Петрология, 2021, T. 29, № 2, стр. 195-224

ВВЕДЕНИЕ

Строение Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) определяется сочетанием неопротерозойских и палеозойских палеоокеанических и островодужных комплексов и блоков с докембрийским фундаментом (Моссаковский и др., 1993; Диденко, 1994). Среди наиболее крупных блоков с раннедокембрийским фундаментом в центральном сегменте ЦАСП были выделены Дзабханский и Тувино-Монгольский террейны, которые первоначально объединялись в единый микроконтинент (Беличенко, Боос, 1988). Однако позднее было установлено, что каждый террейн имел сложную историю амальгамации и несколько этапов формирования своих вулканогенно-осадочных чехлов (Беличенко и др., 1994; Козаков и др., 1997, 2014, 2015, 2017а; Кузьмичев, 2004; Levashova et al., 2010; Овчинникова и др., 2012; Rooney et al., 2015; Кузнецов и др., 2018 и др.). Одним из наиболее сложнопостроенных террейнов является Дзабханский (рис. 1а). В его составе объединялись Байдарикский, Тарбагатайский, Сонгинский и, собственно, Дзабханский блоки (Беличенко, Босс, 1988; Карта геологических…, 1989; Зайцев, 1990), отнесенные позднее к “кратонным” террейнам (Badarch et al., 2002). Однако раннедокембрийские кристаллические комплексы установлены только в северо-западной части Байдарикского террейна (Митрофанов и др., 1985; Козаков, 1986; Козаков др., 1997, 2007; Kröner et al., 2017b) и идерском комплексе Тарбагатайского террейна (Козаков и др., 2011; Kröner et al., 2015b) (рис. 1б). Полученные к настоящему времени геологические, геохронологические и Sm-Nd изотопные данные позволяют сделать вывод, что Сонгинский и северная часть Дзабханского террейнов представляют собой гетерогенные структуры, в которых объединены островодужные и окраинно-континентальные комплексы неопротерозоя (Ковач и др., 2013; Козаков и др., 2013а, 2013б, 2014, 2016, 2017а, 2017б; Ярмолюк и др., 2015, 2017). В то же время для пород восточной части Дзабханского террейна получены только единичные геохронологические и Sm-Nd изотопные данные (Козаков и др., 2015а, 2017а), что не позволяет разработать интегрированную геодинамическую модель формирования как самого террейна, так и микроконтинентов центрального сегмента ЦАСП в целом.

Рис. 1.

Схема геологического положения блоков докембрия в структурах центрального сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса. Составлена с использованием материалов (Зайцев, 1990; Карта …, 1989; Козаков и др., 2017б). (а) Главные тектонические структуры южного обрамления Сибирской платформы. 1 – Сибирская платформа, 2 – ранние каледониды, 3 – толщи турбидитного бассейна среднего–позднего палеозоя, 4 – поздние каледониды, 5 – герциниды, 6 – вулканоплутонические пояса позднего палеозоя–мезозоя, 7, 8 – фрагменты континентальной коры: с раннедокембрийским (7) и неопротерозойским (8) основанием, 9 – главные тектонические границы. Римскими цифрами обозначены: I – Байдарикский террейн, II – Тарбагатайский террейн, III – Дзабханский террейн, IV – Тувино-Монгольский террейн, V – Сонгинский террейн. (б) Положение высокоградных метаморфических комплексов в структурах Западной Монголии. 1 – четвертичные отложения; 2 – турбидитные отложения девона–карбона; 3 – нерасчлененные вулканоплутонические комплексы палеозоя–раннего мезозоя; 4 – палеоокеанические и островодужные герциниды Южно-Алтайской зоны; 5 – отложения континентального склона и пассивной окраины; 6 – поздние каледониды Монголо-Алтайской зоны; 7 – палеоокеанические и островодужные комплексы эдиакария–нижнего кембрия Озерной зоны; 8 – эдиакарий-неопротерозойские офиолиты Баянхонгорской зоны; 9 – ранненеопротерозойские палеоокеанические и островодужные комплексы; 10–15 – блоки кристаллических пород: 10 – раннего докембрия (а – установленные, б – предполагаемые), 11 – нерасчлененные шельфовые и вулканические толщи Баянхонгорской зоны и метаморфические породы Южно-Хангайского метаморфического пояса (поздний неопротерозой), 12 – метаморфические комплексы раннего неопротерозоя (а – обнаженные, б – предполагаемые под чехлом), 13 – метаморфические комплексы позднего неопротерозоя, 14 – метаморфические комплексы раннего палеозоя, 15 – метаморфические комплексы позднего палеозоя; 16 – тектонические границы, разломы; 17 – положение объектов с возрастными интервалами около 980–930 млн лет: 1 – 983 ± 6, 956 ± 3 и 954 ± 8 млн лет (Demoux et al., 2009); 2 – 955 ± 7 млн лет (Kröner et al., 2010); 3 – 948 ± 6, 941 ± 11, 933 ± 6 млн лет (Buriánek et al., 2017); 4 – 959 ± 8, 944 ± 6 и 930 ± 6 млн лет (Козаков и др., 2016, 2017б); 5 – положение пробы с реликтовыми эклогитовыми и глаукофансланцевыми парагенезисами. Цифры в кружках: 1 – Дзабханский террейн; 2, 3 – блоки Байдарикского террейна: 2 – раннедокембрийский Байдарикский блок, 3 – поздненеопротерозойский Тацаингольский блок; 4 – Сонгинский террейн; 5 – Тарбагатайский террейн; 6 – Отгонский блок Дзабханского террейна; 7 – Тувино-Монгольский террейн; 8 – Хамардабанский террейн.

В статье рассматриваются результаты геохронологических (U-Pb метод, ID-TIMS) и Sm-Nd изотопных исследований гранитоидов, вулканитов и терригенных пород восточной части Дзабханского террейна, а также кислых вулканитов дзабханской серии его южной части. На основании полученных и опубликованных ранее данных предложена новая схема геологического строения Дзабханского террейна, рассматриваются вопросы корреляции слагающих его докембрийских образований с Сонгинским, Байдарикским и Тарбагатайским террейнами, а также особенности формирования неопротерозойской континентальной коры в структурах центрального сегмента ЦАСП.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ДЗАБХАНСКОГО ТЕРРЕЙНА

В современной структуре центрального сегмента ЦАСП Дзабханский террейн с юга и запада сочленен по системе надвигов и сдвиговых зон с эдиакарий-раннекембрийскими палеоокеаническими и островодужными комплексами Озерной зоны (рис. 2). На севере выходы пород Дзабханского террейна отделяют от Сонгинского террейна пески пустыни Монгол Элс, а с востока развиты обширные поля позднепалеозойских гранитоидов (Карта …, 1989). На тектонической схеме (Ярмолюк и др., 2017; Ярмолюк, Дегтярев, 2019) граница между Сонгинским и Дзабханским террейнами проводится по р. Дзабхан-гол, а территория междуречья Дзабхан-гол–Хунгуй-гол рассматривается как единая Дзабхан-Мандалская зона Сонгинского террейна. В работе (Badarch et al., 2002) данные террейны были отнесены к раннему докембрию и объединены с Байдарикским кратонным террейном, который коррелирует с Тарбагатайским террейном. На схеме в (Buriánek et al., 2017) они объединены в группу нерасчленных по возрасту метаморфических террейнов без разделения на ранне- и позднедокембрийские образования. Эти схемы в некоторых аспектах не согласуются с полученными нами данными, касающимися корреляции и возраста структурно-вещественных комплексов рассматриваемых террейнов. Образования, развитые севернее р. Хунгуй-гол, рассматриваются нами в составе Сонгинского террейна (Козаков и др., 2013а). Основанием для этого является, помимо отсутствия прямых геологических соотношений между Сонгинским и Дзабханским террейнами, различие в ориентировке главных картируемых структур (рис. 2). Кроме того, структурно-вещественные комплексы различаются по изотопным и геохимическим характеристикам и особенностям развития процессов регионального метаморфизма (см. ниже). Можно полагать, что эти террейны разделены разломами северо-западного простирания, перекрытого песками пустыни Монгол Элс.

Рис. 2.

Схема строения северной части Дзабханского террейна и Баяннурского блока Сонгинского террейна, с использованием (Геологическая карта …, 1982а, 1982б, 1982в; Козаков и др., 2013, 2014, 2016, 2017б, 2019а). 1 – четвертичные рыхлые отложения; 2 – эдиакарий-кембрийские палеоокеанические комплексы Озерной зоны; 3–9 – Дзабханский террейн: 3, 4 – толщи шельфового чехла Дзабханского террейна: 3 – известняки баяннульской свиты и песчаники, гравелиты, алевролиты, известняки баяннурской свиты (нижний кембрий), 4 – доломиты, известняки, кварциты цаганоломской свиты (эдиакарий); 5 – эрдэнэхаирханский комплекс; 6 – нерасчлененные породы дзабханской серии и цаганоломской свиты; 7 – зона меланжа; 8 – биотитовые, биотит-мусковитовые, роговообманковые и гранат-биотитовые гнейсы, амфиболиты, гранатовые амфиболиты, кварциты, протяженные горизонты мраморов; 9 – гнейсо-мигматитовый комплекс (мигматиты, гнейсо-граниты, амфиболиты, мраморы): 9а – полиметаморфический, 9б – монометаморфический. 10–13 – Баяннурский блок Сонгинского террейна: 10 – баяннурский комплекс (биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы, мигматиты, амфиболовые гнейсы), 11–13 –холбонурский комплекс: 11 – породы палеоокеанической ассоциации (амфиболовые сланцы и амфиболиты (метавулканиты основного и среднего состава) с горизонтами кварцитов и прослоями кремнистых пород), 12 – породы терригенной ассоциации (аргиллиты, песчаники, гравелиты, конгломераты), 13 – породы островодужной ассоциации (а – песчаники, гравелиты, конгломераты, олистолиты, риолиты, базальты, шаровые лавы, б – тоналиты и трондьемиты Гашуннурского массива); 14 – массивы и поля неопротерозойского тоналит-гранодиорит-тродьемиового комплекса; 15 – серпентиниты; 16 – гранитоиды позднего палеозоя; 17 – разломы, тектонические границы (а – установленные, б – предполагаемые под рыхлыми отложениями); 18 – положение геохронологических проб гранитоидов и их возраст (млн лет): 1–4 (Сонгинский террейн): 1 – 802 ± 6, 2 – 790 ± 2, 3 – 859 ± 3, 4 – 888 ± 2; 5–16 (Дзабханский террейн): 5 – 860 ± 3, 6 – 856 ± 2, 7 –786 ± 6, 8 – 862 ± 3, 9 – 798 ± 7, 10 – 813 ± 9, 11 – 772 ± 3, 12 – 722 ± 4, 13 – 717 ± 5, 14 – 847 ± 2.6, 15 – 960–930, 16 – 463 ± 2. Римскими цифрами обозначены структуры Дзабханского террейна и его обрамления: I – Озерная зона; II – Дзабхан-Хунгуйская зона; III – Ургамалская зона; IV – Дзабхан-Мандалская зона; V – Эрдэнэ-Хаирханский блок; VI – Богдоингольский блок; VII – неопротерозойские постметаморфические гранитоиды; VIII – Дурвленжинский блок; IX – зона тектонического меланжа; X–XI – Баяннурский блок Сонгинского террейна: X – баяннурский гнейсо-мигматитовый комплекс, XI – холбонурский комплекс.

В строении фундамента Дзабханского террейна ранее выделялись два типа структурно-вещественных комплексов: древний, предположительно, раннедокембрийский, сложенный высокометаморфизованными породами, и позднедокембрийский, представленный неметаморфизованными породами терригенной и терригенно-вулканогенной толщ дзабханской серии (Геологическая карта …, 1982а, 1982б; Зайцев, 1990). Предполагалось, что они являются фундаментом, перекрытым терригенно-карбонатными толщами шельфового чехла, отлагавшегося с конца позднего рифея по ранний кембрий, что соответствует интервалу криогений–эдакарий–кембрий международной шкалы (Семихатов и др., 2015; Shields-Zhou et al., 2016). Полученные к настоящему времени структурно-геологические, геохронологические и Sm-Nd изотопные данные (Козаков и др., 2014, 2015, 2016, 2017а, 2017б, 2020б; настоящая работа) позволяют выделить в геологическом строении террейна зоны и блоки, различающиеся особенностями состава, возраста и обстановок формирования слагающих его структурно-вещественных комплексов (рис. 2).

В Дзабхан-Хунгуйской зоне западной (краевой) части Дзабханского террейна развиты биотитовые, биотит-мусковитовые, роговообманковые и реже гранат-биотитовые гнейсы с пластами амфиболитов, кварцитов и протяженными горизонтами мраморов, а также присутствуют тектонические пластины серпентинизированных гипербазитов (рис. 2). Породы зоны интенсивно рассланцованы и милонитизированы. Гранитоиды, фактически превращенные в ортогнейсы, имеют возраст около 814 млн лет (LA-ICP-MS, неопубликованные данные авторов), близкий к возрасту большей части посткинематических гранитоидов других блоков Дзабханского террейна (Козаков и др., 2014, 2017а; настоящая работа). Деформационные процессы интенсивно проявлены только в западной части террейна и, возможно, связаны с аккрецией эдиакарий–кембрийских островодужных комплексов Озерной зоны и Дзабханского террейна. Возрастной интервал посткинематических гранитоидов в других блоках составляет 860–720 млн лет (в том числе, 813 млн лет). Оценки возраста метаморфизма, который может быть связан с более поздним процессом – сочленением с офиолитами Озерной зоны, также различны – 860, 847, 800 млн лет.

В северной части Дзабханского террейна выделены две зоны высокометаморфизованных пород, различающиеся по составу и особенностям структурно-метаморфического развития – Ургамалская и Дзабхан-Мандалская, строение которых детально рассмотрено в работе (Козаков и др., 2014) (рис. 2). Ранее породы этих зон рассматривались как типовые образования раннедокембрийского фундамента Дзабханского террейна (Геологическая карта …, 1982а, 1982б; Карта …, 1989). Однако породы этих зон характеризуются значениями Nd-модельного возраста в интервале 2.2–1.3 млрд лет, что исключает их отнесение к раннему докембрию.

В строении Ургамалской зоны принимают участие двуслюдяные сланцы, биотитовые, гранат-биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсы, кварциты, пластовые тела и массивы гранатовых амфиболитов, а также протяженные горизонты мраморов (Козаков и др., 2014). Ранее эти породы относились к свитам цаганнур и шубун (Геологическая карта …, 1982а, 1982б). Простирание пород изменяется с юга на север от северо-западного (340°–350°) до северо-восточного (10°–30°). Породы зоны прогрессивно метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фации. Детритовые цирконы из гранат-мусковит-биотитовых парагнейсов имеют возрастные значения в интервале 890–840 млн лет. Средневзвешенное значение возраста по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U составляет 863 ± 7 млн лет (Ковач и др., 2019б). Гнейсо-граниты имеют возраст около 820 млн лет (LA-ICP-MS, неопубликованные данные авторов). Таким образом, формирование протолитов метатерригенных пород Ургамалской зоны происходило в интервале около 0.87–0.82 млрд лет.

В Дзабхан-Мандалской зоне развиты в различной степени мигматизированные роговообманковые, гранат-роговообманковые, биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы с горизонтами мраморов, а также габбро-амфиболиты и порфировидные гнейсо-граниты (Козаков и др., 2014). Породы интенсивно дислоцированы в процессе трех этапов деформаций. Главные картируемые субвертикальные структуры имеют северо-западное направление (340°–300°). Породы Дзабхан-Мандалской зоны метаморфизованы дважды: в условиях высокотемпературной амфиболитовой фации, сопровождавшейся мигматизацией, и в условиях эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фации, изофациальной по условиям метаморфизма пород Ургамалской зоны. Оценку возраста раннего метаморфизма определяют синметаморфические габбро-диориты с возрастом 860 ± 3 млн лет, а верхнюю возрастную границу этого метаморфизма – рассланцованные субщелочные граниты с возрастом 856 ± 2 млн лет (Козаков и др., 2014). Наложенный метаморфизм Дзабхан-Мандалской зоны и прогрессивный метаморфизм Ургамалской зоны можно коррелировать с метаморфизмом, проявленным в баяннурском комплексе Сонгинского террейна (802 ± 6 млн лет, Козаков и др., 2013) (рис. 2). Посткинематические гранитоиды Ургамалской и Дзабхан-Мандалской зон имеют возраст 786 ± 6 млн лет (Козаков и др., 2014), в Сонгинском террейне они имеют близкое значение возраста – 790 ± 2 млн лет (Козаков и др., 2013) (рис. 2). Конкордантные оценки возраста детритовых цирконов из биотит-гранатовых плагиогнейсов Дзабхан-Мандалской зоны находятся преимущественно в интервале 844–901 млн лет, средневзвешенное значение по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U составляет 871 ± 8 млн лет (Ковач и др., 2019б). Таким образом, формирование протолитов метатерригенных пород Дзабхан-Мандалской зоны происходило в интервале около 880–860 млн лет.

В северо-восточной части Дзабханского террейна высокометаморфизованные породы Дзабхан-Мандалской зоны ограничены разломом, который приурочен к долине, выходящей к реке Хунгуй-гол (рис. 2, 3). В западном борту долины развиты тектонические линзы серпентинитов, рассланцованных мигматитов, гнейсо-гранитов, роговообманковых метагабброидов, характерных для Дзабхан-Мандалской зоны, а также амфиболовых сланцев и неметаморфизованных терригенных пород (песчаников, гравелитов). К северо-востоку от разлома широко развиты криогений-кембрийские карбонатные породы цаганоломской свиты, которые полого залегают на неметаморфизованных терригенных и вулканогенных породах и гранитоидах. Терригенная толща сложена песчаниками, гравелитами, конгломератами, алевролитами и кварцитами. В вулканогенной толще развиты базальты, андезибазальты, реже андезиты, дациты и граувакки. В гальках конгломератов преобладают вулканиты (андезибазальты, риолиты, гранодиорит-порфиры) и трондьемиты, гальки высокометаморфизованных пород и гнейсо-гранитов отсутствуют. Ранее эти толщи были отнесены к нео-протерозойской дзабханской серии, более поздней по отношению к высокометаморфизованным породам Дзабхан-Мандалской зоны (свита будун по (Геологическая карта …, 1982а, 1982б; Карта …, 1989). Терригенная и терригенно-вулканогенная толщи прорваны недеформированными массивами гранитоидов с возрастом 862 ± 3 млн лет (Козаков и др., 2017). Конкордантные значения возрастов детритовых цирконов из песчаников и гравелитов терригенной толщи имеют максимумы на кривой вероятности возрастов около 0.92, 1.38, 2.04, 2.20, 2.32, 2.46, 2.62, 2.72 и 3.43 млрд лет (Ковач и др., 2019б). Таким образом, возможный интервал накопления пород этой толщи составляет около 0.92–0.86 млрд лет. В то время как риолиты дзабханской серии центральной и южной частей Дзабханского террейна (рис. 4) имеют возраст в интервале 802–787 млн лет (Levashova et al., 2010; Bold et al., 2016b; настоящая работа). Следовательно, терригенные и терригенно-вулканогенные толщи северо-восточной части Дзабханского террейна не могут коррелировать с образованиями дзабханской серии. Это послужило основанием для их отнесения к самостоятельному более древнему эрдэнэхаирханскому комплексу и выделению Эрдэнэ-Хаирханского блока.

Рис. 3.

Схема положения неопротерозойских гранитоидов северо-восточной части Дзабханского террейна, с использованием (Геологическая карта…, 1982б, Козаков и др., 2014). 1 – рыхлые четвертичные отложения; 2 – карбонатные толщи цаганоломской свиты; 3 – толщи терригенной (а) и терригенно-вулканогенной (б) ассоциаций эрдэнэхаирханского комплекса; 4 – биотитовые и роговобманковые гнейсы локально с пластами мраморов, мигматиты; 5 – нерасчлененные вулканиты позднего палеозоя; 6 – гранитоиды позднего палеозоя; 7 – неопротерозойские гранитоиды; 8 – метагабброиды; 9 – серпентинизированные гипербазиты; 10 – разломы, тектонические границы (а), под чехлом (б); 11 – положение геохронологических проб и их возраст (млн лет): 11а – гранитоидов: 1 – 862 ± 3, 2 – 860 ± 3, 3 – 856 ± 2, 4 – 786 ± 6, 5 – 798 ± 7, 6 – 813 ± 9, 7 – 772 ± 4, 8 – 722 ± 4; 11б – терригенных пород Эрдэнэ-Хаирханского блока: 9 – песчаники; 10 – гравелиты.

Рис. 4.

Схема геологического строения хребта Хасагт-Хайрхан и бассейна р. Дзабхан, с использованием (Ярмолюк и др., 2008; Овчинникова и др., 2012; Ковач и др., 2019а). 1 – кайнозойские отложения; 2 – ордовикские конгломераты; 3 – терригенная саланыгольская свита; 4 – терригенно-карбонатная баянгольская свита; 5 – карбонатные толщи цаганоломской свиты; 6 – тиллиты майханулской пачки; 7 – вулканогенные породы дзабханской серии; 8 – эдиакарий-кембрийский офиолитовый комплекс Озерной зоны; 9 – палеозойские гранитоиды; 10 – щелочные граниты (755 ± 3 млн лет, Ярмолюк и др., 2008); 11 – положение объектов датирования: 1 – риолиты пробы ДЗ-7, 790 ± 3 млн лет; 2 и 3 – вулканиты нижней (803 ± 8 млн лет, LA-ICP-MS, Levashova et al., 2010) и верхней частей разреза дзабханской серии; 4 –известняки цаганоломской свиты (635 ± 23 млн лет, U-Pb метод, Овчинникова и др., 2012; Bold et al., 2016а).

С востока Дзабханский террейн ограничен полем позднепалеозойских гранитоидов Хангайского батолита (Ярмолюк и др., 2016, 2019), среди которых расположен Богдоингольский блок (рис. 2). В его пределах карбонатные породы цаганоломской свиты полого залегают на мигматизированных биотитовых гнейсах с телами синметаморфических кварцевых диоритов с возрастом 847 ± 3 млн лет (Козаков и др., 2020б) и посткинематических гранитоидов с возрастом 717 ± 5 млн лет (Козаков и др., 2015). Это отличает фундамент Богдоингольского блока от Эрдэнэ-Хаирханского блока, в котором не проявлены неопротерозойские структурно-метаморфические преобразования. Дзабхан-Мандалская и Ургамалская зоны отличаются отсутствием криогений-кембрийского шельфового чехла.

Посткинематические гранитоиды Дзабханского террейна, объединявшиеся при геологической съемке в позднедокембрийский гранитоидный комплекс (Геологическая карта …, 1982а, 1982б, 1982в), развиты во всех вышеописанных зонах и блоках. Изначально мы предполагали, что они близки по возрасту к постметаморфическим гранитоидам Баяннурского массива (~790 млн лет) Сонгинского террейна. Однако при более поздних исследованиях для этих сходных по составу и структуре массивах гранитоидов было установлено, что их возраст варьирует от 862 ± 3 до 717 ± 5 млн лет (Козаков и др., 2014, 2015, 2020б). Для всех массивов Эрдэнэ-Хаирхнского блока породы рамы неметаморфизованы, имеют субвертикальную ориентировку и перекрыты полого ориентированной толщей карбонатных пород венда. В Богдоингольском блоке эта толща залегает на интенсивно метаморфизованных (мигматизированных) гнейсах (Козаков и др., 2020б). При этом в обоих блоках близкие по составу посткинематические гранитоиды имеют сходные значения возраста ~720 млн лет. Общим для массивов этих гранитоидов является внедрение после завершения складчатости, определяющей структуру вмещающих пород конкретного блока, и отсутствие наложенных структурных преобразований (рис. 2, 3). Это свидетельствует об относительной стабильности блоков, в которых локализованы гранитоиды, ко времени их внедрения. Для получения дополнительной информации об их возрасте и обстановках формирования были отобраны пробы посткинематических гранитоидов Эрдэнэ-Хаирханского и Богдоингольского блоков, а также Дзабхан-Мандалской зоны, в которой гранитоиды с возрастом 856 млн лет метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации (Козаков и др., 2012) (рис. 3). Полученные к настоящему времени данные свидетельствуют о неоднократности проявления регионального метаморфизма в неопротерозойских комплексах различных блоков, входящих в террейны Хангайской группы (Козаков и др., 2011, 2014, 2020б).

Структуры северной и южной частей Дзабханского террейна разделены зоной тектонического меланжа северо-западного простирания (рис. 2). В ней совмещены тектонические пластины, сложенные как высокометаморфизованными породами (амфиболиты, амфиболовые кристаллические сланцы, кварцито-гнейсы, мраморы), так и слабометаморфизованными и неметаморфизованными вулканитами (базальты, в том числе шаровые, андезибазальты, реже андезиты и дациты). Низкоглиноземистые слабометаморфизованные метатрондьемиты Хараулинского блока имеют возраст 959 ± 8 и 944 ± 6 млн лет, а для секущих дайки метагаббро – 930 ± 6 млн лет (U-Th-Pb метод, SIMS; Козаков и др., 2016, 2017б; 2019б; Kovach et al., 2017) (рис. 1б). Метатрондьемиты имеют геохимические характеристики, типичные для “океанических” плагиогранитов, а базальты и андезибазальты сопоставимы с островодужными вулканитами. В юго-восточной части зоны меланжа в горизонтах амфиболитов среди кварцито-гнейсов (точка 5 на рис. 1б) установлены реликтовые парагенезисы эклогитовой и глаукофансланцевой фации (Азимов, Козаков, 2019).

В Дурвленжинском блоке южной части Дзабханского террейна среди выходов карбонатных пород цаганоломской свиты шельфового чехла присутствуют тектонические линзы неметаморфизованных вулканитов, относимых к дзабханской серии (андезибазальты, риолиты, дациты), а также амфиболовые и биотит-амфиболовые сланцы (рис. 2). В этой части террейна прямых стратиграфических соотношений между породами дзабханской серии и цаганоломской свиты не установлено. Также не установлены выходы высокометаморфизованных пород, которые можно отнести к докембрийскому фундаменту Дзабханского террейна.

В юго-западной части террейна для цирконов из риолитов дзабханской серии были получены оценки возраста от 802 до 787 млн лет в нижней и верхней частях разреза соответственно (LA-ICP-MS, Levashova et al., 2010; ID-TIMS, Bold et al., 2016b) (рис. 4). Возраст щелочных гранитов Яманульского массива юго-восточной части террейна равен 755 ± 3 млн лет (Ярмолюк и др., 2008). В связи с тем, что для аналогичных по составу вулканитов восточной части Дзабханского террейна, относившихся ранее к дзабханской серии, установлен более древний интервал возрастов (см. выше), нами для получения информации о возрасте и источниках расплавов риолитов дзабханской серии юго-восточной части террейна была отобрана проба ДЗ-7 (рис. 4). Карбонатный чехол, перекрывающий вулканиты дзабханской серии, имеет криогений–раннекембрийский возраст, согласно U-Pb возрасту известняков 632 ± 14 млн лет (Овчинникова и др., 2012) и Sr-изотопным характеристикам (0.7067–0.7087, Крамчанинов, Кузнецов, 2014). Позднее Re-Os методом было получено значение 659 ± 4 млн лет (Rooney et al., 2015).

Образования южной и западной частей Дзабханского террейна контактируют с неметаморфизованными вулканитами эдиакария–раннего кембрия Озерной зоны (рис. 1, 4). В зоне сочленения эти вулканиты совмещены с тектоническими пластинами ортогнейсов с возрастами 1967 ± 13, 811 ± 1 и 800 ± 19 млн лет (LA-ICP-MS, Bold al., 2016a), а также мигматизированных гнейсов с включениями гранулитов (510 млн лет) и гранитов, сопряженных с метаморфизмом амфиболитовой фации (490 млн лет) (ID-TIMS, Козаков и др., 2002).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Выделение циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для U-Pb геохронологических исследований кристаллы циркона (или их фрагменты) подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO₃. При этом после каждой ступени эти кристаллы промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялось по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). В некоторых случаях для уменьшения степени дискордантности циркона использовалась аэроабразивная обработка (Krogh, 1982) и метод предварительной кислотной обработки (Mattinson, 1994), а также метод предварительного высокотемпературного отжига в муфельной печи “SNOL E5CC” в керамических тиглях при температуре 850°С в течение 48 ч (Mattinson, 2005) с последующей кислотной обработкой циркона. Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI как в статическом, так и динамическом режимах (при помощи счетчика ионов). Для изотопных исследований использовался трассер ²³⁵U-²⁰²Pb. Точность определения U/Pb отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась с помощью программам “PbDAT” (Ludwig, 1991) и “ISOPLOT” (Ludwig, 2008). При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана (Steiger, Jager, 1976). Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Sm-Nd изотопные исследования выполнены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург). Изотопные составы Sm и Nd были измерены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к отношению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511115 в Nd стандарте JNdi-1. Средневзвешенное значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в Nd стандарте JNdi-1 за период измерений составило 0.512108 ± 7 (n = 10). Точность определения концентраций Sm и Nd составляет ±0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – ±0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – ±0.005% (2σ). Уровень холостого опыта не превышал 0.2 нг Sm и 0.5 нг Nd. При расчете величин ε_Nd(Т) и модельных возрастов Т_Nd(DM) использованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967) и деплетированной мантии (DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = = 0.21365).

РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Циркон из гранодиорита южной части Эрдэ-нэ-Хаирханского блока (проба 8057) представлен субидиоморфными, реже идиоморфными, короткопризматическими прозрачными, полупрозрачными кристаллами серовато-розового цвета. Кристаллы огранены сочетанием призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {103} (рис. 5а, I–III). Поверхности граней часто корродированы. Размер кристаллов изменяется от 50 до 250 мкм, К_удл = 1.5–2.0. Циркон обладает зональным внутренним строением, содержит большое количество минеральных, расплавных и флюидных включений (рис. 5а, IV–VI), а также реликты унаследованных ядер, обнаруженные в отдельных зернах. Кроме того, внешние участки зерен часто обладают пониженным двупреломлением.

Рис. 5.

Микрофотографии кристаллов циркона из гранитоидов Дзабханского террейна, выполненные на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3. I–III – в режиме вторичных электронов; IV–VI – в режиме катодолюминесценции: (а) проба 8057, (б) проба 8059, (в) проба 8016, (г) проба 7214, (д) проба ДЗ-7.

Для проведения U-Pb геохронологических исследований наиболее чистые и идиоморфные зерна из фракций 50–75, 75–100 и >100 мкм были подвергнуты предварительной кислотной обработке, в том числе с применением предшествующего ей высокотемпературного отжига (№ 1–4 в табл. 1). Как видно на рис. 6а, точки изотопного состава этого циркона образуют дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 798 ± 7 млн лет (нижнее пересечение – 353 ± 28 млн лет, СКВО = 0.42). Учитывая, что морфологические особенности циркона указывают на его магматическое происхождение, мы рассматриваем полученную оценку возраста 798 ± 7 млн лет в качестве возраста кристаллизации расплавов, родоначальных для данных гранодиоритов.

Рис. 6.

Диаграммы с конкордией для цирконов из посткинематических гранитоидов. (а) проба 8057, (б) проба 8059, (в) проба 8016 Эрдэнэ-Хаирханского блока, (г) проба 7214 Дзабхан-Мандалской зоны, (д) проба ДЗ-7 риолитов дзабханской серии. Номера точек соответствуют порядковым таковым в табл. 1.

Акцессорный циркон трондьемита северо-западной части Эрдэнэ-Хаирханского блока (проба 8059) представлен прозрачными идиоморфными и субидиоморфными кристаллами желтоватого цвета, габитус которых изменяется от коротко- до длиннопризматического. Размер зерен составляет 30–200 мкм, К_удл. = 1.0–5.0. Огранка кристаллов представлена сочетанием призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {211} (рис. 5б, I–III). Для внутреннего строения циркона характерна тонкая магматическая зональность (рис. 5б, IV–VI) и секториальность (рис. 5б, VI). В большинстве зерен наблюдаются унаследованные ядра различной сохранности (рис. 5б, IV–VI), часто занимающие доминирующий объем кристалла.

Для геохронологических исследований был использован циркон из размерных фракций 50–85, 50–100 и 85–100 мкм (№ 5–10 в табл. 1). Часть зерен была подвергнута аэроабразивной (Krogh, 1982) или кислотной (Mattinson, 1994) обработке, в том числе сопровождавшейся предварительным высокотемпературным отжигом. Как видно из табл. 1 и рис. 6б, изученный циркон характеризуется дискордантными U/Pb отношениями, возрастная дискордантность при этом вызвана не только присутствием различной доли унаследованной компоненты радиогенного свинца (№ 5–7, 10 в табл. 1), но и интегральным эффектом унаследованного свинца и посткристаллизационных его потерь (№ 8, 9 в табл. 1). Следует отметить, что точки изотопного состава циркона, подвергнутого предварительной обработке, а также необработанный циркон, характеризующийся наименьшей возрастной дискордантностью (№ 5, 6, 10 в табл. 1), аппроксимируются дискордией, нижнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 813 ± 9 млн лет (СКВО = 0.17, верхнее пересечение – 1588 ± 84 млн лет) (рис. 6б). Полученные результаты являются примером успешного применения предварительной кислотной обработки (в том числе с использованием высокотемпературного отжига) для циркона, содержащего унаследованные ядра и испытавшего посткристаллизационные потери радиогенного свинца. Таким образом, значение возраста 813 ± 9 млн лет можно рассматривать в качестве оценки возраста кристаллизации изученного циркона.

В гранитах северной части Эрдэнэ-Хаирханского блока (проба 8016) присутствует акцессорный циркон, представленный полупрозрачными, реже прозрачными кристаллами, цвет которых изменяется от бежевого до рыжевато-желтого. Идиоморфные и субидиоморфные зерна имеют призматический габитус и огранены призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {111}, {112} (рис. 5в, I–III). Поверхность граней в основной массе кристаллов гладкая, ребра четкие, но в пробе присутствуют также отдельные зерна с сильно поврежденной поверхностью и сглаженными ребрами (рис. 5в). Циркон характеризуется зональным строением, (рис. 5в, IV–VI), секториальностью (рис. 5в, VI), а также присутствием унаследованных ядер различной сохранности и размера (рис. 5в, V–VI).

U-Pb геохронологические исследования проведены для наиболее прозрачного и идиоморфного циркона из четырех микронавесок, отобранного из размерных фракций <60, 50–75 и >100 мкм, причем циркон одной из них был подвергнут предварительной кислотной обработке (№ 11–14 в табл. 1). Как видно из табл. 1 и рис. 6в, точки изотопного состава циркона аппроксимируются дискордией, нижнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 722 ± 4 млн лет (верхнее пересечение – 2429 ± 54 млн лет (СКВО = 2.1)). Различная степень дискордантности циркона из пробы 8016 определяется долей унаследованной компоненты радиогенного свинца. Значение возраста 722 ± 4 млн лет можно рассматривать в качестве оценки возраста изученного циркона.

Из кварцевого диорита Дзабхан-Мандалской зоны (проба 7214) выделены идиоморфные прозрачные кристаллы циркона желто-рыжеватой окраски. Габитус меняется от короткопризматического до игольчатого. Огранены призмами {100}, {110} и дипирамидами {111}, {101}, {201} (рис. 5г, I–III). Ребра граней призм четкие и поверхность в большинстве случаев гладкая, ребра дипирамид несколько сглажены и поверхность их граней в некоторых случаях тоже слегка сглажена. Циркон имеет зональное строение, также проявлена секториальность (рис. 5г, IV–VI).

Для U-Pb геохронологических исследований использован циркон различного облика, отобранный из размерных фракций 80–100, 100–200 и 150–200 мкм (№ 15–17 в табл. 1). При этом циркон наиболее крупного размера был подвергнут предварительной кислотной обработке в течение 3 ч. Точка изотопного состава этого циркона располагается на конкордии (рис. 6г), а его конкордантный возраст составляет 772 ± 3 млн лет (СКВО = 1.02, вероятность = 0.31). Дискордия, рассчитанная для трех точек состава циркона, имеет верхнее пересечение с конкордией, соответствующее возрасту 775 ± 5 млн лет (СКВО = 3.8, нижнее пересечение практически отвечает нулю – 60 ± ± 26 млн лет). Морфологические особенности циркона указывают на его кристаллизацию из расплава, следовательно конкордантный возраст 772 ± 3 млн лет можно рассматривать в качестве оценки возраста образования кварцевых диоритов.

В риолитах дзабханской серии (проба ДЗ-7) преобладает акцессорный циркон, который представлен идиоморфными и субидиоморфными полупрозрачными, реже прозрачными длиннопризматическими, призматическими и короткопризматическими кристаллами светло-желтого цвета. Огранены призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {111}, {211} (рис. 5д, I–III). Размер зерен изменяется от 20 до 300 мкм, К_удл = 1.5–6.0. В режиме катодолюминесценции наблюдается четко проявленная осцилляторная зональность (рис. 5д, IV–VI), а также метамиктизированные реликты унаследованных ядер, отмеченные в отдельных зернах короткопризматического облика (рис. 5д, VI).

Выбранный для U-Pb геохронологических исследований циркон из фракций 50–70, 75–100 и <100 мкм был подвергнут предварительной кислотной обработке, в том числе с использованием предшествующего ей высокотемпературного отжига. Изученный циркон (№ 18–21 в табл. 1) характеризуется минимальной дискордантностью U/Pb отношений (1–2%) или конкордантен (№ 20 в табл. 1) (рис. 6д). Величина конкордантного возраста 790 ± 3 млн лет (СКВО = 1.4, вероятность = 0.24) согласуется со средним значением возраста (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb), рассчитанным для этого циркона и составляющим 793 ± 3 млн лет (СКВО = = 0.84). Несколько более древним возрастом (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb = 811 млн лет) характеризуется циркон после кислотной обработки из фракции <100 мкм (№ 21 в табл. 1), что связано, по-видимому, с присутствием унаследованной компоненты радиогенного свинца. Следует отметить, что циркон из этой же фракции, предварительная обработка которого включала также и высокотемпературный отжиг (№ 18 в табл. 1), не обнаруживает признаков присутствия унаследованной компоненты. Очевидно, что в результате предварительного высокотемпературного отжига происходит не только восстановление кристалличности цирконов с низкой и средней степенью радиационных повреждений, но также обеспечивается и максимальный доступ к захваченным минеральным и флюидным фазам зерен.

Морфологические особенности изученного циркона безусловно указывают на его магматическое происхождение, таким образом, величина конкордантного возраста 790 ± 3 млн лет принимается нами в качестве наиболее точной оценки возраста кристаллизации расплавов, родоначальных для риолитов дзабханской серии.

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ И Sm-Nd ИЗОТОПНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Содержания петрогенных и редких элементов в исследованных породах Эрдэнэ-Хаирханского и Богдоингольского блоков восточной части Дзабханского террейна, а также дзабханской серии его южной части приведены в табл. 2 и на рис. 7. Результаты Sm-Nd изотопных исследований приведены в табл. 3 и на рис. 8.

Рис. 7.

Нормированные к составу примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989) и хондрита (Taylor, McLennan, 1985) распределения редких и редкоземельных элементов в породах Эрдэнэ-Хаирханского (а–г) и Богдоингольского (д–е) блоков, а также дзабханской серии Дзабханского террейна. (а, б) – гранитоиды; (в, г) – терригенные осадочные породы и вулканиты Эрдэнэ-Хаирханского блока; (д, е) – гранитоиды Богдоингольского блока; (ж, з) – кислые вулканиты дзабханской серии.

Рис. 8.

Диаграмма ε_Nd(Т)–Возраст для пород Дзабханского террейна и Отгонского блока. Изотопные составы Nd для пород: 1 – Эрдэнэ-Хаирханского блока, 2 – Богдоингольского блока, 3 – риолитов дзабханской серии, 4 – Дзабхан-Мандалской зоны, 5 – Ургамалской зоны, 6 – Отгонского блока. Поля эволюции изотопного состава Nd для пород: I – Эрдэнэ-Хаирханского блока, II – Богдоингольского блока, III – кислых вулканитов дзабханской серии, IV – раннедокембрийских пород Байдарикского террейна и идерского комплекса Тарбагатайского террейна. Использованы данные (Козаков и др., 1997, 2011, 2014; Ярмолюк и др., 2016; Kröner et al., 2015б, 2017б).

Исследованные терригенные породы эрдэнэхаирханского комплекса соответствуют по составу кварцито-песчаникам, известковистым песчаникам и грауваккам (табл. 2). Они характеризуются умеренно- и сильнофракционированным распределением редких элементов ((Th/Yb)_n = 8.2–34.1) с отчетливыми отрицательными аномалиями Nb-Ta и Ti (рис. 7в), фракционированным распределением РЗЭ с обогащением легкими РЗЭ относительно тяжелых ((La/Yb)_n = 6.4–17.2), слабофракционированным распределением тяжелых РЗЭ (Gd/Yb)_n = 1.3–1.8), отсутствием или слабо выраженной Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.8–1.0) (рис. 7г).

Песчаники имеют отрицательные величины ε_Nd(Т) = –11.0 и –5.5, рассчитанные на максимально возможный возраст осадконакопления около 0.92 млрд лет (Ковач и др., 2019б), и Nd-модельные возрасты Т_Nd(DM) = 2.2–2.1 млрд лет (табл. 3, рис. 8). Эти данные согласуются с результатами U-Th-Pb LA-ICP-MS геохронологических исследований детритовых цирконов, которые свидетельствуют о существенном (около 40–60% от общего числа конкордантных оценок возраста) вкладе раннедокембрийских источников сноса. В то же время палеопротерозойские значения Nd-модельных возрастов рассматриваемых песчаников и присутствие значительного количества детритовых цирконов с возрастами около 0.94–0.92 млрд лет, по-видимому, отражают вклад неопротерозойского ювенильного материала (Ковач и др., 2019б).

Исследованная граувакка (проба 7938 в табл. 3) существенно отличается от песчаников положительной величиной ε_Nd(Т) = +3.1 и мезопротерозойским Nd-модельным возрастом около 1.3 млрд лет, отражающими преобладание более ювенильных источников сноса, предположительно неопротерозойского возраста. Необходимо отметить, что эта проба отобрана в зоне сочленения Эрдэнэ-Хаирханского блока и Дзабхан-Мандалской зоны и характеризуются преимущественно положительными величинами ε_Nd(Т) от +1.9 до +5.6 (Козаков и др., 2014). Однако граувакки могут представлять и продукты размыва вулканических пород (андезибазальтов, андезитов) эрдэнэхаирханского комплекса с мантийными Nd изотопными характеристиками.

Сходные с терригенными породами геохимические характеристики имеют андезибазальты и дациты эрдэнэхаирханского комплекса ((Th/Yb)_n = = 11.6–12.3, (La/Yb)_n = 5.3–6.7, (Gd/Yb)_n = 1.3–1.5, отрицательные аномалии Nb-Ta и Ti) (табл. 2, рис. 7в, 7г). Андезибазальты имеют положительную величину ε_Nd(0.92) = +4.3 и мезопротерозойский Nd-модельный возраст 1.3 млрд лет, тогда как дациты характеризуются слабой отрицательной величиной ε_Nd(0.92) = –1.8 и палеопротерозойским модельным возрастом Т_Nd(DM) = 1.7 млрд лет (табл. 3). Несмотря на формирование дацитов в условиях островных дуг, геохимические характеристики, бимодальный состав вулканитов эрдэнэхаирханского комплекса, ассоциация с грубозернистыми терригенными породами (конгломераты, граувакки, песчаники) с палеопротерозойскими Nd-модельными возрастами, а также отрицательные величины ε_Nd(Т) позволяют предполагать, что формирование исходных расплавов вулканитов эрдэнэхаирханского комплекса происходило посредством плавления неопротерозойского метасоматизированного мантийного клина и раннедокембрийского (палеопротерозойского–мезоархейского) корового материала в обстановке рифтогенеза энсиалической островной дуги или активной континентальной окраины в интервале около 0.92–0.86 млрд лет. Необходимо отметить, “субдукционные” геохимические особенности характерны и для других рифтовых структур ЦАСП, в частности вулканитов Гоби-Тяньшаньской рифтовой зоны Южной Монголии (Козловский и др., 2006; Yarmolyuk et al., 2008).

Посткинематические гранитоиды Эрдэнэ-Хаирханского блока соответствуют по химическому составу тоналитам и гранодиоритам, реже гранитам I-типа (A/CNK = 0.91–1.1).

Гранитоиды характеризуются умеренно-фракционированным распределением редких элементов ((Th/Yb)_n = 12.3–25.0 и 47.3) с отчетливыми отрицательными аномалиями Nb-Ta, P и Ti (рис. 7а), умеренно-фракционированным распределением РЗЭ с обогащением легкими РЗЭ ((La/Yb)_n = 7.5–19.7, (La/Sm)_n = 3.5–6.1), фракционированным слабо вогнутым распределением тяжелых РЗЭ ((Gd/Yb)_n = 1.5–2.1), варьирующей Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.6–1.0) (рис. 7б). Характер распределения тяжелых РЗЭ позволяет предполагать нахождение амфибола в остатке от плавления источника основного состава или может просто отражать геохимические особенности коровых источников расплавов рассматриваемых гранитов.

Гранитоиды этого блока обладают величинами ε_Nd(Т) от –0.8 до +0.3 и от +2.2 до +3.1 и мезопротерозойскими значениями Т_Nd(DM) в интервале 1.5–1.1 млрд лет (табл. 3). Полученные данные свидетельствуют о том, что исходные расплавы гранитоидов могли формироваться при плавлении короткоживущих неопротерозойских источников и пород с раннедокембрийскими Nd изотопными характеристиками.

Биотитовые гнейсы Богдоингольского блока соответствуют по химическому составу высокоглиноземистым тоналитам и имеют в различной степени фракционированное распределение редких ((Th/Yb)_n = 9.5–63.1) и редкоземельных элементов ((La/Yb)_n = 9.9–25.6, (La/Sm)_n = 3.6–5.5, (Gd/Yb)_n = 1.8–2.9) с отчетливыми отрицательными аномалиями Nb-Ta, P и Ti (рис. 7д, 7е). Несмотря на значительную разницу в характере распределения редких элементов, биотитовые гнейсы обладают близкими отрицательными величинами ε_Nd(0.86) от –5.7 до –6.6 и палеопротерозойскими значениями Nd-модельных возрастов 2.0–1.9 млрд лет (табл. 3).

Посткинематические кварцевые диориты, тоналиты-трондьемиты и гранодиориты Богдоингольского блока характеризуются более фракционированным, чем гранитоиды Эрдэнэ-Хаирханского блока, распределением редких элементов ((Th/Yb)_n = 21.8–35.2) с отрицательными аномалиями Nb-Ta, P и Ti (рис. 7д), фракционированным распределением РЗЭ с обогащением легкими и обеднением тяжелыми РЗЭ ((La/Yb)_n = 19.2–27.1, (La/Sm)_n = 4.5–6.0, (Gd/Yb)_n = 1.9–2.5), варьирующей Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.6–1.2) (рис. 7е). Эти гранитоиды отличаются от посткинематических гранитоидов других блоков Дзабханского террейна отрицательными величинами ε_Nd(Т) от –5.9 до –10.0 и палеопротерозойскими значениями Т_Nd(DM) в интервале 2.0–1.8 млрд лет, близкими к Nd изотопным характеристикам вмещающих биотитовых гнейсов (табл. 3). Nd изотопные и геохимические данные позволяют предполагать, что исходные расплавы гранитоидов были образованы посредством плавления либо коровых пород с палеопротерозойскими (2.0–1.8 млрд лет) модельными возрастами, либо при смешении ювенильных источников ранненеопротерозойского возраста и раннедокембрийских коровых источников.

Кислые вулканиты дзабханской серии южной части террейна соответствуют дацитам и риолитам нормального ряда (табл. 2). Они обладают умеренно-фракционированным распределением редких элементов ((Th/Yb)_n = 11.4–15.4) с отрицательными аномалиями Nb-Ta, Sr, P и Ti (рис. 7ж), умеренно-фракционированным распределением РЗЭ ((La/Yb)_n = 5.6–10.0, (La/Sm)_n = 3.5–4.5, (Gd/Yb)_n = 1.1–1.6) с отрицательными Eu-аномалиями (Eu/Eu* = 0.5–0.8) (рис. 7з). Необходимо отметить, что по своим геохимическим особенностям вулканиты дзабханской серии сходны с вулканитами эрдэнэхаирханского комплекса (табл. 2, рис. 7в, 7г), однако существенно отличаются по Nd изотопным характеристикам (табл. 3). Вулканиты дзабханской серии обладают отрицательными величинами ε_Nd(Т) от –8.7 до –15.1 и раннедокембрийскими значениями Nd-модельных возрастов Т_Nd(DM) = 2.6–2.0 млрд лет (Т_Nd(C) = 2.7–2.2 млрд лет). Nd изотопные и геохимические данные свидетельствуют о том, что в источниках расплавов кислых вулканитов дзабханской серии преобладал раннедокембрийский коровый материал. Вопрос о тектонических обстановках формирования дзабханской серии является предметом дебатов – предполагаются как условия активной континентальной окраины, так и континентального рифтогенеза (Ильин, 1982; Руженцев, Бурашников, 1995; Levashova et al., 2010).

По мнению (Bold et al., 2016b), геохимические особенности циркона из вулканитов дзабханской серии, такие как низкие отношения Nb/Hf и высокие Th/Nb, согласуются с их формированием в обстановках островных дуг. С наших позиций наиболее вероятными представляются условия рифтогенеза энсиалической островной дуги. Важно отметить, что U-Pb-Th характеристика известняков цаганоломской свиты, представляющей карбонатный чехол дзабханской серии, показывает, что в областях сноса Дзабханского палеобассейна преобладали ювенильные породы, для которых изотопный состав Pb был близок к мантийному (Овчинникова и др., 2012). В любом случае геологические и геохимические данные позволяют предполагать, что сходные палеотектонические обстановки существовали в Эрдэне-Хаирханском блоке около 0.92–0.86 млрд лет, а на юге Дзабханского террейна около 802–787 млн лет.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные геологические, геохронологические и изотопные данные для пород Эрдэнэ-Хаирханского и Богдоингольского блоков, а также риолитов дзабханской серии южной части Дзабханского террейна позволяют уточнить схему его геологического строения, наметить возрастные рубежи формирования структурно-вещественных комплексов и провести их корреляцию с докембрийскими образованиями Сонгинского, Байдарикского и Тарбагатайского террейнов. На этой основе предложена геодинамическая модель формирования неопротерозойской континентальной коры центрального сегмента ЦАСП.

Положение области формирования неопротерозойской континетальной коры Центральной Азии: палеотектонические реконструкции

В последнее время появляется все больше данных о проявлении ранненеопротерозойских процессов формирования ювенильной и переработки древней континентальной коры. Объем вновь образованной континентальной коры в неопротерозое составляет почти 17% от общей площади континентальной коры (Stern, 2008). Основной объем вновь образованной неопротерозойской континентальной коры в Азии приходится на территорию ЦАСП (Зоненшайн и др., 1990).

Образование новой континентальной коры происходит двумя путями – это андерплейтинг и аккреция террейнов, представляющих фрагменты океанических плато, энсиалических и энсиматических островных дуг, аккреционных призм, турбидитовых бассейнов. Соответственно, новообразованная континентальная кора или добавки ювенильного материала к древней коре – это магматические породы плюмов, континентальных рифтов и островных дуг. Полагаем, что именно с широким развитием последних в структуре ЦАСП в раннем неопротерозое и развитием континентальных рифтов, инициировавших распад суперконтинента Родиния в середине тония, связан обширный рост неопротерозойской континентальной коры центрального сегмента ЦАСП. Ранее к такому же выводу пришли В.В. Ярмолюк и К.Е Дегтярев (2019), предложившие модель формирования докембрийских террейнов ЦАСП на основе палеореконструкций (Li et al., 2008).

Нами рассмотрена модель формирования и эволюции неопротерозойской коры ЦАСП на примере палеореконструкций для 925 и 825 млн лет (рис. 9) на основе таковых из статьи (Хераскова и др., 2010). Между реконструкциями для этого времени других авторов (Гордиенко, Метелкин, 2016; Metelkin et al., 2012; Stewart, 2009; Cawood et al., 2016; Merdith et al., 2017) нет существенных принципиальных разногласий. Считается общепринятым, что суперконтинент Родиния образовался в результате коллизии большинства древних кратонов в ходе гренвильской орогении (1090–930 млн лет) и существовал почти до конца тония (720 млн лет). Вопрос о вхождении Сибирского и Северо-Китайского кратонов в состав Родинии остается дискуссионным до настоящего времени. В работе (Хераскова и др., 2010) приведены аргументы того, что на этапе 950–900 млн лет Сибирь не входила в состав Родинии. Об этом свидетельствует наличие пород океанического и островодужного генезиса с возрастом от 1050 до 950 млн лет на западной, южной и северной окраинах (современные координаты) Сибирского кратона. На глобальных неопротерозойских реконструкциях, опубликованных в одной из последних обобщающих работ (Merdith et al., 2017), Сибирь и Северный Китай также отделены от основного тела суперконтинента.

Рис. 9.

Палеогеодинамические реконструкции для временных интервалов 950–900 и 850–800 млн лет, с использованием (Хераскова и др., 2010; Metelkin et al., 2012; Merdith et al., 2017). 1 – кратоны и континентальные блоки с донеопротерозойской корой, 2 – участки формирования неопротерозойской коры, 3 – континентальные рифты, 4 – зоны спрединга, 5 – зоны субдукции, 6 – трансформные разломы. Кратоны и континентальные блоки: AMZ – Амазония, ANT – Антарктида, AUS – неразделенные австралийские кратоны, BAL – Балтика, LAU – Лаврентия, NCH – Северный Китай, RDP – Рио-де-ла-Плата, SCH – Южный Китай, SCT – Скифия, SIB – Сибирь, TTK – Таримо-Тянь-Шань-Казахстанский, WAF – Западная Африка. Островные дуги и краевые вулканические пояса: AM – Актау-Моинтинский, AR – Арзыбейская, BM – Байкало-Муйская, DG – Дунжугурская, DZ – Дзабханский, FD – Фаддеевская, MK – Малый Каратау, PE – Приенесейская.

На реконструкции для 925 млн лет (рис. 9а) Сибирь и Северный Китай находятся в тропических широтах и примерно 30°–40° к востоку от Лаврентии. Севернее Северного Китая в тропических широтах показан композитный Таримо-Тянь-Шань-Казахстанский континентальный блок. На реконструкции для этого времени показаны три субдукционные зоны, аналогично (Хераскова и др., 2010): 1) Фаддевская, в которой океаническая кора Мирового океана субдуцировала под восточную (ныне северную) окраину Сибири; 2) протяженная зона, состоящая из Дунжугурского, Дзабханского и, возможно, Байкало-Муйского сегментов у западной (ныне южной) окраины Сибири, причем в Дзабханском сегменте субдукция, вероятно, была под Северно-Китайский кратон; 3) Актау-Моинтинская зона, имевшая субширотное, в отличие от двух других, простирание, в которой океаническая кора Мирового океана субдуцировала под северную (древние координаты) окраину Таримо-Тянь-Шань-Казахстанского континентального блока.

За время порядка 100 млн лет Сибирь из приэкваториальных южных широт сместилась примерно на 20° на север с одновременным поворотом почти на 90° по часовой стрелке, и на реконструкции для 825 млн лет показана в приэкваториальных северных широтах ориентированной байкальской окраиной (ныне южная) на север (рис. 9б). Характер миграции Северо-Китайского кратона был примерно таким же, как и для Сибири: миграция на север примерно на 20° и разворот по часовой стрелке примерно на 90° (рис. 9б). На рубеже ~850 млн лет, вероятно в связи с начавшимся распадом Родинии и закрытием Мирового океана, произошло образование нового океанического бассейна – Палеоазиатского, ось спрединга которого показана между Северо-Китайским кратоном и Таримо-Тянь-Шань-Казахстанским континентальным блоком, располагавшимися севернее, и Сибирью на юге (рис. 9б).

На реконструкции для 825 млн лет помимо существовавших с 925 млн лет назад зон субдукции (Фаддеевская, Дунжугурская, Дзабханская и Байкало-Муйская) показаны новые – это Арзыбейская у северо-восточной (ныне юго-западной) окраины Сибири и Мало-Каратауская у южной (древние координаты) окраины Таримо-Тянь-Шань-Казахстанского (Хераскова и др., 2010) континентального блока. Предполагается, что именно над этими зонами и в их тылу происходило формирование новой континентальной коры как в результате андерплейтинга, так и в результате аккреции террейнов к континентальным массивам (см. условное обозначение 2 на рис. 9б). Имеющиеся данные о возрасте пород, формировавшихся в этих субдукционных зонах и аккретированных в виде террейнов к кратонам, не противоречит нашим предположениям.

Актау-Моинтинская зона (AM на реконструкции). Ранее было показано, что в пределах Актау-Моинтинского массива в интервале 963–925 млн лет имел место надсубдукционный кремнекислый вулканизм (Хераскова и др., 2010). Позднее это было подтверждено: “… в позднем рифее (тоний и криогений) появились вулканиты кислого состава, которые слагают фрагменты окраины андийского типа” (Самыгин, Хераскова, 2019), и был установлен U-Pb возраст кислых вулканитов, перекрывающих древний догренвильский осадочный чехол, и рвущих гранитов – 925 ± 9 и 917 ± 6 млн лет (Третьяков и др., 2015).

Арзыбейская зона (AR на реконструкции) – это островная дуга, формировавшаяся около 960–900 млн лет назад, фрагменты которой исследованы на северо-западе Восточного Саяна (Turkina, Rodionov, 2017). Эта зона показана на реконструкции только для времени 825 млн лет.

Байкало-Муйская зона (BM на реконструкции) принимается нами в интерпретации Ю.А. Зорина с соавторами (Зорин и др., 2009). Зону формируют многочисленные вулканические дуги и рифты неопротерозоя. Кислые вулканиты келянской свиты имеют возраст 824 ± 2 млн лет, а гранитоиды муйского комплекса – 812 ± 19 млн лет (Рыцк и др., 2001). Корообразующие процессы раннего неопротерозоя в Байкало-Муйской зоне происходили в интервале около 825–725 млн лет (Рыцк и др., 2011; Kröner et al., 2015a).

Дунжугурская зона (DG на реконструкции). Это наиболее известная древняя субдукционная структура Восточного Саяна. Нижний возрастной рубеж ее формирования составляет около 1040–1020 млн лет (Khain et al., 2002; Кузьмичев, Ларионов, 2013). Детритовые цирконы из песчаников дунжугурской свиты имеют конкордантные возрасты около 974 млн лет (пересчитано по данным (Кузьмичев, Ларионов, 2013)). Породы зоны надвинуты на раннедокембрийские гнейсы Гарганской глыбы (террейна) и прорваны тоналитами, возраст которых 811 ± 7 млн лет (Ковач и др., 2012).

Дзабханская зона (DZ на реконструкции) (включая Дзабханский и Сонгинский террейны, а также джаргалантский комплекс Тарбагатайского террейна) формировалась с 960–930 до 780 млн лет.

Фаддеевская зона (FD на реконструкции). Островодужные плагиориодациты и плагиограниты Центрально-Таймырского аккреционного пояса кристаллизовались 961 ± 3 и 969 ± 17 млн лет назад (Верниковский и др., 2011), граниты Фаддеевского террейна имеют возраст 846 ± 11 млн лет (Vernikovsky et al., 2004), а плагиограниты Челюскинского офиолитового пояса, находящегося севернее Фаддеевского террейна, – 740 ± 38 млн лет (Vernikovsky et al., 2004).

Малый Каратау зона (MK на реконструкции). Возраст сохранившихся надсубдукционных комплексов Малокаратауской зоны занимает более узкий временной интервал от 831 до 766 млн лет (Самыгин, Хераскова, 2019; Хераскова и др., 2010).

Данные по тонийским субдукционным системам в структуре ЦАСП отчетливо свидетельствуют о существовании большинства из них на протяжении длительного времени – до 200 млн лет, что способствовало образованию ранненеопротерозойской ювенильной коры, входящей в состав аккретированных к палеоконтинентам террейнов, и переработке древней континентальной коры. Этот процесс весьма сходный с тем, который отмечается многими исследователями для мезозойских континентальных окраин Восточной Евразии, западной части Северной Америки (Saleeby, 1983 и др.) и современной Юго-Западной Пацифики (archipelago-type модель (Hall, 2010)).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные данные свидетельствуют о том, что докембрийские террейны Хангайской группы центрального сегмента ЦАСП представляют собой гетерогенные структуры, сложенные тектоническими пластинами и блоками пород разного возраста, состава и происхождения. Присутствие в их структуре пород островодужных комплексов, сформированных около 960–930 и 880–860 млн лет назад, предполагает проявление корообразующих процессов в палеоокеанической области в период относительно стабильного существования суперконтинента Родиния – 1000–860 млн лет назад. Предполагается также и существование субдуционнных зон в палеоокеанической области обрамления Родинии в конце мезопротерозоя–начале неопротерозоя (Li et al., 2008а; Cawood et al., 2016; Ярмолюк, Дегтярев, 2019). С этим же геодинамическим процессом связано исчезновение шельфов и удаление континентальных осадков в зоны субдукции, что фиксируется резким уменьшением концентрации континентального стронция и низкой амплитудой вариаций ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в Мировом океане в период 1000–860 млн лет назад (Семихатов и др., 2002; Kuznetsov et al., 2017).

С периода около 860 млн лет в структурах древних кратонов фиксируются процессы дивергенции, определяющие ранние стадии распада Родинии (Богданова и др., 2009; Хераскова и др., 2010; Li et al., 2003, 2008; Lu et al., 2008a, 2008b и др.). Так, например, в блоке Катазия Южного Китая установлено проявление процессов континентального рифтогенеза в интервале около 860–830 млн лет (Shu et al., 2011). Формирование зрелой континентальной коры в период 860–850 млн лет установлено в Дзабхан-Мандалской зоне и Богдоингольском блоке Дзабханского террейна. Преобладающие значения Nd-модельных возрастов в интервале 2.0–1.2 млрд лет в метатерригеных породах и гранитоидах в рассматриваемых комплексах отражают процессы смешения источников, включая ювенильные неопротерозойские и более древние раннедокембрийские.

В интервале 850–780 млн лет продолжалось развитие зон конвергенции и формирование зрелой континентальной коры докембрийских террейнов Хангайской группы около 810–790 млн лет и ее сочленение с комплексами палеоокеанического бассейна (Козаков и др., 2019а).

Геохронологические данные для пород тонийских субдукционных систем в структурах Палеоазиатского океана свидетельствуют о длительном существовании большинства из них – это порядка 200 млн лет. Такое длительное существование способствовало образованию ювенильной коры раннего неопротерозоя, входящей в состав террейнов Хангайской группы ЦАСП и их возможных аналогов.

Благодарности. Авторы признательны и выражают искренюю благодарность В.В. Ярмолюку и А.Б. Кузнецову за детальный разбор и предложения, сделанные при подготовке рукописи, что позволило улучшить ее содержание и изложение полученных результатов.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке РНФ (проект № 18-17-00229; U-Pb и Sm-Nd изотопные исследования), а также в рамках Государственного задания ИГГД РАН № FMNU-2019-0005 (геохимические исследования) и ИТиГ ДВО РАН № АААА-А18-118020790046-0 (палеореконструкции).