рассматриваются задачи, основные результаты и методика геолого-минерагенического картирования масштаба 1:500 000 (ГМК-500) на золото в северо-западной части Алтае-Саянской складчатой области (АССО). В результате проведенных работ создан GIS-пакет, включающий набор цифровых тематических покрытий, отраженных на соответствующих картах, и электронную базу данных золоторудных объектов. Итоговая прогнозно-минерагеническая карта на рудное золото северо-западной части АССО одобрена НРС Роснедра. Разработана рудноформационная типизация золотого и золотосодержащего оруденения и составлены прогнозно-поисковые модели объектов известных и потенциально перспективных для региона золоторудных и золотосодержащих формаций. На основе системного анализа геологической, минерагенической, геофизической, геохимической и дистанционной информации выявлены основные закономерности размещения, определена роль различных минерагенических факторов, а также установлены косвенные и прямые поисковые признаки золотого оруденения различных рудных формаций. По единой методике проведено металлогеническое районирование на золото территории ГМК-500 расшифровка. Для северо-западной части АССО выполнена переоценка прогнозных ресурсов золота категории Р3. По наиболее перспективным рудным узлам апробированы ресурсы золота категории Р3 в количестве 632 т. Обоснованы высокие перспективы региона на нетрадиционное оруденение - золото-сульфидной в черносланцевых и карбонатных толщах, золото-серебряной и золото-кварцитовой формаций. На территории ГМК-500 выделены перспективные площади и разработаны рекомендации по дальнейшему проведению на них прогнозно-минерагенических, прогнозно-поисковых и поисково-оценочных работ.
Ключевые слова:
Геолого-минерагеническое картирование, золото, Алтае-Саянская складчатая область, минерагенические факторы, ГИС-тех-нологии, прогнозные ресурсы.
Введение
В последние 15 лет в мировой золотодобыче отмечаются тенденции к изменению структуры запасов и прогнозных ресурсов золота, требований к
его содержанию в руде и технологическим схемам переработки золотосодержащих руд. В этой связи особую актуальность приобретает проблема переоценки и дальнейшего мониторинга золоторудного
