Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 510, № 2, стр. 127-133

В сложной структуре восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса, к террейнам с раннедокембрийским основанием и гетерогенным строением относятся Тувино-Монгольский микроконтинент (ТММ) и Хангайская группа террейнов – Дзабханский, Сонгинский и Тарбагатайский блоки [1]. При этом в истории становления ТММ и Дзабханского террейнов существуют черты, которые позволяли ряду исследователей рассматривать их как единый палеомикроконтинент, разобщенный фанерозойскими разломами ([2] и др.).

В строении Тувино-Монгольского микроконтинента выделяются две главные составные части: докембрийский фундамент и перекрывающий его венд-кембрийский осадочный чехол [3], представленный шельфовыми отложениями боксонской и хубсугульской серий, а также их фациальными аналогами – породами горлыкской и араошейской свит. Фундамент ТММ представляет собой аккреционную структуру, в строении которой принимают участие разновозрастные и разнообразные по составу и генезису комплексы: неоархейский фундамент и мезопротерозойский чехол Гарганской глыбы, неопротерозойские вулканогенно-осадочные породы ее активной континентальной окраины, образования офиолитовой ассоциации позднемезопротерозойской Дунжугурской дуги (рис. 1) [3]. Несогласно на кристаллических породах Гарганской глыбы залегает мезопротерозойский чехол, сложенный карбонатными породами иркутной свиты [4]. Метаморфические породы фундамента Гарганской глыбы имеют натровую специфику, возраст 2.66–2.76 млрд лет [5] и модельный возраст 2.8–3.0 млрд лет при ε_Nd(2700) от +0.3 до +1.9 [6]. Относимые к фундаменту глыбы метаморфические породы, исследованные У. Болд в Монгольской части ТММ, подтверждают его неоархейский (2.7 млрд лет) возраст [7].

Рис. 1.

Схема тектонической зональности северной части ТММ (по [7]) с дополнениями. Гарганский континентальный блок: 1 – кристаллический фундамент, 2 – осадочный чехол. Дунжугурская дуга: 3 – офиолиты, 4 – преддуговые отложения. Сархойская континентальная дуга: 5 – Сумсунурские тоналиты, 6 – Сархойский вулканический пояс, 7 – Окинская аккреционная призма. 8 – Шишхидские офиолиты, 9 – задуговые (?) отложения, 10 – венд-кембрийские карбонаты, 11 – палеозойские террейны, 12 – 790 Ма отложения, 13 – кайнозойские базальты, 14 – метаморфические породы Бутугольской глыбы. На врезке показаны контуры Тувино-Монгольского (ТММ) и Дзабханского (ДМ) микроконтинентов.

Значительную роль в строении фундамента ТММ играют породы офиолитовой ассоциации Дунжугурского комплекса, возраст плагиогранитов которого составляет 1020 ± 10 млн лет [8]. Офиолитовый покров сложен серпентинизированными гарцбургитами и дунитами (доля которых в разрезе составляет до 80%), а также породами полосчатого, габбрового, дайкового и вулканического комплексов [9]. Также в строении фундамента микроконтинента принимают участие породы Сархойской активной континентальной окраины, время существования которой оценивается в 870–805 млн лет, и Шишхидской островной дуги 830–775 млн лет [10].

К фундаменту Тувино-Монгольского палеомикроконтинента, кроме Гарганской, относились разрозненные выступы пород повышенной степени метаморфизма – Шутхулайская, Бутугольская глыбы, в разное время также включался Сангиленский блок, а в пределах Тункинских гольцов еще и Шумакский и Хонголдойский выступы. Для большей части выделявшихся докембрийских выступов, проведенные геологические, петрографические и петрохимические исследования показали, что метаморфические породы, слагающие Шумакскую, Хонголдойскую, Шутхулайскую глыбы являются полными литологическими, стратиграфическими и возрастными аналогами поздненеопротерозойских неметаморфизованных толщ ([6] и др.).

Бутугольская глыба представляет собой обособленный выход сильнодислоцированных метаморфических пород, располагающихся южнее образований Гарганской глыбы, как на территории России, так Монголии (рис. 1). Наши исследования метаморфических пород проводились в самой северной части Бутугольской глыбы (р. Большой Бутугол, правый приток р. Хоре), сложенной преимущественно разнообразными гнейсами, сланцами и амфиболитами. Реконструкция первичного состава пород глыбы показала, что в ее составе можно выделить, по крайней мере, три породные ассоциации – метариолиты (биотитовые гнейсы), метабазиты (амфиболиты) и метаосадочные образования (мусковитовые гнейсы).

Метариолиты (S-21-08) по петрохимическому составу соответствуют породам нормального ряда с содержанием K₂O + Na₂O = 5–6 мас. %, относятся к магнезиальным образованиям (FeO*/(FeO* + + MgO) = 0.67–0.69). Для них характерны средние содержания Sr, Y, невысокие Nb, Zr и слабо фракционированные спектры распределения редкоземельных элементов ((La/Yb)n = 3.9). На мультиэлементных спектрах отчетливо проявлены отрицательные аномалии Nb, Ti, Sr и положительные Th (рис. 2). Для них характерны положительные значения ε_Nd(1000) = +1.2 и мезопротерозойский Nd-модельный возраст T_{Nd (DM2-st)} = = 1.5 млрд лет (табл. 1).

Рис. 2.

Спектры распределения содержаний редких элементов, нормализованных к составу примитивной мантии, и редкоземельных, нормализованных к хондриту, для метаморфических пород Бутугольской глыбы.

Амфиболиты (S21-07, S-21-07A) близки по составу базальтам (51.1–52.9 мас. % SiO₂, 7.8–8.5 мас. % MgO, 1.6–2.0 мас. % TiO₂). Они относительно обеднены легкими РЗЭ ((La/Yb)n = 0.8–1.0), Th, Nb, аномалии высокозарядных элементов отсутствуют (рис. 2). По особенностям распределения несовместимых элементов метабазиты соответствуют нормальным базальтам срединно-океанических хребтов (N-MORB) или базальтам задуговых бассейнов (BABB). Метабазиты обладают положительными величинами ε_Nd(1000) = + 4.1, что наряду с положительными аномалиями Pb и Sr на мультиэлементных спектрах скорее указывает на их формирование в задуговом бассейне, а не в открытом океаническом пространстве.

Для метаосадков (БК-57, БК-59) характерны варьирующие содержания SiO₂ (60–80 мас. %), и высокие MgO (до 3.4), позволяющие относить их к туфогенным, или к породам с примесью вулканогенного материала. Типичны повышенные концентрации K₂O (2.2–2.6 мас. %) и его преобладание над Na₂О, а также наблюдаемое закономерное уменьшение содержаний TiO₂, Al₂O₃, MgO и Fe₂O₃ с ростом SiO₂. Спектры распределения РЗЭ в метаосадочных породах отличаются заметным разнообразием: от слабо- (La/Yb)n = 6.7) до фракционированных с явным обогащением легкими РЗЭ ((La/Yb)n = 14.6) трендов (рис. 2). Отрицательная Eu-аномалия проявлена во всех проанализированных метаосадках. Исходя из содержаний индикаторных элементов (La, Sc, Co, Th) и их отношений, можно предположить, что формирование метаосадочных пород Бутугольской глыбы происходило за счет размыва преимущественно вулканических пород кислого и среднего составов. Для метаосадков типичны отрицательные значения ε_Nd(1000) = –7.1 и T_Nd(DM) = 2.4 млрд лет (табл. 1). Геохимические и изотопные характеристики указывают на накопление этих осадков в окраиноморских обстановках древнего континентального бока.

U–Pb-датирование циркона из метариолитов и метаосадков выполнено методом LA-ICP-MS в ЦКП “Геодинамика и геохронология” ИЗК СО РАН. Установлено, что средневзвешенный возраст циркона из метариолитов (133 конкордантных значения), составляет 1009.5 ± 8.1 млн лет (рис. 3). Это значение возраста отвечает времени кристаллизации протолита ортогнейсов Бутугольской глыбы. Возраста детритовых цирконов из пробы метаосадочных пород (76 конкордантных значений) преимущественно находятся в диапазоне 1300–1700 млн лет и составляют также значимые пики на 890, 1057 и 2007 млн лет. Кроме того, выделяются слабые (выполненные 3 и менее значениями возрастов детритового циркона) пики на 1209, 2225, 2479 и 2901 млн лет (рис. 4). Популяции цирконов с возрастом 2.66–2.76 млн лет, типичных для пород Гарганской глыбы, в изученных породах Бутугольской глыбы не обнаружено.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией и микрофотографии зерен цирконов из метавулканита Бутугольской глыбы.

Рис. 4.

Диаграмма относительной вероятности возрастов и микрофотографии зерен детритового циркона из метатерригенных пород Бутугольской глыбы.

Полученные геохимические, геохронологические и Nd-изотопные данные по ортопородам Бутугольской глыбы предполагают, что их формирование происходило за счет ювенильных мезопротерозойских коровых источников, а Sm–Nd-изотопный состав метаосадков указывает и на значительную роль палеопротерозойской коры в формировании этих породных ассоциаций. Возрастной диапазон формирования пород Бутугольской глыбы условно совпадает с временем существования океанической Дунжугурской дуги (~900–1034 млн лет) [10], при этом сложно представить, что при ее существовании и дальнейшем разрушении могли образовываться калиевые осадочные породы со значительным количеством акцессорных цирконов c возрастом от архея до неопротерозоя. Стоит отметить, что полученные интервалы возраста детритовых цирконов из метаосадков Бутугольской глыбы в неопротерозойских осадочных комплексах ТММ до настоящего времени не устанавливались ([11, 12] и др.). Детритовые цирконы возрастного диапазона 1.0–2.0 млрд лет с преобладанием палеопротерозойской популяции в пределах центральной части ЦАСП характерны для пород Сибирского, Северо-Китайского и Таримского кратонов (рис. 4) [10]. При этом цирконы мезопротерозойского возраста (1.3–1.7 млрд лет) большим распространением пользуются в докембрийских образованиях западной части складчатого пояса – Актау-Моинтинский, Иссыккульский, Кокчетавский и Северо-Казахстанский террейны, и блоки Южно-Илийский и Центрально-Тяньшанский [13, 14]. Некоторые исследователи связывают присутствие мезопротерозойских детритов в составе этих блоков с поставкой обломочного материала в осадочные бассейны с континента Балтика [14]. рис. 5

Рис. 5.

Графики сравнения нормированной вероятности U–Pb-возрастов детритовых цирконов из метаосадочных пород Бутугольской глыбы и докембрийских осадочных пород близлежащих континентальных блоков Центрально-Азиатского складчатого пояса (а – по [7], б – по [13]).

Сходство распределения детритовых цирконов ранненеопротерозойско-мезопротерозойского этапа в породах Дзабханского террейна в некоторой степени близко к таковым в отложениях Бутугольской глыбы. На существенную роль мезопротерозойской континентальной коры в формировании неопротерозойских (980–940 млн лет) магматических ассоциаций южной и центральной Монголии, в том числе в пределах Дзабханского микроконтинента указывают и недавние исследования ([15–17] и др.). Исследованные породные ассоциации Бутугольской глыбы также могут являться как свидетелями мезопротерозойских событий проявившимися при сборке суперконтинента Родиния в интервале 1100–900 млн лет, так и являться остатками иных блоков, запечатанных в аккреционном орогене, о чем говорит повышенный, относительно окружающих ее структур ТММ, метаморфизм пород Бутугольской глыбы.

ЦАСП представлен мозаикой блоков с разным происхождением, возрастом слагающих образований и сложной историей их формирования. Имеющиеся в настоящее время изотопно-геохронологические и геохимические данные о составе и возрасте метаморфического комплекса пород Бутугольской глыбы, расположенной в пределах Тувино-Монгольского микроконтинента ЦАСП, не позволяют отнести исследованную ассоциацию ни к одному из входящих в его состав гетерогенных блоков. Формирование протолита метавулканогенных пород, участвующих в строении этого комплекса, происходило на рубеже мезо- и неопротерозоя на сформированной коре, а метаосадочных за счет континентальных источников сноса. Исследование метаморфических пород в Монгольской части ТММ [7] предполагает, как минимум, два эпизода метаморфизма на рубеже 1 млрд лет и в интервале 814–782 млн лет. Кроме того, на рубеже 650 млн лет также фиксируется термальное событие, которое проявлено как в пределах ТММ [18, 19], так и в северной части складчатого пояса, по времени близко совпадающее с аккрецией блоков в пределах Палеоазиатского океана [20] и сопутствующим метаморфизмом. Однако в настоящий момент установить время проявления метаморфизма пород Бутугольской глыбы не представляется возможным.

Таким образом, особенности состава и возраста породных ассоциаций Бутугольской глыбы, тектонические контакты и повышенная относительно окружающих ее образований степень метаморфизма предполагают, что этот блок является экзотическим для ТММ. Формирование пород, слагающих Бутугольскую глыбу, возможно, происходило при сборке суперконтинента Родиния в интервале 900–1100 млн лет за счет источников сноса, более распространенных и типичных для западной части ЦАСП.