Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 2, стр. 55-65

ВВЕДЕНИЕ

В раннекаледонской складчатой области южного обрамления Восточно-Сибирской платформы представлены фрагменты континентальных блоков с ранне- и позднедокембрийским кристаллическим фундаментом и обрамляющие их зоны развития неопротерозойских и раннепалеозойских комплексов океанических бассейнов и островных дуг (Моссаковский и др., 1993; Диденко и др., 1994; Kovalenko et al., 2004). Столкновение фрагментов этих комплексов сопровождалось субдукционными и обдукционными процессами, что в конечном итоге привело к аккреции этих структур в композитный супертеррейн – раннекаледонский супертеррейн Центральной Азии¹¹ (Kovalenko et al., 2004; Коваленко и др., 2005), который позднее был объединен с Восточно-Сибирской платформой в единый континент (рис. 1а). К установлению времени и механизма их сочленения существуют различные подходы. В модели формирования и развития Центрально-Азиатского складчатого пояса (Зоненшайн и др., 1990) становление супертеррейна в позднем кембрии–ордовике происходило независимо от Восточно-Сибирской платформы и их сочленение было завершено к девону. В других моделях время сочленения связывается с коллизионным процессом в интервале около 505–485 млн лет, который интенсивно проявлен в кристаллических комплексах обрамления Восточно-Сибирской платформы (Донская и др., 2000, 2013; Розен, Федоровский, 2001; Федоровский, 2004; Владимиров и др., 2008; Гладкочуб и др., 2008, 2010).

Рис. 1.

(а) Схема геологического положения фрагментов докембрийской континентальной коры в структурах южного обрамления Восточно-Сибирской платформы и (б) схема положения высокоградных метаморфических комплексов в структурах Западной Монголии, с использованием (Карта…, 1989; Козаков и др., 2017). Рис. 1а: 1 – Восточно-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 нижнедокембрийским (7) и неопротерозойским (8) основанием; 9 – главные тектонические границы; 10 – структуры, в которых установлены постаккреционные интрузивные гранитоиды с возрастами в интервале 470–450 млн лет (по данным U–Pb метода, ID-TIMS): 1 – Ургамалская зона Дзабханского террейна, 2 – Хиргиснурский район Озерной зоны, 3 – Башкымугурский массив Сангиленского блока Тувино-Могольского террейна, 4 – позднетаннуольский комплекс Каахемского полихронного батолита; 5 – Тажеранский массив Ольхонского террейна. Римскими цифрами обозначены: I – Байдарикский террейн, II – Тарбагатайский террейн, III – Дзабханский террейн, IV – Тувино-Монгольский террейн,V – Сонгинский террейн. Рис. 1б: 1 – четвертичные отложения; 2 – турбидитные отложения девона–карбона; 3 – нерасчлененные вулканоплутонические комплексы палеозоя–раннего мезозоя; 4–8 – подвижные пояса: 4, 5 – раннегерцинские подвижные пояса: 4 – палеоокеанические и островодужные комплексы Южно-Монгольской зоны, 5 – отложения континентального склона и пассивной окраины; 6 – позднекаледонские подвижные пояса Монголо-Алтайской зоны; 7 – раннекаледонские подвижные пояса: 7а – палеоокеанические и островодужные комплексы эдиакария–нижнего кембрия Озерной зоны, 7б – отложения континентального склона и пассивной окраины каледонского палеоконтинента – Гоби-Алтайской зоны; 8 – эдиакаро-неопротерозойские подвижные пояса Баянхонгорской зоны; 9 – ранненеопротерозойские подвижные пояса; 10–15 – блоки кристаллических пород: 10 – нижнего докембрия (а – установленные, б – предполагаемые), 11 – нерасчлененные шельфовые и вулканические толщи Баянхонгорской зоны и метаморфические породы Южно-Хангайского метаморфического пояса (поздний неопротерозой); 12–15 – метаморфические комплексы, сформированные в раннем неопротерозое (12а – обнаженные, 12б – предполагаемые под чехлом), позднем неопротерозое (13), раннем палеозое (14), позднем палеозое (15); 16 – тектонические границы, разломы; 17 – положение объектов с ранненеопротерозойскими значениями возрастов: 1 – 983 ± 6, 956 ± 3 и 954 ± 8 млн лет; 2 – 955 ± 7 млн лет; 3 – 959 ± 8, 944 ± 6 и 930 ± 6 млн лет (Козаков и др., 2017). 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 блок.

В различных по возрасту и происхождению структурах супертеррейна, как в зоне его сочленения с Восточно-Сибирской платформой, так и на значительном удалении, известны интрузивные комплексы, сформированные в интервале 460–470 млн лет (рис. 1а), то есть на 40–30 млн лет позднее времени коллизионного процесса, с которым связано становление супертеррейна, включая сочленение блоков, складчатость, региональный метаморфизма, коллизионный и/или субдукционный магматизм. По отношению к структурам супертеррейна данные интрузивные комплексы рассматриваются как постаккреционные, становление которых обусловлено внутриплитной активностью (Ярмолюк и др., 2011).

Цель настоящей работы – определение возраста и структурного положения гранитоидов Ургамалского массива, который ранее рассматривался как неопротерозойский (Геологическая…, 1982а, 1982б), завершающий становление кристаллических пород фундамента Дзабханского террейна (рис. 1б). Корреляция гранитоидов этого массива с постаккреционными интрузивными комплексами сопредельной раннекаледонской Озерной зоны и других структур южного обрамления Восточно-Сибирской платформы позволит рассмотреть проблему соотношения супертеррейна и Восточно-Сибирской платформы.

КРИСТАЛЛИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ФУНДАМЕНТА ДЗАБХАНСКОГО ТЕРРЕЙНА

В кристаллических образованиях фундамента северной части Дзабханского террейна (рис. 2) выделяются две зоны, различающиеся по составу породных ассоциаций и особенностям структурно-метаморфического развития: Ургамалская и Дзабхан-Мандалская (Козаков и др., 2014). Метаморфические породы обеих зон переработаны в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фации. В Ургамалской зоне этот метаморфизм прогрессивный, в Дзабхан-Мандалской зоне он наложен на более ранний метаморфизм высокотемпературной амфиболитовой фации. Метаморфические породы слагают блоки в поле гранитоидов, рассматриваемых в составе Дзабханского батолита как позднедокембрийские (Геологическая…, 1982а, 1982б). Отметим, что к данному батолиту отнесены как посткинематические массивные, так и синдеформационные гнейсовидные гранитоиды, для которых установлены различные значения возраста. Так, для гранитоидов Дзабханского батолита, внедрение которого происходило в породы Дзабханского террейна после регионального метаморфизма в интервале 810–800 млн лет назад, установлен возраст 786 ± 6 млн лет (Козаков и др., 2014); в Богдоингольском блоке юго-восточной части Дзабханского террейна для посткинематических гранитоидов определен возраст 717 ± 5 млн лет (рис. 2); в блоке восточной краевой части Дзабханского террейна для гранитоидов, также рассматриваемых в составе Дзабханского батолита, получен возраст 862 ± 3 млн лет (Козаков и др., 2017). В то же время для гранитоидов Богдоингольского блока, относимых ранее к позднему докембрию, установлен возраст 273 ± 1 млн лет, что дает основание рассматривать их в составе позднепалеозойского Хангайского батолита (U–Pb метод, ID-TIMS, Ярмолюк и др., 2018). В целом отнесение постметамофических гранитоидов Дзабханского террейна к единому позднедокембрийскому комплексу (Геологическая…, 1982а, 1982б) достаточно условно.

Рис. 2.

Схема строения северной части Дзабханского террейна и Баяннурского блока Сонгинской группы, с использованием (Геологическая…, 1982а, 1982б; Козаков и др., 2014, 2017; Ярмолюк и др., 2015). 1–9 – Дзабханский террейн: 1 – четвертичные рыхлые отложения; 2 – нерасчлененные эдиакаро-кембрийские палеоокеанические комплексы Озерной зоны; 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, 6 – породные ассоциации дзабханской серии: 5а – терригенная ассоциация (песчаники, гравелиты, конгломераты), 5б – толщи островодужной ассоциации дзабханской серии (песчаники, гравелиты, конгломераты, базальты, шаровые лавы, андезибазальты, риолиты, дациты), 6 – песчаники, гравелиты, конгломераты, базальты, андезибазальты, риолиты с фрагментами карбонатных толщ цаганоломской свиты; 7 – толщи метаморфизованных пород островодужной ассоциации (базальты, апобазальтовые сланцы, амфиболиты, апориолитовые сланцы свиты шубун; двуслюдяные и гранат-двуслюдяные сланцы (гнейсы), кварцито-гнейсы, плагиогнейсы, апобазальтовые кристаллические сланцы, амфиболиты свит шубун и ургамал; 8, 9 – кристаллический (энсиалический) комплекс: 8 – Ургамалская зона (биотитовые, гранат-биотитовые гнейсы, амфиболиты, гранатовые амфиболиты, мраморы), 9 – Дзабхан-Мандалская зона (биотитовые гнейсы, мигматиты, амфиболиты, тоналит-трондьемит-гранитовый комплекс); 10–13 – Баяннурский блок Сонгинского террейна: 10 – метаморфические породы баяннурского комплекса (биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы, мигматиты, амфиболовые гнейсы), 11–13 – породные ассоциации холбонурского комплекса: 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 – Гашуннурский массив); 14 – серпентиниты; 15 – гранитоиды позднего палеозоя; 16 – разломы, тектонические границы (а – установленные, б – предполагаемые под рыхлыми отложениями); 17 – положение геохронологических проб с возрастами (млн лет): 1 – 802 ± 6; 2 – 790 ± 2; 3 – 859 ± 3; 4 – 888 ± 2; 5 – 860 ± 3; 6 – 856 ± 2; 7 – 786 ± 6; 8 – 862 ± 3; 9 – 717 ± 5; 10 – 959 ± 8 и 944 ± 6.

Ургамалский массив гранитоидов (координаты: 48.45313° с.ш., 94.29655° в.д.) расположен среди гнейсов фундамента северо-западной части Дзабханского террейна (рис. 3) в зоне его сочленения с эдиакаро-кембрийскими палеоокеаническими и островодужными комплексами Озерной зоны. В массиве представлены субщелочные граниты (табл. 1), являющиеся типичными посткинематическими образованиями с массивной текстурой. Они не имеют признаков наложенных деформаций, тогда как во вмещающих породах зоны сочленения интенсивно проявлено рассланцевание и милонитизация, а также тектонические пластины серпентинизированных гипербазитов (рис. 3). Следовательно, внедрение этих гранитоидов происходило после деформаций, с которыми связано сочленение структур Дзабханского террейна и раннекаледонской Озерной зоны. С этих позиций данные гранитоиды можно рассматривать как постаккреционные по отношению не только к структурам Дзабханского террейна, но и к сопредельной раннекаледонской Озерной зоне (Ярмолюк и др., 2011). В гранитоидах Ургамалского массива установлены отрицательные величина ε_Nd(t) = –1.5 и несколько более древнее, по сравнению с гранитоидами Озерной зоны, значение t_Nd(DM) = 1097 млн лет (t_Nd(DM-2st) = 1336 млн лет; табл. 2).

Рис. 3.

Схема геологического положения Ургамалского массива (Геологическая…, 1982б; Козаков и др., 2014). 1 – четвертичные рыхлые отложения; 2, 3 – толщи шельфового чехла Дзабханского микроконтинента: 2 – нерасчлененные палеоокеанические и островодужные комплексы Озерной зоны; 3, 4 – метаморфические породы Ургамалской зоны фундамента Дзабханского микроконтинента: 3 – биотитовые, биотит-амфиболовые гнейсы, амфиболиты, 4 – толща переслаивания мраморов, кварцитов, двуслюдяных гнейсов, амфиболитов; 5–8 – магматические породы: 5 – граниты, лейкограниты (поздний палеозой), 6 – постаккреционные граниты, гранодиориты, трондьемиты, 7 – серпентинизированные гипербазиты; 8 – милонитизированные гранитоиды; 9 – разломы, сдвиговые зоны, тектонические границы (а – в коренных выходах, б – под рыхлыми отложениями); 10 – точка отбора геохронологической пробы 8063 с возрастом 463 ± 2 млн лет.

В Озерной зоне постаккреционные (465–440 млн лет) гранитоиды по химическому составу соответствуют известково-щелочным гранодиоритам, гранитам и лейкогранитам (Ярмолюк и др., 2011). Для них характерны положительные значения ε_Nd(t) от +6.9 до +3.1 и t_Nd(DM) = 1.1–0.64 млрд лет (t_Nd(DM-2st) = 0.94–0.58 млрд лет), что, по-видимому, отражает смешение как короткоживущих, так и долгоживущих коровых источников расплавов (Ковач и др., 2011). Их формирование может быть связано с частичным плавлением пород ювенильной “каледонской” коры при варьирующей добавке долгоживущего корового компонента. Такая добавка могла быть обусловлена тектонической расслоенностью литосферы, приведшей к совмещению блоков коры с различными изотопными характеристиками. Предполагается, что источниками расплавов постаккреционных гранитоидов Озерной зоны являлись преимущественно породы ювенильной коры с варьирующей добавкой древнекорового материала (Ковач и др., 2011).

Напротив, в источниках расплава гранитоидов Ургамалского массива, по сравнению со сходными по возрасту постаккреционными гранитоидами Озерной зоны, бóльшее значение имела добавка древнекорового материала. В качестве таких источников могли выступать кристаллические породы фундамента Дзабханского террейна, которые характеризуются главным образом мезопротерозойскими значениями Nd-модельного возраста. Это, в свою очередь, могло быть связано со смешеним ювенильных источников неопротерозойского возраста с древними коровыми (раннедокембрийскими) источниками. Последние, скорее всего, представлены ограниченно, что находит подтверждение в результатах исследования детритовых цирконов (Козаков и др., 2014).

МЕТОДИКА

U–Pb геохронологические исследования были выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в Институте геохимии и аналитической химии имени В.И. Вернадского РАН (Москва). Кристаллы циркона для U–Pb геохронологических исследований подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в соляной и азотной кислоте. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполняли по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). Для изотопных исследований использовался трассер ²⁰⁸Pb–²³⁵U. Точность определения U/Pb отношений и содержаний U и Pb составила ±0.5%. Холостое загрязнение не превышало 0.1 нг Pb и 0.05 нг U. Обработку экспериментальных данных проводили при помощи программ PbDAT (Ludwig, 1991) и ISOPLOT (Ludwig, 2003). 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 были выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в Институте геохимии и аналитической химии имени В.И. Вернадского РАН (Москва). Изотопные составы Sm и Nd были измерены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к отношению ¹⁴⁸Nd/¹⁴⁴Nd = 0.241572, что соответствует ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219. Уровень холостого опыта за время исследований составлял 0.03 нг для Sm и 0.1 нг для Nd. Определение концентраций Sm и Nd проведено методом изотопного разбавления с использованием смешанного трассера ¹⁵⁰Nd + ¹⁴⁹Sm. Изотопные отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd измерены c точностью ±0.1 и ±0.005% (2σ) соответственно. При расчете величин ε_Nd(t) и модельных возрастов t_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 = = 0.2137).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ ГРАНИТОИДОВ УРГАМАЛСКОГО МАССИВА

Акцессорный циркон пробы 8063 представлен идиоморфными и субидиоморфными призматическими и длиннопризматическими кристаллами размером от 100 до 200 мкм (К_удл = 4.0–6.0). Кристаллы огранены призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {111} в различных комбинациях (рис. 4).

Рис. 4.

Микрофотографии кристаллов циркона из пробы 8063, выполненные на сканирующем электронном микроскопе VEGA3 TESCAN в режиме вторичных электронов.

Для U–Pb изотопных исследований были использованы две навески наиболее “чистых” зерен циркона из размерной фракции +100 и +75 мкм, а также циркона фракции +75 мкм, для которого было проведено селективное растворении (№ 1–3, табл. 3). Точки изотопного состава циркона образуют дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 463 ± 2 млн лет (нижнее пересечение соответствует –913 ± 240 млн лет, СКВО = 0.74) (рис. 5). Морфологические особенности циркона указывают на его кристаллизацию из расплава, следовательно, полученное значение 463 ± 2 лет млн лет можно рассматривать как оценку возраста образования гранитов Ургамалского массива.

Рис. 5.

Диаграмма с конкордией для циркона из пробы 8063. Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 3.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Формирование гранитоидов Ургамалского массива с возрастом 463 ± 2 млн лет оторвано во времени от структурно-метаморфических преобразований вмещающих пород фундамента Дзабханского террейна, завершение которых фиксируют гранитоиды с возрастом 786 ± 6 млн лет. При этом становление Ургамалского массива происходило также после деформаций, определяющих сочленение Дзабханского террейна с палеоокеаническими и островодужными образованиями раннекаледонской Озерной зоны западного обрамления Дзабханского террейна, где аккреционный процесс фиксируют гранитоиды диорит-гранодиорит-плагиогранитовой ассоциации Хиргиснурского, Шаратологойского и ряда других массивов с возрастом около 495 млн лет (Коваленко и др., 2004; Ярмолюк и др., 2011; Руднев и др., 2015). С постаккреционным этапом в Озерной зоне связано становление гранитов, гранодиоритов и лейкогранитов Айрагнурского массива в южном борту оз. Хиргис-нур (465 ± 11 млн лет, Коваленко и др., 2004) и лейкогранитов Харанурского плутона (459 ± 10 млн лет, Руднев и др., 2009, 2015). Близкие по возрасту и структурному положению интрузивные комплексы, рассматриваемые как постаккреционные, известны также в различных структурах южного обрамления Восточно-Сибирской платформы. В Сангиленском и Ханхухэйском блоках южной части Тувино-Монгольского террейна аккреционный процесс, сопровождаемый региональным метаморфизмом и складчатостью, определен в интервале 505–495 млн лет, а его завершение фиксируют постметаморфические субщелочные граниты Чжаргалантского массива и дайки гранитов Эрзинского массива с возрастами 490 ± 3 и 489 ± 3 млн лет соответственно (Козаков и др., 2001). Постаккреционные образования представлены в Башкымугурском массиве с возрастом 465 ± 6 млн лет, формирование которого связано с внутриплитными мантийными источниками (Козаков и др., 2003). Гранитоиды с близкими значениями возраста (470–450 млн лет, SIMS) установлены и в северном раннекаледонском обрамлении Сангиленского блока в поле гранитоидов Каахемского батолита (Руднев и др., 2015).

Вариации значений t_Nd(DM) и ε_Nd(t) в сходных по возрасту постаккреционных интрузивных комплексах, по-видимому, связаны с разными пропорциями смешения ювенильной “каледонской” коры и более древнего корового материала в области формирования расплавов; последний может иметь различные изотопные характеристики в разновозрастных пространственно разобщенных структурах супертеррейна.

Следует подчеркнуть, что рассмотренные постаккреционные интрузивные образования в различных по происхождению и возрасту структурах раннекаледонской области не вовлекались после внедрения в структурно-метаморфические преобразования. Это отличает их от сходных по возрасту интрузивных образований в Ольхонском террейне, входящем в состав супертеррейна (рис. 1а) и расположенном в непосредственном обрамлении Сибирской платформы. Так, время аккреционного процесса в этой структуре определяют синметаморфические гранитоиды Тутайского и Южно-Ольхонского массивов с возрастами циркона 489 ± 8, 495 ± 6 и 500–490 млн лет (U–Pb метод, SIMS, Донская и др., 2013; Donskaya et al., 2017; Gladkochub et al., 2008), а также мафические гранулиты с возрастами циркона 494 ± 11 и 507 ± ± 8 млн лет (U–Pb метод, SIMS, Gladkochub et al., 2008). Близкие значения возраста были установлены ранее для синметаморфических гиперстеновых гранитов Ольхонского террейна с возрастом 485–494 млн лет (U–Pb метод, ID TIMS, Бибикова и др., 1990). При этом для щелочных сиенитов Тажеранского массива Ольхонского террейна установлен возраст 471 ± 5 млн лет (U–Pb метод, ID-TIMS, Скляров и др., 2009). Таким образом, по своей структурной позиции Тажеранский массив, с одной стороны, является более поздним (на ~35–25 млн лет) по отношению к раннепалеозойским (500–480 млн лет) структурно-метаморфическим преобразованиям, определившим строение раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии. С другой стороны, в нем интенсивно проявлено наложение сдвиговых деформаций, определивших формирование зоны контакта Ольхонского террейна и Восточно-Сибирской платформы (Скляров и др., 2009; Гладкочуб и др., 2010; Fedorovsky et al., 2010). Следовательно, Тажеранский массив можно использовать для оценки нижней возрастной границы интервала сочленения раннекаледонских структур супертеррейна и краевого выступа фундамента Восточно-Сибирской платформы. С этих позиций аккреционно-коллизионный процесс, определивший формирование раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии и, соответственно, раннепалеозойских метаморфических поясов в интервале около 500–480 млн лет, происходил до его сочленения с Восточно-Сибирской платформой. Об этом, в частности, свидетельствует отсутствие структурно-метаморфических преобразований этого возраста и/или синколлизионного магматизма в блоках фундамента краевого выступа Восточно-Сибирской платформы в зоне непосредственного контакта с метаморфическими поясами этого возраста (Бибикова и др., 1990; Донская и др., 2000, 2013; Donskaya et al., 2017; Диденко и др., 2003, 2009; Gladkochub et al., 2008; Рыцк и др., 2009). Кроме того, раннепалеозойские метаморфические пояса известны во многих структурах супертеррейна, значительно удаленных от гипотетической раннепалеозойской коллизионной зоны его сочленения с Восточно-Сибирской платформой (Козаков и др., 2012). Раннепалеозойские метаморфические пояса южного обрамления Восточно-Сибирской платформы связаны с процессами аккреции, завершившей в интервале около 500–480 млн лет формирование раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии. Развитие внутриплитного магматизма было связано с формированием раннекаледонского континентального супертеррейна над горячей точкой мантии, которая до аккреции располагалась в пределах Палеоазиатского океана (Ярмолюк и др., 2003, 2006).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Раннепалеозойский аккреционный процесс, в общих чертах определивший строение раннекаледонской складчатой области Центральной Азии, был связан со столкновением блоков континентальной коры, эдиакаро-кембрийских островных дуг и задуговых бассейнов и их аккрецией в единый супертеррейн, который сформировался вне границ Восточно-Сибирской платформы в интервале около 500–480 млн лет назад (Печерский, Диденко, 1992; Диденко и др., 1994). Интенсивное проявление сдвиговых деформаций, наложенных на постаккреционные образования Тажеранского массива Ольхонского террейна, дает основание предполагать, что процесс сочленения мог начаться позже 470–460 млн лет, то есть после того, как раннекаледонский супертеррейн Центральной Азии был сформирован.

Можно полагать, что объединение раннекаледонского супертеррейна с Сибирским кратоном в единый континент завершилось к девону, так как начиная с этого времени в пределах платформы и складчатого пояса формируются деформации общего плана (Зоненшайн и др., 1990).

Палеомагнитные исследования в целом подтверждают это положение и дают основание предполагать, что в позднем кембрии–ордовике каледонский блок еще не был тектонически совмещен с Восточно-Сибирским кратоном и перемещался независимо от него, а совмещение началось в конце силура и было завершено в девоне (Печерский, Диденко, 1992; Диденко и др., 1994; Bachtadse et al., 2000; Куренков и др., 2002; Коваленко, 2017а, 2017б, 2018).

Особенностью каледонид южного обрамления Восточно-Сибирской платформы является проявление внутриплитного магматизма на всех этапах развития, что объясняется аккрецией венд-кембрийских структур океанического ложа (островных дуг, океанических островов, задуговых бассейнов), произошедшей над горячей точкой мантии (Ярмолюк и др., 2011). Становление высокотемпературных (до уровня гранулитовой фации) комплексов в глубинных сечениях раннекаледонской аккреционной области в интервале 510–480 млн лет коррелируется с закрытием короткоживущих вендских бассейнов с океанической корой. Полностью эти бассейны прекратили свое существование к середине палеозоя (Диденко и др., 1994). Воздействие горячей точки мантии на характер магматизма в литосфере продолжалось и после формирования каледонского складчатой области, что, в частности, фиксирует масштабное проявление постаккреционного внутриплитного магматизма (Ярмолюк и др., 2011).

Благодарности. Авторы признательны В.В. Ярмолюку и В.П. Ковачу за консультации и конструктивные предложения, сделанные при подготовке рукописи.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 17-05-00130) и РНФ (проект № 18-17-00229).