О глубокой дифференциации продуктов выветривания и разрушения ранних пород свидетельствует присутствие мраморов, мономинеральных, железистых и глиноземистых кварцитов, обусловленных накоплением SiO2, Fe, MnO, CaO, MgO и редких элементов (табл. 5). На общие хемогенные условия карбонатообразования указывает отсутствие в доломитовых, магнезитовых и кальцитовых мраморах примесей SiO2 и Al2O3, а также повышенные содержания MnO и железа в породах Онотского пояса и китойской серии (табл. 1, выб. 4; табл. 4, выб. 9-12). Эти и другие данные позволяют предполагать, что породы китойской серии формировались при площадной дезинтеграции пород, их выветривании в терригеннно-хемогенных условиях, а Онотского пояса при мощном хемогенном переотложении только в синформных линейных зонах в этот же период времени.
Эволюция метабазальтоидов от ранних ассоциаций в пределах тоналит-трондьемитового комплекса основания, китойской серии и нижних частей Онотского зеленокаменного пояса, (нижние части малоиретской свиты) к верхним частям камчадальской свиты выражается в тенденции смены известково-щелочного тренда дифференциации доминирующим толеитовым, близким к NMORB (табл. 9). Из-за отсутствия сопряженных серий основных и ультраосновных пород при наличии основных, средних и кислых вулканитов, образующих в ряде случаев бимодальные серии с близкими отношениями ( 87Sr/86Sr)0, Онотский пояс может быть отнесен к вторичным зеленокаменным поясам известково-щелочного типа [Конди, 1983], заложившимся на ранеей сиалической тоналит-трондьемитовой коре. В его апобазальтовых и апоандезит-базальтовых амфиболитах нижних частей разреза встречаются разности близкие к архейским дифференцированным базальтам типа ТН2, а верхних частях разреза - резко преобладают ТН1 [Конди, 1983]. Метариолитовые и метаандезитовые гнейсы близки к F2 [Конди, 1983], характеризующимся фракционированным распределением РЗЭ (рис. 3б). Отличительной особенностью Онотского пояса является присутствие карбонатных пород и преобладание среди них магнезитов, которые встречаются в Каларском зеленокаменном поясе Индии [Монин, 1987]. Необходимо отметить, что для нижней малоиретской свиты, характерны более высокие значения возраста (2,786 млрд лет), чем для пород средней и верхней частей камчадальской свиты (2,675 млрд лет), где отмечается преобладание разнообразных мраморов, гнейсов и кварцитов над метавулканитами. Это свидетельствует о возрастных, изотопных особенностях становления пород пояса и необходимости проведения дальнейших геохронологических и геолого-геохимических исследований с целью достоверного обоснования последовательности формирования различных свит.
Процессы ультраметаморфизма (гранитизации) в максимальной степени проявлены в зоне сочленения ВСГГО и ПрГГО и способствовали гомогенизации пород комплекса основания, китойской серии и Онотского ЗП и, в конечном итоге, к стиранию границ между ними и становлению единого гранитно-метаморфического слоя земной коры, в котором только иногда можно выделить высоко- или низкометаморфизованный субстрат. На ранних стадиях эти процессы фиксируются в алюмосиликатных породах по формированию разнообразных мигматитов, на поздних - гранитов, а в мраморах - скарнов. По магнезитам образовывались скарны со шпинелью, форстеритом и энстатитом, которые впоследствии послужили субстратом для промышленных месторождений талькитов. За счет железистых кварцитов формировалились метасоматиты с гранатом, ромбическим и моноклинным пироксенами, амфиболом и кварцем. Во всех случаях прослеживается наложенный характер преобразований по всем типам пород и влияние субстрата на состав вновь формируемых ассоциаций. Результатом этих процессов является то, что в породах ультраметаморфического этапа, развитых по амфиболитам (умеренно) и по высокоглиноземистым гнейсам по сравнению с субстратом наблюдаются более высокие содержания SiO2, K2O, Rb, Ba, легких РЗЭ, Zr, Pb, и более низкие - Fe, MgO, CaO, а в ряде случаев Na2 O, Li, Be, F, Mo, Sn, Yb, Y, Zn, Cu, Cr, V, Ni, Co, Sc, Ag (табл. 1, 2, 3, 4, 5, 6); в мигматитах по тоналитам и трондьемитам отмечается некоторое снижение содержаний SiO2 и Na2O (рис. 3а, б, в); в метасоматитах по железистым кварцитам более низкие содержания SiO2 и железа и повышенные СaO и MgO, а при становлении скарнов по мраморам содержания этих элементов понижаются, но возрастают количества SiO2 и Al2O3. В целом же в породах ультраметаморфического этапа, по сравнению с субстратом, фиксируется накопление легких и вынос тяжелых РЗЭ элементов, как это видно из крутых наклонов на графиках (рис. 3в), а также более высокие начальные отношения 87Sr/86Sr в породах комплекса основания, образованиях китойской серии и Онотского зеленокаменного пояса (табл. 9).
Петрогеохимические особенности пород постультраметаморфического этапа определяются следующими факторами: 1) субстратом замещаемых пород; 2) химической направленностью процессов преобразований, сопровождающихся перераспределением элементов под воздействием растворов, обогащенных H2O, F, Cl, CO2, S; 3) физико-химическими условиями становления [Левицкий, 2000; Петрова, Левицкий, 1984]. Именно эти факторы способствуют тому, что эта группа является чрезвычайно разнообразной по минеральному и химическому составу. Они характеризуются широкими и довольно высокими вариациями отношений ( 87Sr/86Sr)0, указывающими на сложные процессы взаимодействия корового и мантийного материала и, по-видимому, фракционирования изотопов в зональных телах. Ранние ассоциации представлены высокотемпературными и высокобарическими парагенезисами, а поздние - средне- и низкотемпературными умеренно и низкобарическими. По сравнению с субстратом, породы тыловых зон обогащены SiO2 и (или) Al2O3, а краевых - железом, CaO и MgO. При снижении температуры формирования метасоматитов (смены температурных подклассов) в породах фиксируется уменьшение концентраций оснований, щелочей, F, Cl и возрастание SiO2, H2O, СО2, S. В целом же процессы постультраметаморфических преобразований сопровождаются перераспределением большинства петрогенных и редких элементов.
На диаграмме AFM (рис. 4) показан средний состав пород Онотского и Таргазойского зеленокаменного поясов. Они имеют близкие характеристики - проявляется известково-щелочной и толеитовый тренды дифференции основных вулканогенных пород и возрастание щелочнометальности и кремнекислотности в породах ультраметаморфического этапа.
Гранитоиды шумихинского комплекса по петрогеохимическим особенностям - содержаниям щелочей, преобладанию K над Na, Fe над Mg, уровням содержаний и характеру распределения РЗЭ (рис. 3), геохронологическим данным, отношению ( 87Sr/86Sr)0 - близки к гранитам рапакиви, особенно к хорошо изученным рапакивиподобным ассоциациям приморского комплекса [Левицкий и др., 1997а, 1997б]. Их принадлежность к рапакиви подтверждается типохимизмом минералов - высокой железистостью биотитов (64-86%) и амфиболов (77-88%), а также повышенными содержаниями К2O (0,9-2,3%) в амфиболах и Al2O3 (13-16%) в биотитах.
Породам ультраметаморфического и постультраметаморфического этапов, гранитоидам шумихинского комплекса присущи единые петрогеохимические особенности - повышенные содержания К, Ba, Sr, Zr, Nb, TR, Pb, Sn, обогащенность легкими и обедненность тяжелыми РЗЭ (рис. 3), а также более высокие по сравнению с субстратом отношения ( 87Sr/86Sr)0, свидетельствующие об их генетической связи с едиными глубинными (мантийными) источниками. По-видимому, именно это кардинально определяет смену существенно натриево-мафической специфики ранее сформированной океанической и континентальной коры на калиево-алюмосиликатную, ведущей собственно к становлению гранитно-метаморфического слоя.
Составы метасоматитов зон глубинных разломов в породах Онотского ЗП также как и пород постультраметаморфического этапа определяются субстратом, химической направленностью процессов, физико-химическими условиями формирования. Особенностью формирования метасоматитов зон глубинных разломов является перераспределение петрогенных и редких элементов, а также вынос и накопление их в благоприятных условиях. Так, при формировании апоалюмосиликатных метасоматитов по гнейсам (гранитам, мигматитам) выносятся SiO2, щелочи, железо (по амфиболитам), практически все редкие элементы, которые накапливаются в зонах формирования апокарбонатных метасоматитов, а также рудоносных апоамфиболитовых, апомигматитовых, апогранитоидных пород с Co, Ni, Cr, Au, Pd, Sn, Be. В целом, метасоматиты зон глубинных разломов по сравнению с субстратом резко обогащены F, S, B, Zr и в ряде случаев Sn, Ta, Be, Hf, что свидельствует об их привносе в процессах петрогенезиса. Для этих пород характерно аномально высокое значение ( 87Sr/86Sr)0. Принципиально важным является и то, что формирование Онотского ЗП и метасоматитов в нем разновременно и генетически не связано.
Структурно-вещественные особенности пород, механизм формирования зеленокаменных поясов и рифтовых структур во многом подобны [Грачев, 1977; Грачев, Федоровский, 1970 и многие др.]. Острая дискуссия в 80 г.г. [Грачев, Федоровский, 1977; Keller et al., 1983; Upton and Blundell, 1978 и др.] о том, являются ли зеленокаменные пояса рифтовыми зонами или островными дугами привела к тому, что в настоящее время, подавляющая часть исследователей, хотя иногда и с существенными оговорками, признает рифтогенную природу зеленокаменных поясов вообще [Божко, 1986; Милановский, 1983; Хаин, Божко, 1988 и др.], в том числе и Онотского [Мехоношин, 1999 и др.].