1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Стратиграфия. Геологическая корреляция
  4. T. 29, № 2, 2021

Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2021, T. 29, № 2, стр. 23-36

Формирование кристаллических комплексов Тацаингольского блока Южно-Хангайского метаморфического пояса позднего неопротерозоя, Центрально-Азиатский складчатый пояс

И. К. Козаков 1, *, М. О. Аносова 2, Т. И. Кирнозова 2, Ю. В. Плоткина 1

1 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
Санкт-Петербург, Россия

2 Институт геохимии и аналитической химии РАН
Москва, Россия

* E-mail: ivan-kozakov@yandex.ru

Поступила в редакцию 30.05.2020
После доработки 03.07.2020
Принята к публикации 27.08.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Приведены результаты геохронологических исследований детритовых цирконов (LA-ICP-MS) Тацаингольского блока юго-восточной части неопротерозойского Южно-Хангайского метаморфического пояса. В составе тацаингольского комплекса этого блока выделены две толщи: метатерригенных пород и роговообманковых кристаллических сланцев (метавулканитов). В метатерригенных породах установлено проявление процессов полиметаморфизма. Завершение раннего эпизода метаморфизма в этих породах определяют пегматоидные граниты с возрастами 561 ± 12 и 562 ± 2 млн лет и дайки гранитов с возрастом 571 ± 9 млн лет; время проявления позднего эпизода метаморфизма оценено в интервале 550–540 млн лет. В метавулканитах островодужной ассоциации нижнюю границу проявления метаморфизма фиксируют габброиды с возрастом 603 ± 3 млн лет, но ранний эпизод метаморфизма повышенного давления не установлен. Поздний эпизод (550–540 млн лет) проявлен в обеих толщах. Результаты исследований детритовых цирконов биотитовых гнейсов свидетельствуют о преобладании в их источниках пород палеопротерозойского и неоархейского возраста (1.8–2.1 и 2.4–2.9 млрд лет соответственно). Породы островодужной ассоциации тацаингольского комплекса можно рассматривать как фрагмент Баян-Хонгорской зоны, вошедший в состав Южно-Хангайского метаморфического пояса в ходе аккреционно-коллизионного процесса. Метаморфизм позднего эпизода не был проявлен в центральной и северо-западной частях Южно-Хангайского метаморфического пояса, что указывает на пространственную разобщенность этой части пояса и Тацаингольского блока в данный период.

Ключевые слова: Центрально-Азиатский складчатый пояс, Южно-Хангайский метаморфический пояс, геохронология, детритовые цирконы, неопротерозой, палеопротерозой, архей

ВВЕДЕНИЕ

В раннекаледонской складчатой области мозаичного строения южного обрамления Сибирской платформы, рассматриваемой как раннекаледонский супертеррейн Центральной Азии, представлены фрагменты континентальных блоков с ранне- и позднедокембрийским кристаллическим фундаментом, обрамленные зонами развития неопротерозойских и раннепалеозойских комплексов океанических бассейнов и островных дуг.

Блоки кристаллических пород Хангая ранее рассматривались как выступы раннедокембрийского фундамента. Позднее были получены геохронологические и изотопно-геохимические данные, свидетельствующие о присутствии раннедокембрийских комплексов только в северо-западной части Байдарикского террейна и в Тарбагатайском террейне (идерский комплекс) (рис. 1а). Высокотемпературные метаморфические породы Дзабханского, Сонгинского террейнов и джаргалантского комплекса Тарбагатайского террейна были сформированы в ходе ранненеопротерозойского тектогенеза (Козаков и др., 2011, 2013, 2014; Ковач и др., 2013; Kröner et al., 2015).

Рис. 1.

(а) Схема геологического положения Южно-Хангайского метаморфического пояса в структурах Центральной Азии и (б) схема строения Южно-Хангайского метаморфического пояса (по Козаков и др., 2005, 2007, 2015; Jian et al., 2010). (а): 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; 10 – положение Южно-Хангайского метаморфического пояса. (б): 1 – мезозойские и кайнозойские отложения; 2 – нерасчлененные средне- и верхнепалеозойские отложения; 3, 4 – нерасчлененные метаморфические породы Южно-Хангайского метаморфического пояса: 3 – метаморфические породы повышенного давления, 4 – двуслюдяные, гранат-биотитовые и биотитовые гнейсы с горизонтами мраморизованных известняков; 5 – ульдзитгольский комплекс: филлиты, черные сланцы (неопротерозой); 6 – нерасчлененные байдарагинский и бумбугерский комплексы раннего докембрия; 7 – нерасчлененные палеоокеанические породы Баян-Хонгорской зоны; 8 – нерасчлененные гранитоиды позднего палеозоя; 9 – габброиды (ранний палеозой?); 10 – нерасчлененные гранитоиды венда–раннего палеозоя; 11 – габбро-диорит-гранитовый комплекс Тацаингольского блока; 12 – тектонические границы и зоны разломов; 13 – зона стратиграфического несогласия в основании шельфового ульдзитгольского комплекса; 14 – предполагаемая зона сочленения шельфовых толщ ульдзитгольского комплекса и Южно-Хангайского метаморфического пояса.

Байдарикский террейн представляет собой гетерогенную структуру, в которой были установлены ранне- и позднедокембрийские кристаллические комплексы: архейские и палеопротерозойские – только в северо-западной части (Байдарикский блок), поздненеопротерозойские – в юго-восточной части (Тацаингольский блок) (Козаков и др., 2006). Позднее между раннедокембрийским Байдарикским блоком и неопротерозойским офиолитовым комплексом Баян-Хонгорской зоны были выделены метаморфические породы амфиболитовой фации повышенного давления, включенные в состав Южно-Хангайского метаморфического пояса эдиакария, имеющего северо-западное простирание и протяженность около 120 км (Козаков и др., 2012). В Тацаингольском блоке представлены метаморфические породы, рассматриваемые в составе одноименного тацаингольского комплекса эдиакария (рис. 1б). В его составе были выделены две толщи: 1) метатерригенных пород, 2) роговообманковых кристаллических сланцев (Козаков и др., 2015). В породах комплекса было установлено проявление процессов полиметаморфизма, достигающих уровня амфиболитовой фации повышенного и пониженного давления. Биотитовые, биотит-амфиболовые и гранат-биотитовые гнейсы тацаингольского комплекса характеризуются палеопротерозойскими значениями Nd-модельных возрастов tNd(DM) = 2.3–1.9 млрд лет (Козаков и др., 2008, 2012). По Nd-изотопно-геохимическим характеристикам гнейсы тацаингольского комплекса не могут сопоставляться с раннедокембрийскими образованиями Байдарикского блока (Козаков и др., 1997, 2005, 2007) и, соответственно, входить в состав “Байдрагского кратонного террейна” – предполагаемого фрагмента раннедокембрийского фундамента микроконтинента (Badarch et al., 2002; Bold et al., 2016; Buriánek et al., 2017).

В толще роговообманковых кристаллических сланцев, представляющих собой метавулканиты островодужной ассоциации (Козаков и др., 2008), признаков проявления более раннего метаморфизма повышенного давления, в отличие от толщи метатерригенных пород, не обнаружено. Нижнюю границу проявленного в них метаморфизма фиксируют габброиды с возрастом 603 ± 3 млн лет, прорывающие метавулканиты, на которые наложен метаморфизм амфиболитовой фации (Козаков и др., 2015). Породы островодужной ассоциации и локализованные среди них метагабброиды характеризуются отрицательными и близкими к нулевым величинами εNd(t) = –0.1…–2.1 и мезопротерозойскими значениями Nd-модельных возрастов 1.5–1.2 млрд лет (Козаков и др., 2015). Можно полагать, что исходные расплавы метабазальтов и метагаббро формировались в обстановке активной окраины или континентальной островной дуги, породы которой были вовлечены в процессы регионального метаморфизма позднего неопротерозоя.

Задачей настоящей работы является определение возраста источников пород метатерригенной толщи тацаингольского комплекса на основе датирования детритовых цирконов из биотитовых гнейсов этой толщи, а также установление возможной обстановки формирования метатерригенной толщи и ее соотношения с породами островодужной ассоциации Тацаингольского блока юго-восточной части Южно-Хангайского метаморфического пояса.

МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС ТАЦАИНГОЛЬСКОГО БЛОКА

В составе тацаингольского комплекса выделены две толщи: (1) биотитовых, гранат-биотитовых гнейсов с горизонтами мраморов, амфиболитов и кварцитов (рис. 2); (2) роговообманковых кристаллических сланцев, плагиогнейсов и амфиболитов с телами метагаббро (рис. 3). Последняя толща относится к островодужной вулканоплутонической ассоциации.

Рис. 2.

Схема геологического положения толщи метатерригенных пород тацаингольского комплекса на северном склоне хребта Ушугуин-нуру (Козаков и др., 2012). 1 – кайнозойские рыхлые отложения; 2 – кайнозойские базальты; 3–5 – толщи тацаингольского метаморфического комплекса: 3 – биотитовых, гранат-биотитовых и биотит-амфиболовых гнейсов, 4 – переслаивания мраморов, гнейсов, амфиболитов и кварцитов, 5 – гранатовых амфиболитов с пропластками мраморов; 6–8 – магматические породы: 6 – гранодиориты (пермь), 7 – гранодиориты, трондьемиты (ранний–средний палеозой), 8 – метадиорит-трондьемитовый комплекс (венд?); 9 – субвертикальные сдвиговые зоны; 10 – разломы; 11 – положение осевых поверхностей и ориентировка шарниров складок; 12 – положение объектов датирования (млн лет): а – пробы цирконов из гранитоидов, б – проба 8162 детритовых цирконов биотитовых гнейсов.

Рис. 3.

Схема геологического строения зоны сочленения Тацаингольского блока и Баянхонгорской зоны. Составлена с использованием (Jian et al., 2010; Козаков и др., 2015). 1 – нерасчлененные отложения позднего мезозоя–кайнозоя; 2–5 – тацаингольский комплекс: 2 – толща переслаивания мраморов, амфиболитов и гнейсов; 3 – мигматизированные биотитовые, гранат-биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсы тацаингольского комплекса; 4 – метагабброиды, амфиболиты, мигматизированные роговообманковые кристаллические сланцы и плагиогнейсы островодужной ассоциации тацаингольского комплекса; 5 – роговообманковые диориты и габброиды Шаргынгольского массива (547 ± 2 млн лет); 6–13 – толщи зоны сочленения Тацаингольского блока и Баян-Хонгорской зоны: 6 – мраморизованные известняки; 7 – толща переслаивания мраморизованных известняков, кварцитов и “апобазальтовых” амфиболовых сланцев; 8 – толща переслаивания кварцито-сланцев, метапесчаников и метавулканитов среднего и кислого состава; 9 – толща “апобазальтовых” сланцев с линзами кремнистых пород; 10 – кремнистые сланцы (метапесчаники и кислые метавулканиты); 11 – метагаббро, амфиболиты и метабазальты; 12 – серпентиниты, гипербазиты (а) и поля их включений в гранитах (б); 13 – полосчатое габбро Ханулинского массива (577 ± 2 млн лет); 14–17 – гранитоиды: 14 – граниты (триас?), 15 – аплитовидные и пегматоидные граниты, 16 – постметаморфические граниты и гранодиориты (545 ± 5 млн лет), 17 – массивные гранодиориты; 18 – жилы пегматоидных гранитов; 19 – жилы субвулканических гранитов; 20 – субвертикально ориентированные сдвиговые зоны, зоны рассланцевания, тектонические границы; 21 – сдвиговая зона, разделяющая толщи Тацаингольского блока и Баян-Хонгорской зоны; 22 – положение геохронологических проб (возраст в млн лет).

Метатерригенные породы исследовались в толще переслаивания мраморов, гнейсов, амфиболитов и кварцитов хребта Ушугуин-нуру (рис. 2). По химическому составу биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы соответствуют алевролитам и сходны с осадочными породами пассивных континентальных окраин (Козаков и др., 2008, 2012). Распределение редкоземельных и несовместимых элементов позволяет предполагать присутствие в источниках этих гнейсов продуктов размыва пород вулканоплутонических ассоциаций, сформированных в субдукционных обстановках (Козаков и др., 2008).

В Тацаингольском блоке устанавливается два эпизода метаморфизма амфиболитовой фации повышенного и пониженного давления около 570–560 и 550–540 млн лет назад соответственно (Козаков и др., 2015). Завершение раннего эпизода метаморфизма фиксируют кианитсодержащие пегматоидные граниты и граносиениты с возрастами 562 ± 2 и 564 ± 5 млн лет и пегматиты хребта Ушугуин-нуру с возрастом 561 ± 12 млн лет (рис. 2). Парагенезисы раннего эпизода метаморфизма устанавливаются только в реликтах. В северо-западном направлении в гранат-биотитовых гнейсах тацаингольского комплекса долины р. Туин-гол верхнюю границу метаморфизма повышенного давления фиксируют граниты с возрастом 571 ± 9 млн лет (Козаков и др., 2015). Время проявления раннего эпизода метаморфизма (~570–565 млн лет) определяет верхнюю границу накопления метатерригенных пород тацаингольского комплекса.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Для исследования были выделены цирконы из биотитовых гнейсов (проба 8162; координаты места отбора: 45.56628° с.ш., 101.6232° в.д.) толщи переслаивания мраморов, кварцитов, гнейсов и амфиболитов. Анализ зерен циркона проводили в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН (Москва) методом LA‑ICP-MS на масс-спектрометре Element XR с ионизацией в индуктивно-связанной плазме с использованием лазерной установки UP-213 (ГЕОХИ РАН). Были использованы следующие параметры измерений: частота импульса лазерного излучения 4 Гц, диаметр пучка 30 мкм. Измерения проводили при низком разрешении (R = 300). Для калибровки и контроля измерений в работе использованы стандарты цирконов GJ и 91500. Подробное описание методики представлено в работе (Костицын, Аносова, 2013). Полученные данные обрабатывали с помощью программы Glitter (Van Achterbergh et al., 1999).

РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Было исследовано 108 кристаллов циркона из пробы 8162. Результаты U–Pb изотопного датирования представлены в табл. 1 и на рис. 4. Анализ распределения полученных данных по возрастам проводили для точек с дискордантностью <5%. По 53 точкам по программе (Gehrels, 2012) построен график плотности вероятности распределения 207Pb/206Pb-возрастов цирконов. Полученные возрастные значения распределились в интервалах 1781–2061 млн лет (n = 29) с пиками 1872 и 1958 млн лет, а также 2461–2558 млн лет (n = 4), 2572–2727 млн лет (n = 8), 2822–2898 млн лет (n =33) с пиками 2498, 2624, 2693 и 2853 млн лет (рис. 4). Единичные значения более древнего (3.2 млрд лет) и молодого (1.4 и 0.8 млрд лет) возрастов статистически не значимы.

Таблица 1.

Результаты U–Pb LA-ICP-MS исследований детритовых цирконов биотитовых гнейсов (метапесчаников) тацаингольского комплекса

№ образца Изотопные отношения Rho Содержание, мкг/г Th/U Возраст,
млн лет 		D, %
207Pb/206Pb ±1σ 207Pb/235U ±1σ 206Pb/238U ±1σ Th U 207Pb/206Pb ±2σ
8162-104 0.1578 0.0024 7.8662 0.1272 0.3616 0.0043 0.65 244 426 0.57 2432 52 –18.2
8162-107 0.0927 0.0014 2.7019 0.0432 0.2113 0.0025 0.64 62 199 0.31 1483 58 –16.6
8162-110 0.2522 0.0033 21.8992 0.2957 0.6297 0.0069 0.65 68 163 0.42 3199 41 –1.6
8162-114 0.1193 0.0017 5.8572 0.0875 0.3560 0.0042 0.65 326 543 0.60 1946 51 0.9
8162-122 0.1741 0.0023 10.9299 0.1502 0.4553 0.0051 0.66 183 403 0.45 2597 44 –6.9
8162-124 0.2003 0.0026 14.8437 0.1928 0.5376 0.0058 0.65 172 265 0.65 2828 42 –1.9
8162-128 0.1074 0.0014 4.2352 0.0573 0.2861 0.0032 0.65 112 320 0.35 1755 48 –7.6
8162-139 0.1150 0.0015 4.6098 0.0630 0.2907 0.0033 0.66 197 730 0.27 1880 46 –12.5
8162-144 0.1115 0.0016 5.3504 0.0793 0.3480 0.0040 0.65 77 92 0.84 1824 52 5.5
8162-145 0.0662 0.0013 1.3797 0.0284 0.1512 0.0019 0.62 51 148 0.35 813 84 3.1
8162-149 0.1212 0.0021 5.3437 0.0959 0.3199 0.0040 0.64 200 424 0.47 1973 61 –9.3
8162-150 0.1136 0.0015 5.2904 0.0748 0.3377 0.0038 0.65 40 96 0.41 1858 49 0.9
8162-152 0.2051 0.0027 13.9612 0.1849 0.4939 0.0054 0.65 45 138 0.32 2867 42 –9.7
8162-154 0.1776 0.0028 11.7980 0.1884 0.4821 0.0055 0.63 124 217 0.57 2630 52 –3.5
8162-155 0.1029 0.0016 3.4077 0.0549 0.2403 0.0028 0.64 81 364 0.22 1676 57 –17.2
8162-158 0.1522 0.0047 4.8223 0.1468 0.2298 0.0038 0.61 9 20 0.46 2371 105 –43.8
8162-159 0.1713 0.0038 10.3504 0.2338 0.4382 0.0064 0.63 17 19 0.86 2570 73 –8.9
8162-160 0.1057 0.0017 2.4833 0.0395 0.1702 0.0018 0.63 210 419 0.50 1728 58 –41.4
8162-166 0.1486 0.0022 4.8782 0.0812 0.2382 0.0031 0.66 267 724 0.37 2329 51 –40.9
8162-168 0.1156 0.0015 5.0224 0.0714 0.3151 0.0037 0.66 126 197 0.64 1890 48 –6.6
8162-174 0.2858 0.0051 17.0991 0.3295 0.4339 0.0058 0.65 67 845 0.08 3395 56 –31.6
8162-175 0.1659 0.0021 4.0414 0.0564 0.1767 0.0021 0.67 447 1048 0.43 2516 42 –58.3
8162-178 0.1118 0.0017 4.9367 0.0789 0.3202 0.0039 0.66 420 328 1.28 1829 54 –2.1
8162-179 0.1003 0.0014 2.8336 0.0421 0.2049 0.0025 0.66 222 540 0.41 1629 51 –26.2
8162-180 0.1277 0.0016 6.3387 0.0851 0.3600 0.0040 0.66 42 101 0.42 2067 45 –4.1
8162-181 0.1142 0.0015 4.9700 0.0706 0.3158 0.0038 0.67 107 352 0.30 1867 47 –5.2
8162-182 0.1226 0.0015 5.9827 0.0808 0.3539 0.0040 0.66 340 280 1.21 1994 45 –2.1
8162-183 0.1648 0.0021 10.5876 0.1467 0.4660 0.0054 0.66 70 108 0.65 2505 43 –1.6
8162-184 0.1199 0.0016 5.3228 0.0759 0.3220 0.0038 0.67 351 662 0.53 1955 47 –7.9
8162-185 0.1204 0.0015 5.3898 0.0685 0.3248 0.0035 0.65 216 414 0.52 1961 44 –7.5
8162-186 0.1104 0.0017 4.2006 0.0687 0.2759 0.0033 0.65 175 320 0.55 1806 56 –13.0
8162-187 0.0933 0.0014 2.1992 0.0312 0.1710 0.0018 0.63 88 258 0.34 1493 55 –31.8
8162-187c 0.1146 0.0016 5.0147 0.0756 0.3175 0.0037 0.65 97 88 1.10 1873 52 –5.1
8162-196 0.1145 0.0015 4.4227 0.0586 0.2803 0.0031 0.66 58 564 0.10 1871 46 –14.9
8162-197 0.1618 0.0023 7.7595 0.1161 0.3484 0.0040 0.65 36 326 0.11 2472 49 –22.0
8162-198 0.1474 0.0020 4.6345 0.0637 0.2283 0.0025 0.65 542 909 0.60 2314 46 –42.7
8162-199 0.1114 0.0015 5.0493 0.0696 0.3290 0.0036 0.64 487 272 1.79 1821 49 0.7
8162-200 0.0995 0.0014 1.9861 0.0280 0.1450 0.0016 0.64 432 1331 0.32 1611 53 –21.4
8162-202 0.0591 0.0010 0.6706 0.0108 0.0823 0.0008 0.60 2 323 0.01 570 75 –2.1
8162-204 0.2043 0.0024 15.4731 0.1783 0.5497 0.0055 0.65 137 143 0.96 2860 38 –1.3
8162-205 0.1669 0.0022 10.0027 0.1331 0.4350 0.0046 0.64 221 296 0.75 2526 45 –7.8
8162-206 0.1708 0.0025 8.9975 0.1336 0.3823 0.0043 0.64 155 246 0.63 2564 49 –18.6
8162-207 0.1655 0.0022 10.5289 0.1378 0.4617 0.0047 0.64 278 498 0.56 2512 45 –2.6
8162-208 0.1211 0.0017 6.0314 0.0850 0.3615 0.0038 0.64 251 558 0.45 1971 51 0.9
8162-210 0.1625 0.0021 10.8865 0.1346 0.4859 0.0049 0.64 180 250 0.72 2482 43 2.9
8162-212 0.1196 0.0019 6.0184 0.0971 0.3649 0.0041 0.63 238 659 0.36 1951 57 2.8
8162-213 0.1088 0.0013 3.5452 0.0446 0.2362 0.0025 0.65 158 489 0.32 1780 45 –23.2
8162-213c 0.1181 0.0016 5.8880 0.0774 0.3616 0.0037 0.64 279 706 0.40 1927 48 3.2
8162-214 0.1701 0.0019 11.6322 0.1313 0.4961 0.0050 0.65 195 301 0.65 2558 38 1.5
8162-215 0.1706 0.0021 9.8987 0.1247 0.4208 0.0046 0.66 162 385 0.42 2564 40 –11.7
8162-220 0.1210 0.0015 6.0733 0.0726 0.3641 0.0035 0.63 194 160 1.22 1971 45 1.6
8162-221 0.1583 0.0022 8.3296 0.1159 0.3816 0.0042 0.65 161 586 0.27 2438 46 –14.5
8162-221c 0.1642 0.0022 9.0014 0.1210 0.3975 0.0043 0.65 141 463 0.30 2500 44 –13.7
8162-224 0.1121 0.0016 5.1419 0.0749 0.3328 0.0038 0.65 150 122 1.23 1833 51 1.1
8162-226 0.1785 0.0037 12.1682 0.2537 0.4942 0.0069 0.63 0 8 0.03 2640 68 –1.9
8162-227 0.1108 0.0014 4.5616 0.0561 0.2985 0.0031 0.65 96 685 0.14 1813 45 –7.1
8162-231 0.1177 0.0015 5.4142 0.0675 0.3336 0.0034 0.64 111 504 0.22 1922 45 –3.4
8162-233 0.1216 0.0021 5.6093 0.0969 0.3347 0.0040 0.63 32 166 0.19 1979 61 –6.0
8162-234 0.1216 0.0016 5.7057 0.0727 0.3403 0.0034 0.64 89 168 0.53 1980 47 –4.6
8162-235 0.1207 0.0016 5.7113 0.0721 0.3433 0.0033 0.62 159 119 1.34 1966 48 –3.2
8162-236 0.1723 0.0024 10.4043 0.1400 0.4379 0.0045 0.63 105 253 0.41 2580 46 –9.3
8162-238 0.0915 0.0014 2.2074 0.0352 0.1749 0.0020 0.64 26 250 0.11 1458 59 –28.7
8162-239 0.1166 0.0016 5.3032 0.0743 0.3296 0.0036 0.64 82 110 0.75 1906 49 –3.6
8162-240 0.1176 0.0015 5.4020 0.0726 0.3331 0.0037 0.65 114 227 0.50 1920 47 –3.5
8162-241 0.1203 0.0017 5.6997 0.0778 0.3435 0.0036 0.63 72 56 1.30 1962 50 –3.0
8162-242 0.1148 0.0019 5.3357 0.0897 0.3370 0.0040 0.64 87 138 0.63 1877 59 –0.3
8162-244 0.1183 0.0017 5.6678 0.0818 0.3475 0.0039 0.65 135 104 1.29 1931 50 –0.4
8162-245 0.2099 0.0034 15.0493 0.2555 0.5201 0.0063 0.64 184 323 0.57 2904 53 –7.0
8162-246 0.1195 0.0017 4.6626 0.0691 0.2829 0.0032 0.65 242 550 0.44 1950 51 –17.6
8162-247 0.1204 0.0020 6.0068 0.1040 0.3617 0.0043 0.63 59 70 0.84 1963 60 1.4
8162-267 0.1145 0.0015 5.1956 0.0714 0.3293 0.0038 0.66 164 580 0.28 1871 46 –1.9
8162-268 0.1211 0.0017 5.8264 0.0900 0.3491 0.0044 0.67 85 186 0.45 1972 50 –2.1
8162-270 0.1158 0.0016 5.1291 0.0751 0.3213 0.0038 0.66 448 586 0.76 1892 49 –5.1
8162-271 0.1072 0.0018 3.5416 0.0612 0.2397 0.0028 0.63 22 52 0.43 1752 63 –20.9
8162-272 0.1012 0.0015 2.6116 0.0433 0.1871 0.0024 0.67 418 872 0.48 1647 55 –32.8
8162-273 0.1198 0.0019 5.4904 0.0942 0.3323 0.0044 0.66 90 263 0.34 1954 55 –5.3
8162-279 0.1759 0.0021 11.9958 0.1668 0.4949 0.0061 0.68 149 257 0.58 2614 40 –0.8
8162-287 0.1838 0.0022 13.0059 0.1731 0.5135 0.0061 0.68 115 235 0.49 2687 39 –0.6
8162-295 0.1204 0.0014 6.0632 0.0790 0.3653 0.0043 0.68 281 337 0.83 1962 42 2.3
8162-297 0.1181 0.0014 5.7698 0.0744 0.3544 0.0041 0.68 232 428 0.54 1927 42 1.5
8162-298 0.1592 0.0024 10.1579 0.1699 0.4629 0.0061 0.67 115 354 0.32 2447 51 0.2
8162-299 0.1848 0.0027 10.6061 0.1717 0.4163 0.0054 0.67 88 161 0.55 2696 48 –16.8
8162-300 0.1785 0.0024 11.5316 0.1739 0.4685 0.0060 0.68 202 472 0.43 2639 44 –6.1
8162-301 0.1334 0.0020 7.2465 0.1182 0.3941 0.0051 0.67 140 149 0.94 2143 52 –0.1
8162-302 0.0898 0.0016 3.1225 0.0616 0.2522 0.0035 0.65 110 258 0.43 1421 69 2.0
8162-303 0.1199 0.0016 5.6516 0.0846 0.3419 0.0043 0.68 228 299 0.76 1955 47 –3.0
8162-304 0.1080 0.0014 1.7518 0.0257 0.1177 0.0015 0.68 528 1021 0.52 1765 47 –30.2
8162-305 0.1844 0.0024 13.2422 0.2003 0.5209 0.0068 0.68 51 107 0.48 2693 43 0.4
8162-306 0.1142 0.0014 5.2177 0.0704 0.3314 0.0040 0.68 93 228 0.41 1867 43 –1.2
8162-307 0.0982 0.0013 1.9347 0.0287 0.1430 0.0018 0.68 554 1104 0.50 1589 48 –21.2
8162-312 0.1863 0.0022 13.5060 0.1822 0.5258 0.0064 0.69 116 144 0.80 2710 39 0.5
8162-320 0.1199 0.0014 5.8027 0.0745 0.3510 0.0041 0.68 86 269 0.32 1954 41 –0.8
8162-323 0.1147 0.0016 5.0746 0.0785 0.3209 0.0041 0.67 153 87 1.76 1875 50 –4.3
8162-324 0.2126 0.0028 16.2659 0.2542 0.5550 0.0075 0.68 66 119 0.55 2925 43 –2.7
8162-328 0.1204 0.0024 5.1055 0.1116 0.3075 0.0044 0.64 21 136 0.16 1962 72 –11.9
8162-330 0.1728 0.0029 11.4433 0.2169 0.4805 0.0067 0.66 83 91 0.92 2584 57 –2.1
8162-334 0.1296 0.0023 5.5522 0.1085 0.3107 0.0043 0.65 69 202 0.34 2092 62 –16.6
8162-336 0.1203 0.0020 5.5998 0.1022 0.3375 0.0045 0.65 44 111 0.40 1961 60 –4.4
8162-337 0.1572 0.0025 5.1670 0.0916 0.2384 0.0032 0.66 208 409 0.51 2426 54 –43.2
8162-337c 0.1399 0.0023 3.4530 0.0623 0.1790 0.0024 0.66 195 656 0.30 2226 57 –52.3
8162-338 0.1789 0.0025 12.3064 0.1945 0.4989 0.0064 0.67 67 129 0.52 2643 47 –1.3
8162-339 0.1367 0.0031 4.3310 0.1041 0.2298 0.0035 0.63 46 95 0.48 2186 79 –39.0
8162-340 0.1132 0.0014 4.8637 0.0622 0.3115 0.0034 0.66 227 192 1.18 1852 45 –5.6
8162-341 0.1400 0.0019 7.0319 0.1030 0.3642 0.0044 0.67 43 100 0.43 2227 47 –10.1
8162-342 0.2092 0.0037 15.5668 0.3091 0.5398 0.0078 0.66 27 90 0.30 2899 58 –4.0
8162-343 0.1171 0.0016 2.8582 0.0454 0.1771 0.0023 0.67 28 332 0.08 1912 50 –45.0
8162-343c 0.2031 0.0025 15.2411 0.2140 0.5444 0.0068 0.68 64 82 0.78 2851 40 –1.7
8162-348 0.1211 0.0018 5.6339 0.0938 0.3374 0.0045 0.67 109 197 0.55 1973 52 –5.0

Примечание. Rho – коэффициент корреляции 207Pb/235U–206Pb/238U; D – степень дискордантности.

Рис. 4.

(а) Диаграмма с конкордией для детритовых цирконов из биотитовых гнейсов (проба 8162) и (б) график плотности вероятности распределения возрастов по изотопному отношению 207Pb/206Pb для этих цирконов.

Катодолюминесцентное исследование циркона из пробы 8162 показало, что внутреннее строение кристаллов характеризуется наличием ядра и внешней оболочки мощностью от нескольких до 25 мкм (рис. 5). Ядро более темного цвета, для оболочки характерно яркое катодолюминесцентное свечение. Ядра преимущественно имеют тонкую осцилляционную зональность, характерную для цирконов магматического происхождения. В цирконах с возрастом 1.8–2.1 млрд лет очертания ядер не имеют в большинстве случаев признаков окатанности до начала этапа кристаллизации оболочки, что указывает на отсутствие значительного переноса. В цирконах с возрастами 2.4–2.9 млрд лет границы ядер более сглажены, что позволяет предполагать частичную окатанность.

Рис. 5.

Катодолюминесцентные изображения кристаллов циркона из пробы 8162. (а)–(г) – возрастной интервал 1.8–2.0 млрд лет; (д)–(ж) – возрастной интервал 2.4–2.9 млрд лет.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные оценки возраста детритовых цирконов из биотитовых гнейсов показывают, что в источниках метатерригенных пород тацаингольского комплекса присутствовали продукты размыва пород палеопротерозойского (~1.8–2.1 и 2.46 млрд лет) и неоархейского (~2.5–2.9 млрд лет) возрастов11. Учитывая возраст раннего эпизода метаморфизма и завершающих его гранитоидов, верхнюю границу накопления терригенных пород протолита биотитовых гнейсов тацаингольского комплекса можно оценивать около 570–565 млн лет. Нижнюю границу интервала их накопления определяют минимальные значения возраста раннепротерозойских цирконов (1.8–1.75 млрд лет) и близкие к ним оценки Nd-модельного возраста данных гнейсов 1.9–2.0 млрд лет. Это позволяет определить время накопления протолита биотитовых гнейсов тацаингольского комплекса в интервале 1.8–0.57 млрд лет.

В раннекаледонском обрамлении Сибирской платформы раннедокембрийские кристаллические образования установлены в байдарагинском и бумбугерском комплексах Байдарикского террейна, идерском комплексе Тарбагатайского террейна (Козаков и др., 1997, 2005, 2011; Kröner et al., 2015), а также в Гарганской глыбе (Kovach et al., 2004; Анисимова и др., 2009). При этом надо отметить незначительную площадь блоков, сложенных породами раннего докембрия (палеопротерозойских и, в меньшей степени, позднеархейских). В большей степени представлены комплексы пород неопротерозойского возраста. Представления о существовании раннедокембрийского фундамента в основании фанерозойских поясов Центральной Азии не подтверждаются изотопно-геохимическими исследованиями (Коваленко и др., 1996а, 1996б; Kovalenko et al., 2004; Ярмолюк и др., 1999; Козаков и др., 2013, 2014, 2017б).

О возможной связи источников метатерригенных пород тацаингольского комплекса с раннедокембрийскими породами Байдарикского и Тарбагатайского террейнов может косвенно свидетельствовать пространственное положение Южно-Хангайского метаморфического пояса. В современной структуре он расположен между этими блоками, и до начала формирования палеоокеанического бассейна Баян-Хонгорской зоны (660–670 млн лет) среди источников терригенных пород тацаингольского комплекса могли быть продукты размыва раннедокембрийских блоков этих террейнов и/или толщ их пассивной окраины. Цирконы из двупироксеновых кристаллических сланцев байдарагинского комплекса Байдарикского террейна имеют значения 207Pb/206Pb-возраста около 2.8–2.9, 2.6–2.7 и 2.55–2.50 млрд лет, а цирконы из тоналитовых гнейсов – 2.65 млрд лет; в бумбугерском комплексе ядра детритовых цирконов имеют оценки возраста в интервале 2.6–2.5 млрд лет; для палеопротерозойских син- и постметаморфических гранитоидов Байдарикского террейна установлены значения возрастов 2364 ± 6, 2308 ± 4, 1854 ± 5–1851 ± 7 и 1825 ± 5 млн лет (Козаков и др., 2005, 2007; Kröner et al., 2017). Значения Nd-модельных возрастов пород байдарагинского и бумбугерского комплексов составляют 3.1–3.3 млрд лет при εNd(t) = –2.4…–3.2 (Козаков и др., 1997). В раннедокембрийских породах идерского комплекса Тарбагатайского террейна значения tNd(DM) равны 3.0–2.9 млрд лет при εNd (t) = –2.1…+1.2 (Козаков и др., 2011; Kröner et al., 2015). В гнейсах же тацаингольского комплекса преобладают палеопротерозойские значения Nd-модельных возрастов в интервале 2.0–2.3 млрд лет при εNd(t) = –2.8…–1.0. Следовательно, раннедокембрийские кристаллические комплексы не могут рассматриваться как основные источники метатерригенных пород тацаингольского комплекса. Sm–Nd изотопные и геохимические данные дают основание полагать, что в источниках присутствовали как продукты размыва пород древних кратонов, так и фрагменты неопротерозойской континентальной коры переходного типа, формирование которой, в свою очередь, также связано с источниками раннедокембрийского и неопротерозойского возрастов (Козаков и др., 2013, 2014, 2015; Ковач и др., 2013, 2019а). Таким образом, источниками протолита метатерригенных пород тацаингольского комплекса являлись комплексы ранне- и позднедокембрийского возраста.

В этот период источниками неопротерозойского возраста могли быть породы континентальной коры Дзабханского, Сонгинского и Тарбагатайского террейнов и/или их аналоги. Так, в Эрдене-Хаирханском блоке Дзабханского террейна возрасты детритовых цирконов из гравелитов находятся в интервалах 1.0–0.9, 1.45–1.4, 2.0–2.10, 2.20–2.22, 2.39–2.54, 2.57–2.63 и 2.71–2.78 млрд лет; в Сонгинском террейне конкордантные возрасты детритовых цирконов установлены в интервалах 0.80–0.90 млрд лет с максимумом на кривой плотности вероятности 0.83 и 2.10–2.50 млрд лет (Ковач и др., 2019а, 2019б). В Дзабханском террейне также представлены комплексы пород островодужной вулканоплутонической ассоциации Хараулинского блока раннего неопротерозоя с возрастами в интервале 0.96–0.93 млн лет (U–Pb SIMS; Козаков и др., 2016, 2017а). Со смешением раннедокембрийских и ранненеопротерозойских (коровых и ювенильных) источников при формировании протолитов метатерригеных пород тацаингольского комплекса могут быть связаны промежуточные значения (2.0–2.3 млрд лет) Nd-модельного возраста последних.

Масштабное присутствие новообразованной континентальной коры раннего неопротерозоя, как одного из источников терригенных пород Центральной Азии, находит подтверждение в многочисленных данных о возрасте детритовых цирконов (Козаков и др., 2005; Демонтерова и др., 2011; Kovach et al., 2013; Ковач и др., 2019б; Rojas-Agramonte et al., 2014; Резницкий и др., 2015, 2018; Летникова и др., 2016, 2017; Школьник и др., 2016).

Следует подчеркнуть, что в породах раннедокембрийского фундамента Байдарикского блока, расположенного (в современной структуре) вдоль южного обрамления Южно-Хангайского метаморфического пояса, не проявлены процессы наложенного метаморфизма, синколлизионного и/или надсубдукционного магматизма эдиакария. Исходя из этого, можно предположить, что накопление терригенных пород тацаингольского комплекса происходило на пассивной окраине в условиях глубокого шельфа раннедокембрийского блока Байдарикского террейна (или его аналога), который был расположен за пределами области развития процессов конвергенции. При этом в палеоокеанической области можно предполагать присутствие блоков континентальной и/или ювенильной коры раннего неопротерозоя, с чем связано формирование протолитов терригенных пород с более молодыми значениями Nd-модельного возраста (~2.2–1.9 млрд лет), которые не характерны для пород раннедокембрийских блоков Центральной Азии.

Во время позднего эпизода метаморфизма (550–540 млн лет) породы островодужной вулканоплутонической ассоциации и метатерригенной толщи были сочленены. Наложенный метаморфизм в юго-восточной части Южно-Хангайского метаморфического пояса в этом интервале коррелируется с внедрением Шаргынгольского габбро-диорит-плагиогранитового массива (547 ± 2 млн лет). Его геохимические и Nd-изотопные характеристики свидетельствуют о формировании магм в обстановке энсиалической вулканической дуги (Козаков и др., 2012). Нижнюю возрастную границу проявления метаморфизма, с которым связана переработка пород островодужной ассоциации тацаингольского комплекса, определяют габброиды с возрастом 603 ± 3 млн лет (Козаков и др., 2015).

Источниками ювенильного материала позднего неопротерозоя могли быть породы океанических лавовых плато или островов Баян-Хонгорской зоны (665 ± 15 млн лет; Ковач и др., 2005) и зон спрединга, сформированных в интервале 655–636 млн лет; последние представлены габбро и плагиогранитами с возрастами 647 ± 7 и 636 ± 6 млн лет соответственно (SIMS; Jian et al., 2010). Верхняя граница проявления островодужного магматизма в офиолитовом комплексе Баян-Хонгорской зоны определяется возрастом расслоенного габбро Ханулинского массива – 577 ± 2 млн лет (Терентьева и др., 2010).

Островодужная вулканоплутоническая ассоциация тацаингольского комплекса по геохимическим и Sm–Nd изотопным характеристикам может рассматриваться как фрагмент вулканической дуги (Козаков и др., 2015), породы которой были вовлечены в процессы регионального метаморфизма только позднего эпизода в интервале 550–540 млн лет.

Характерной особенностью развития Южно-Хангайского метаморфического пояса, как отмечалось, является проявление двух эпизодов регионального метаморфизма только в Тацаингольском блоке юго-восточной части пояса (Козаков и др., 2012, 2015). В северо-западном направлении на продолжении пояса в гранат-кианит-ставролит-биотитовых гнейсах долины рек Туин-гол и Ульдзит-гол наложенный метаморфизм не проявлен. Завершение метаморфизма повышенного давления и связанных с ним деформаций в метатерригенной толще фиксируют граниты с возрастом 571 ± 9 млн лет (Козаков и др., 2015).

В период завершения процессов раннего эпизода метаморфизма Южно-Хангайского метаморфического пояса происходило образование эдиакаро-раннепалеозойских палеоокеанических бассейнов, вулканических островов, островных дуг эдиакария, которые представлены в Агардаг-Эрзинской, Озерной, Дарибской и Хантайширской зонах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные к настоящему времени результаты геохронологических, Sm–Nd изотопных и геохимических исследований показывают, что в Тацаингольском блоке юго-восточной части Южно-Хангайского метаморфического пояса представлены породные ассоциации различного возраста и происхождения.

Преобладающие значения возраста детритовых цирконов метатерригенных пород тацаингольского комплекса распределились в интервалах 1.8–2.1 и 2.4–2.9 млрд лет. Следовательно, для исследованных биотитовых гнейсов основным источником могли быть породы раннего докембрия. Однако установленные значения Nd-модельного возраста (2.0–2.3 млрд лет) значимо отличаются от известных в раннедокембрийских породах раннекаледонского обрамления Сибирской платформы: 3.1–3.0 и 3.0–2.9 млрд лет в Байдарикском и Тарбагатайском террейнах соответственно. Это позволило сделать заключение, что в источниках метатерригенных пород тацаингольского комплекса в разных пропорциях присутствуют продукты размыва пород как древних кратонов, так и позднедокембрийской континентальной коры (Козаков и др., 2013, 2014, 2015; Ковач и др., 2013), а также ювенильного материала палеоокеанических и островодужных комплексов. Надо также отметить, что в раннедокембрийском блоке Байдарикского террейна в архейском байдарагинском комплексе наиболее древние цирконы имеют возраст не более 2700 млн лет (Козаков и др., 2007), в идерском комплексе Тарбагатайского террейна – 2500 млн лет (Kröner et al., 2015). Исходя из этого, рассмотрение раннедокембрийских пород именно этих террейнов как источников протолитов метатерригенных пород, несмотря на их относительно близкое положение в современной структуре, остается под вопросом.

Породы островодужной ассоциации тацаингольского комплекса и прорывающие их габброиды с возрастом 603 ± 3 млн лет, по-видимому, были сформированы в Баянхонгорском палеоокеаническом бассейне, затем в интервале около 575–555 млн лет были сочленены с уже метаморфизованными породами Южно-Хангайского метаморфического пояса и затем повторно совместно с ними метаморфизованы в интервале 550–540 млн лет.

Метаморфизм позднего эпизода не был проявлен в северо-западной части Южно-Хангайского метаморфического пояса, что указывает на пространственное разобщение этой части пояса и Тацаингольского блока в этот период. Южно-Хангайский метаморфический пояс расположен в зоне сочленения раннедокембрийского блока Байдарикского террейна и офиолитов Баян-Хонгорской зоны (Козаков и др., 2012, 2015). При этом как в кристаллических породах раннедокембрийского блока, так и в офиолитах не фиксируется проявления наложенных структурно-метаморфических преобразований и/или коллизионного гранитоидного магматизма. Можно полагать, что их положение в современной структуре обусловлено более поздними сдвиговыми деформациями, как это показано для обрамления Сибирской платформы (Метелкин, 2012). С ними может быть связано сочленение пород различного возраста и происхождения – формирование меланжа (Jian et al., 2010), происходившее после завершения процессов регионального метаморфизма и, соответственно, не сопровождашееся структурной переработкой более древних пород.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 20-05-00297), РНФ (проект № 18-17-00229) и в рамках темы НИР FMNU-2019-0005.

Список литературы

  1. Анисимова И.В., Левицкий И.В., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Левицкий В.И., Резницкий Л.З., Ефремов С.В., Великославинский С.Д., Бараш И.Г., Федосеенко А.М. Возраст фундамента Гарганской глыбы (Восточный Саян): результаты U–Pb геохронологических исследований // Изотопные системы и время геологических процессов (Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии, 2–4 июня 2009 г., Санкт-Петербург), Т. 1. СПб: ИП Каталкина, 2009. С. 34–35.

  2. Вишневская И.А., Летникова Е.Ф., Школьник С.И., Резницкий Л.З., Летников Ф.А., Прошенкин А.И., Караковский Е.А., Костицын Б. А., Иванов Ал.В. Основные этапы тектоно-магматической активности Тувино-Монгольского микроконтинента в докембрии: данные U–Pb-датирования цирконов // Докл. АН. 2017. Т. 474. № 5. С. 599–604.

  3. Демонтерова Е.И., Иванов А.В., Резницкий Л.З., Беличенко В.Г., Хунг Ц-Х., С-Л. Чунг, Иизука Йо., Ванг К-Л. История формирования Тувино-Монгольского массива по данным U–Pb-датирования методом LA-ICP-MS детритовых цирконов из песчаника дархатской серии (Западное Прихубсугулье, Северная Монголия) // Д-окл. АН. 2011. Т. 441. № 3. С. 358–362.

  4. Ковач В.П., Джен П., Ярмолюк В.В., Козаков И.К., Лю D., Терентьева Л.Б., Лебедев В.И., Коваленко В.И. Магматизм и геодинамика ранних стадий формирования Палеоазиатского океана: результаты геохронологических и геохимических исследований офиолитов Баянхонгорской зоны // Докл. АН. 2005. Т. 404. № 2. С. 229–234.

  5. Ковач В.П., Козаков И.К., Ярмолюк В.В., Козловский А.М., Терентьева Л.Б. Этапы формирования континентальной коры Сонгинского блока раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии: II. Геохимические и Nd изотопные данные // Петрология. 2013. Т. 21. № 3. С. 451–469.

  6. Ковач В.П., Козаков И.К., Ван К.Л., Плоткина Ю.В., Ли Х.Я., Чун С.Л. Возраст и источники терригенных пород базальной пачки цаганоломской свиты Дзабханского террейна, Центрально-Азиатский складчатый пояс: результаты U–Th–Pb геохронологических, Lu–Hf и Sm–Nd изотопных исследований // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2019а. Т. 27. № 5. С. 63–81.

  7. Ковач П.П., Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Плоткина Ю.В., Wang K.L., Толмачева Е.В., Chung S.-L., Lee H.-Y. Возраст и источники сноса метатерригенных пород Дзабханского и Сонгинского террейнов Центрально-Азиатского складчатого пояса // Материалы VI Российской конференции по проблемам геологии и геодинамики докембрия “Этапы формирования и развития протерозойской земной коры: стратиграфия, метаморфизм, магматизм, геодинамика”. СПб.: ИГГД РАН, Свое издательство, 2019б. С. 96–97.

  8. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Козаков И.К., Ковач В.П., Котов А.Б. Сальникова Е.Б. Sm–Nd изотопные провинции Центральной Азии // Докл. АН. 1996а. Т. 348. № 2. С. 220–222.

  9. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Козаков И.К., Сальникова Е.Б. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Sm–Nd изотопные данные // Геохимия. 1996б. № 8. С. 699–712.

  10. Козаков И.К., Котов А.Б., Ковач В.П., Сальникова Е.Б. Корообразующие процессы в геологическом развитии Байдарикского блока Центральной Монголии: Sm-Nd изотопные данные // Петрология. 1997. Т. 5. № 3. С. 240–248.

  11. Козаков И.К., Натман А., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Котов А.Б., Подковыров В.Н., Плоткина Ю.В. Метатерригенные толщи Тувино-Монгольского массива: возраст, источники, тектоническая позиция // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2005. Т. 13. № 1. С. 3–25.

  12. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В., Федосеенко А.М. Вендский метаморфизм в аккреционно-коллизионной структуре Центральной Азии // Докл. АН. 2006. Т. 407. № 1. С. 68–74.

  13. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Вонг T., Диденко А.Н., Плоткина Ю.В., Подковыров В.Н. Кристаллические комплексы нижнего докембрия Дзабханского микроконтинента Центральной Азии: возраст, источники, тектоническая позиция // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 15. № 2. С. 3–24.

  14. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Ярмолюк В.В., Анисимова И.В., Козловский А.М., Плоткина Ю.В., Мыскова Т.А., Федосеенко А.М., Яковлева С.З., Сугоракова А.М. Вендский этап в формировании раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2008. Т. 16. № 4. С. 14–39.

  15. Козаков И.К., Козловский А.М., Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Плоткина Ю.В., Загорная Н.Ю., Фугзан М.М., Эрдэнэжаргал Ч., Лебедев В.И., Энжин Г. Кристаллические комплексы Тарбагатайского блока раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии // Петрология. 2011. Т. 19. № 4. С. 445–464.

  16. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Ярмолюк В.В., Козловский А.М., Ковач В.П., Азимов П.Я., Анисимова И.В., Лебедев В.И., Энжин Г., Эрдэнэжаргал Ч., Плоткина Ю.В., Федосеенко А.М., Яковлева С.З. Конвергентные границы и связанные с ними магматические и метаморфические комплексы в структуре каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 2012. № 1. С. 19–41.

  17. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Ярмолюк В.В., Козловский А.М., Ковач В.П., Анисимова И.В., Плоткина Ю.В., Федосеенко А.М., Яковлева С.З., Эрдэнэжаргал Ч. Этапы формирования континентальной коры Сонгинского блока раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии: I. Геологические и геохронологические данные // Петрология. 2013. Т. 21. № 3. С. 227–246.

  18. Козаков И.К., Ковач В.П., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Лыхин Д.А., Плоткина Ю.В., Толмачева Е.В., Фугзан М.М., Эрдэнэжаргал Ч. Позднерифейский этап формирования кристаллических комплексов Дзабханского микроконтинента: геологические, геохронологические и Nd изотопно-геохимические данные // Петрология. 2014. Т. 22. № 5. С. 516–545.

  19. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Яковлева С.З., Анисимова И.В., Козловский А.М., Плоткина Ю.В., Федосеенко А.М., Эрдэнэжаргал Ч. Основные этапы развития и геодинамическая обстановка формирования Южно-Хангайского метаморфического пояса Центральной Азии // Петрология. 2015. Т. 23 № 4. С. 339–362.

  20. Козаков И.К., Крёнер A., Ковач В.П. Ранненеопротерозойский этап в формировании фундамента Дзабханского террейна восточного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Тектоника, глубинное строение и минерагения Востока Азии: IX Косыгинские чтения. Материалы Всероссийской конференции. Хабаровск: ИТ и Г ДВО РАН, 2016. С. 35–38.

  21. Козаков И.К., Kröner A., Ковач В.П., Сальникова Е.Б., Анисимова И.В. Неопротерозойский этап (~960–930 млн лет) в формировании островодужного комплекса фундамента Дзабханского террейна восточного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Тектоника современных и древних океанов и их окраин. Материалы XLIX Тектонического совещания, посвященного 100-летию акад. Ю.М. Пущаровского. М.: ГЕОС, 2017а. С. 181–184.

  22. Козаков И.К. Кузнецов, А.Б. Эрдэнэжаргал Ч., Сальникова Е.Б., Анисимова И.В., Плоткина Ю.В. Федосеенко А.М. Неопротерозойские комплексы фундамента шельфового чехла Дзабханского террейна восточного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2017б. Т. 25. № 5. С. 3–16.

  23. Костицын Ю.А., Аносова М.О. U–Pb возраст экструзивных пород кальдеры Уксичан в Срединном хребте Камчатки – применение лазерной абляции к датированию молодых цирконов // Геохимия. 2013. № 2. С. 171–179.

  24. Летникова Е.Ф., Вишневская И.А., Летников Ф.А., Ветрова Н.И., Школьник С.И., Костицын Ю.А., Караковский Е.А., Резницкий Л.З., Каныгина Н.А. Осадочные комплексы чехла Дзабханского микроконтинента: различные бассейны седиментации и источники сноса // Докл. АН. 2016. Т. 470. № 5. С. 570–574.

  25. Метелкин Д.В. Эволюция структур Центральной Азии и роль сдвиговой тектоники по палеомагнитным данным. Новосибирск: ИНГГ СО РАН, 2012. 460 с.

  26. Резницкий Л.З., Демонтёрова Е.И., Бараш И.Г., Хунг Ц.-Х., Чунг С.-Л. Нижний возрастной предел и источники метатерригенных пород аллохтона Тункинских гольцов (Восточный Саян) // Докл. АН. 2015. Т. 461. № 6. С. 691–695.

  27. Резницкий Л.З., Ковач В.П., Бараш И.Г., Плоткина Ю.В., Ван К., Чун С.-Л. Возраст и источники терригенных пород Джидинского террейна: результаты U–Th–Pb (LA-ICP-MS) геохронологических исследований детритовых цирконов // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2018. Т. 26. № 5. С. 3–29.

  28. Терентьева Л.Б., Козаков И.К., Ярмолюк В.В., Анисимова И.В., Ковач В.П., Козловский А.М., Кудряшова Е.А., Сальникова Е.Б., Яковлева С.З., Федосеенко А.М., Плоткина Ю.В. Конвергентные процессы в развитии Баянхонгорской зоны ранних каледонид Центральной Азии (по результатам геологических и геохронологических исследований габброидов Ханулинского массива) // Докл. АН. 2010. Т. 433. № 2. С. 237–243.

  29. Школьник С.И., Станевич А.М., Резницкий Л.З., Савельева В.Б. Новые данные о строении и временном диапазоне формирования Хамардабанского террейна: свидетельства U–Pb LA-ICP-MS датирования цирконов // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2016. Т. 24. № 1. С. 23–43.

  30. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П. и др. Nd-изотопная систематика коровых магматических протолитов Западного Забайкалья и проблема рифейского корообразования в Центральной Азии // Геотектоника. 1999. № 4. С. 3–20.

  31. Badarch G., Cunningham W.D., Windley B.F. A new terrane subdivision for Mongolia: implications for Phanerozoic crustal growth of Central Asia // J. Asian Earth Sci. 2002. V. 21. P. 87–110.

  32. Bold U., James L. Crowley Ja.L., Smith E.F., Sambuu O., Macdonald F.A. Neoproterozoic to early Paleozoic tectonic evolution of the Zavkhan terrane of Mongolia: implications for continental growth in the Central Asian Orogenic Belt // Lithosphere. 2016. V. 8(6). P. 729–750.

  33. Buriánek D., Schulmann K., Hrdličková K., Hanžl P., Janoušek V., Gerdes A, Lexa O. Geochemical and geochronological constraints on distinct Early Neoproterozoic and Cambrian accretionary events along southern margin of the Baydrag Continent in western Mongolia // Gondwana Res. 2017. V. 47. P. 200–227.

  34. Gehrels G. Detrital zircon U–Pb geochronology: current methods and new opportunities // Tectonics of Sedimentary Basins: Recent Advances. Eds. Busby C., Azor A. Chichester, UK: Wiley-Blackwell, 2012. P. 47–62.

  35. Jian P., Kröner A., Wyndley B.F., Shi Yu., Zhang F., Miao L., Tomurhuu D., Zhang W., Liu D. Zircon age of the Bayankhongor ophiolite melange and associated rocks: time constraints on Neoproterozoic to Cambrian accretionary and collisional orogenesis in Central Mongolia // Precambrian Res. 2010. V. 177. P. 162–180.

  36. Kovach V.P., Matukov D.L, Berezhnaya N.G. Kotov A.B., Levitsky V.I., Reznitsky L.Z., Barash I.G., Kozakov I.K., Sergeev S.A. SHRIMP zircon age of the Gargan block tonalites – find early precambrian basement of the Tuvino-Mongolian microcontinent, Central Asia mobile belt // 32th IGC – Florence. Session: “T31.01 – Tectonics of Precambrian mobile belts”. Abstract. 2004.

  37. Kovach V., Salnikova E., Wang K.-L., Jahn B.-M., Chiu H.Y., Reznitskiy L., Kotov A., Iizuka Y., Chung S-L. Zircon ages and Hf isotopic constraints on sources of clastic metasediments of the Slyudyansky high-grade complex, southeastern Siberia: implication for continental growth and evolution of the Central Asian Orogenic Belt // J. Asian Earth Sci. 2013. V. 62. P. 18–36.

  38. Kovalenko V.I., Yarmolyuk V.V., Kovach V.P., Kotov A.B., Kozakov I.K., Salnikova E.B., Larin A.M. Isotope provinces, mechanisms of generation and sources of continental crust in the Cetral Asian mobile belt: geological and isotopic evidence // J. Asian Earth Sci. 2004. V. 23. P. 605–627.

  39. Kröner A., Kovach V.P., Kozakov I.K., Kirnozova T.I, Azimov P.Ya., Wong J., Geng H.Y. Zircon ages and Nd–Hf isotopes in UHT granulites of the Ider Complex: a cratonic terrane within the Central Asian Orogenic Belt in NW Mongolia // Gondwana Res. 2015. V. 27. P. 1392–1406.

  40. Kröner A., Kovach V., Kozakov I., Aranovich L., Xiea H., Kirnozova T., Fugzan M., Serebryakov N., Wang K.-L., Lee H.-Ya. Granulites and Palaeoproterozoic lower crust of the Baidarik Block, Central Asian Orogenic Belt of NW Mongolia // J. Asian Earth Sci. 2017. V. 145. Pt. B. P. 393–407.

  41. Rojas-Agramonte Ya., Kröner A., Alexeiev D., Jeffreys T. Khudoley A.K., Wong J., Hongyan G., Shu L., Semiletkin S.A., Mikolaichuk A.V., Kiselev V.V., Yang J., Seltmann R. Detrital and igneous zircon ages for supracrustal rocks of the Kyrgyz Tianshan and palaeogeographic implications // Gondwana Res. 2014. V. 26. P. 957–974.

  42. Van Achterbergh E., Ryanm C.G., Griffin W.L. GLITTER: On-line interactive data reduction for the laser ablation ICP-MS microprobe // Proc. 9th V.M. Goldschmidt Conference. Cambridge, Massachusetts, 1999. P. 305.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Стратиграфия. Геологическая корреляция

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал