Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 6, стр. 67-75

ВВЕДЕНИЕ

Строение раннепалеозойской складчатой области центрального сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) определяется сочетанием ранненеопротерозойских и эдиакаро-кембрийских палеоокеанических и островодужных комплексов и блоков с докембрийским фундаментом (Моссаковский и др., 1993; Диденко и др., 1994). Дзабханский блок рассматривался как выступ раннедокембрийского фундамента микроконтинента в составе центрального сегмента ЦАСП, включающий Байдарикский, Тарбагатайский, Сонгинский и Дзабханский блоки (Зайцев, 1990; Моссаковский и др., 1993). Полученные к настоящему времени геологические, геохронологические и Sm–Nd изотопные данные позволяют сделать вывод о том, что Дзабханский и Сонгинский блоки (террейны) представляют собой гетерогенные структуры, сочетающие фрагменты островодужных и окраинно-континентальных комплексов раннего неопротерозоя (Козаков и др., 2013, 2017, 2019б).

В северо-западной части Дзабханского террейна породы высокометаморфизованных комплексов Дзабхан-Мандалской и Ургамалской зон ранее рассматривались как типовые образования раннедокембрийского фундамента микроконтинента (Геологическая…, 1982а, 1982б; Карта…, 1989; Зайцев, 1990). Однако геохронологические и Sm–Nd изотопные данные свидетельствуют об их формировании в позднем докембрии в интервале 1.3–0.86 млрд лет (Козаков и др., 2014).

Залегание карбонатных пород цаганоломской свиты на высокометаморфизованных породах установлено только в Богдоингольском блоке юго-восточной части Дзабханского террейна (рис. 1). Здесь толща доломитов c несогласием залегает на мигматизированных гнейсах и прорывающих их гранитоидах тоналит-трондьемит-гранодиоритового ряда позднего протерозоя (Геологическая…, 1982в). Впоследствии высокометаморфизованные породы и гранитоиды были включены в состав раннедокембрийского фундамента Дзабханского микроконтинента (Карта…, 1989) или “Дзабханского кратонного террейна”, объединены с образованиями фундамента Байдарикского террейна и рассматривались в единой структуре (Badarch et al., 2002).

Рис. 1.

Схема геологического положения фрагментов докембрийской континентальной коры в структурах центрального сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса (а) и высокометаморфизованных комплексов в структурах Западной Монголии (б). Составлены с использованием материалов (Геологическая…, 1982а, 1982б; Карта…, 1989; Козаков и др., 2015, 2017). (а): 1 – Сибирская платформа; 2–8 – структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса: 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): 1 – четвертичные отложения; 2 – турбидитные отложения девона–карбона; 3 – нерасчлененные вулканоплутонические комплексы палеозоя–раннего мезозоя; 4 – палеоокеанические и островодужные комплексы герцинид Южно-Алтайской зоны; 5 – отложения континентального склона и пассивной окраины; 6 – поздние каледониды Монголо-Алтайской зоны; 7 – палеоокеанические и островодужные комплексы эдиакария–кембрия Озерной зоны; 8 – поздненеопротерозойские 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 – 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. 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 террейн; 7 – Тувино-Монгольский массив; 8 – Хамардабанский террейн.

В статье приведены первые данные о возрасте цирконов (U–Pb метод, ID-TIMS) из синметаморфических кварцевых диоритов гнейсо-мигматитового фундамента Богдоингольского блока, непосредственно перекрытого толщей доломитов цаганоломской свиты шельфового чехла. На основании полученных и опубликованных Sm–Nd изотопных и геохронологических данных для детритовых цирконов (Козаков и др., 2019а) обсуждаются вопросы корреляции кристаллических комплексов фундамента Байдарикского и Дзабханского террейнов и возможности рассмотрения их как микроконтинентов в структурах центрального сегмента ЦАСП.

СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ БОГДОИНГОЛЬСКОГО БЛОКА

Непосредственное залегание карбонатных пород цаганоломской свиты на высокометаморфизованных породах и прорывающих их гранитоидах установлено только в Богдоингольском блоке юго-восточной части Дзабханского террейна (рис. 2), расположенном в поле позднепалеозойских гранитоидов Хангайского батолита (Ярмолюк и др., 2016, 2019).

Рис. 2.

Схема геологического строения Богдоингольского блока. Составлена на основе (Геологическая…, 1982в; Козаков и др., 2015). 1 – четвертичные отложения (а – межгорных впадин, б – речных долин); 2 – известняки, карбонатные сланцы, алевролиты баянгольской свиты (нижний кембрий); 3 – доломиты цаганоломской свиты эдиакария; 4 – биотитовые и биотит-амфиболовые плагиогнейсы и мигматиты (ранний неопротерозой); 5–7 – позднепалеозойские магматические породы: 5 – нерасчлененные кислые вулканиты, 6 – диориты, габбро; 7 – граниты, гранодиориты, граносиениты; 8–10 – неопротерозойские магматические породы: 8 – гранодиориты, граниты, 9 – тоналиты, трондьемиты, гранодиориты, 10 – габбро-амфиболиты; 11 – разломы; 12 – места отбора геохронологических проб.

Мигматизированные биотитовые и биотит-роговообманковые плагиогнейсы Богдоингольского блока прорваны постметаморфическими гранитами с возрастом 717 ± 5 млн лет¹¹ (Козаков и др., 2015). Последние перекрыты полого залегающей толщей доломитов цаганоломской свиты. Контакт прослеживается на ~4 км, и на всем протяжении сохраняется его субгоризонтальное залегание (рис. 2). Между гнейсами и доломитами наблюдается отчетливое структурное и метаморфическое несогласие – толща неметаморфизованных доломитов залегает на субвертикально залегающих мигматизированных гнейсах. Метаморфизм последних происходил в условиях высокотемпературной амфиболитовой фации.

В мигматитах выявлены согласные тела гнейсовидных биотитовых кварцевых диоритов, в которых сланцеватость по биотиту имеет такую же субмеридиональную ориентировку, как и гнейсовидность вмещающих пород. По своему структурному положению кварцевые диориты являются синметаморфическими интрузивными образованиями. Их внедрение происходило после или одновременно с образованием мигматитовой полосчатости и предшествовало формированию субвертикальных структур и соответствующей кристаллизационной сланцеватости. Из этих кварцевых диоритов взята проба для геохронологических исследований. Они имеют следующий состав (мас. %): SiO₂ 61.99, TiO₂ 0.54, Al₂O₃ 17.39, Fe₂O₃ 5.07, MnO 0.07, MgO 2.14, CaO 4.08, Na₂O 4.75, K₂O 1.53, P₂O₅ 0.14, п.п.п. 1.97, сумма 97.70.

В зоне контакта толщи доломитов чехла и мигматитов фундамента в правом борту долины р. Шаргаин-гол устанавливается следующая последовательность пород (рис. 3). В основании разреза представлены выходы субвертикально ориентированных полосчатых и теневых мигматитов (рис. 4а) с согласными телами гнейсовидных кварцевых диоритов и диоритов (рис. 4б), которые сменяются конгломератами с гальками и валунами мигматитов. Выше по разрезу представлены гравелиты, песчаники и аргиллиты. В основании толщи доломитов субгоризонтально залегает пачка песчаников мощностью около 1.5–2.0 м. Выше по разрезу идет толща темно-серых доломитов цаганоломской свиты (рис. 4в), которые сменяются белыми доломитами. Следует отметить, что в основании разреза цаганоломской свиты Богдоингольского блока отсутствуют тиллиты (майханулская пачка), которые известны в строении хребта Хасагт-Хайрхан и примыкающего бассейна р. Дзабхан-гол (Овчинникова и др., 2012).

Рис. 3.

Принципиальная стратиграфическая схема, иллюстрирующая характер соотношения комплексов фундамента и чехла Богдоингольского блока Дхабханского террейна. 1–4 – криогений-эдиакарий-кембрийская цаганоломская свита чехла: 1 – доломиты; 2 – песчаники базальной пачки; 3 – песчаники и гравелиты; 4 – гравелиты с глыбами мигматитов; 5, 6 – ранненеопротерозойские гнейсо-мигматитовые образования фундамента: 5 – синметаморфические гнейсовидные кварцевые диориты (847 ± 3 лет млн); 6 – мигматизированные биотитовые и роговообманковые гнейсы и амфиболиты.

Рис. 4.

Структурные соотношения пород кристаллического фундамента и чехла Богдоингольского блока (фотографии обнажений). (а) – мигматизированные гнейсы и амфиболиты фундамента; (б) – контакт мигматизированных гнейсов и кварцевых диоритов; (в) – толща карбонатных пород цаганоломской свиты, полого залегающая на мигматитах фундамента.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

U–Pb (ID-TIMS) геохронологические исследования выполнены в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва. Отобранные монофракции циркона подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в соляной и азотной кислотах. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполняли по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). Для изотопных исследований использовался изотопный индикатор 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 с помощью 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.

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Pb ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Циркон из пробы 8134 биотитовых кварцевых диоритов представлен идиоморфными и субидиоморфными кристаллами призматического и длиннопризматического габитуса размером от 100 до 200 мкм (K_удл = 4.0–6.0). Огранение определяется различными комбинациями призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}. В режиме катодолюминесценции видно, что циркон имеет тонкую зональность и секториальность (рис. 5).

Рис. 5.

Микрофотографии кристаллов циркона из пробы 8134 гнейсовидных биотитовых кварцевых диоритов, выполненные на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA 3 в режиме катодолюминесценции.

Для U–Pb изотопных исследований были использованы три навески наиболее “чистых” зерен циркона из размерных фракций +100, +75 и –75 мкм (№ 1–3, табл. 1). Точки изотопного состава циркона располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 847 ± 3 млн лет, а нижнее соответствует –20 ± 74 млн лет (СКВО = 1.6) (рис. 6). Особенности строения циркона указывают на его кристаллизацию из расплава. Полученное значение возраста 847 ± 3 млн лет можно рассматривать как время образования данных гранитоидов и, соответственно, проявления регионального метаморфизма и складчатости в породах фундамента Богдоингольского блока Дзабханского террейна.

Рис. 6.

Диаграмма с конкордией для циркона из пробы 8134 биотитовых кварцевых диоритов. Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные геохронологические и опубликованные ранее (Козаков и др., 2014, 2019а, 2019б) Sm–Nd изотопные данные позволяют рассматривать кристаллические образования фундамента Богдоингольского блока как позднедокембрийские, переработанные около 850 млн лет назад в условиях регионального метаморфизма амфиболитовой фации. При этом, в отличие от кристаллических образований Дзабхан-Мандалской зоны северной части Дзабханского террейна, в них не фиксируются проявления процессов полиметаморфизма. Для пород Дзабхан-Мандалской зоны получены значения Nd-модельных возрастов t_Nd(DM) = 1.4–1.2 млрд лет, тогда как гнейсы и синметаморфические кварцевые диориты фундамента Богдоингольского блока имеют значения t_Nd(DM) = 2.0–1.8 млрд лет (Козаков и др., 2014, 2019а). Эти данные свидетельствуют о более значимом вкладе раннедокембрийских коровых источников в процессы формирования гранитоидов и протолитов гнейсов Богдоингольского блока по сравнению с породами Дзабхан-Мандалской зоны. В целом по Sm–Nd изотопным и геохимическим характеристикам породные ассоциации Дзабханского террейна имеют смешанную – ювенильную и коровую – природу источников (Ковач и др., 2013).

U–Th–Pb LA-ICP-MS геохронологические исследования детритовых цирконов из песчаника базальной пачки основания цаганоломской свиты Богдоингольского блока свидетельствуют о том, что источниками их сноса являлись породы неопротерозойского (около 0.73, 0.85 и 0.95 млрд лет) и палеопротерозойского (1830–2344 млн лет) возраста (Ковач и др., 2019; Козаков и др., 2019а). Таким образом, нижняя возрастная граница накопления песчаников базальной пачки основания цаганоломской свиты Богдоингольского блока составляет около 0.73 млрд лет, а верхняя определяется временем накопления карбонатных отложений цаганоломской свиты 659 ± 4 млн лет (Rooney et al., 2015).

Дзабханский и Байдарикский террейны разделены полем позднепалеозойских вулканитов и гранитоидов Хангайского батолита, среди которых расположен Отгонский блок (рис. 1). Слагающие его высокометаморфизованные породы имеют Nd-модельный возраст t_Nd(DM) = 1.2 млрд лет (Козаков и др., 2014, 2015). Они фактически фиксируют распространение выходов неопротерозойского фундамента восточной части Дзабханского террейна (рис. 1). Анортозиты Олонхудукского массива с возрастом 1773 ± 5 млн лет в северо-западной части Байдарикского террейна (Козаков и др., 2020) и неопротерозойские кристаллические породы Отгонского блока определяют приблизительное положение границы, разделяющей блоки раннего и позднего докембрия центральной части ЦАСП. Следует подчеркнуть, что в раннедокембрийских блоках южного обрамления Сибирской платформы (рис. 1) неопротерозойские структурно-метаморфические преобразования не проявлены. Это дает основание считать, что в период развития неопротерозойских процессов конвергенции рассматриваемые образования раннего и позднего докембрия были пространственно разобщены (Козаков и др., 2019б). Их положение в современной структуре в большинстве случаев обусловлено более поздними сдвиговыми деформациями, которые широко проявлены в обрамлении Сибирской платформы ЦАСП (Метелкин, 2012).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Высокометаморфизованные породы фундамента Богдоингольского блока отличаются от метаморфических пород Сонгинского террейна, Дзабхан-Мандалской и Ургамалской зон Дзабханского террейна, в которых проявлен региональный метаморфизм на рубеже около 800 млн лет. Более ранний метаморфизм в Дзабхан-Мандалской зоне происходил около 860 ± 3 млн лет назад, а его завершение фиксируют граниты с возрастом 856 ± 2 млн лет (Козаков и др., 2014).

Высокометаморфизованные породы только Богдоингольского блока выступают в качестве комплекса основания цаганоломской свиты шельфового чехла. Отнесение кристаллических пород Дзабхан-Мандалской и Ургамалской зон к его фундаменту является достаточно условным.

Карбонатные породы цаганоломской свиты залегают как на мигматизированных гнейсах с возрастом метаморфизма около 847 ± 3 млн лет и неопротерозойских (717 ± 5 млн лет) гранитоидах фундамента Богдоингольского блока, так и на неметаморфизованных породах терригенной толщи и прорывающих их гранитоидах с возрастом 862 ± ± 3 млн лет Эрдэнэ-Хаирханского блока северо-восточной части Дзабханского террейна (Козаков и др., 2017). Полученные оценки возраста показывают, что ко времени накопления пород цаганоломской свиты эти блоки, скорее всего, уже были объединены или пространственно сближены.

Установленное по Sr-изотопным данным различие времени формирования карбонатного чехла на относительно небольшой по площади территории (Козаков и др., 2017) косвенно указывает на значительную расчлененность рельефа Дзабханского террейна в позднем докембрии и позволяет предполагать, что композитный фундамент Дзабханского террейна был образован в конце неопротерозоя, когда его поверхность еще не была пенепленизирована.

Источники финансирования. U–Pb геохронологические исследования выполнены при поддержке РНФ (проект № 18-17-00229), полевые исследования выполнены в рамках темы НИР № 0153-2019-0005.