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

Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2021, T. 29, № 4, стр. 3-26

Возрастные рубежи и геодинамические обстановки формирования метаморфических комплексов юго-западной части Тувино-Монгольского террейна, Центрально-Азиатский складчатый пояс

И. К. Козаков 1, *, В. П. Ковач 1, Е. Б. Сальникова 1, А. Крёнер 2, Е. В. Адамская 1, П. Я. Азимов 1, Б. М. Гороховский 1, А. А. Иванова 1, Ч. К. Ойдуп 3, Ю. В. Плоткина 1

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

2 Department of Geosciences, University of Mainz
55099 Mainz, Germany

3 Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН
Кызыл, Россия

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

Поступила в редакцию 25.08.2020
После доработки 19.10.2020
Принята к публикации 25.12.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Сангиленский и Ханхухэйский блоки юго-западной части Тувино-Монгольского террейна (ТМТ) образуют композитную структуру, сформированную в ходе раннепалеозойского (около 505–495 млн лет) регионального метаморфизма низкого–умеренного давления. В обоих блоках известно проявление более раннего метаморфизма повышенного давления. Верхнюю возрастную границу Сангиленского блока фиксируют граниты с возрастом 536 ± 6 млн лет. Ранние метаморфиты в обоих блоках прорваны гранитоидами ортоадырского комплекса с возрастом 516 ± 5 и 513 ± 4 млн лет соответственно. Формирование этого комплекса предшествовало раннепалеозойскому (505–495 млн лет) метаморфизму низкого–умеренного давления. Высокотемпературные метаморфические породы Сангиленского и Ханхухэйского блоков ТМТ можно рассматривать как фрагменты метаморфического пояса повышенного давления позднего эдиакария, причлененные к окраине ТМТ около 510–505 млн лет назад и переработанные в интервале 505–495 млн лет в условиях регионального метаморфизма низкого–умеренного давления. Формирование гранитоидов ортоадырского комплекса фиксирует преобразование пассивной окраины неопротерозойского блока ТМТ, перекрытого карбонатным чехлом эдиакария, в активную окраину. Геохронологические исследования детритовых цирконов метатерригенных пород Сангиленского блока показали, что источниками их сноса являлись главным образом магматические породы раннего неопротерозоя.

Ключевые слова: Центрально-Азиатский складчатый пояс, Тувино-Монгольский террейн, неопротерозой, ранний палеозой, геохронология, циркон, региональный метаморфизм, магматизм

ВВЕДЕНИЕ

Тувино-Монгольский террейн (ТМТ) является одним из наиболее крупных фрагментов позднедокембрийской континентальной коры Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) (Ильин, 1982; Беличенко, Боос, 1988; Моссаковский и др., 1993; Диденко и др., 1994). Этот террейн объединил различные вулканогенно-осадочные, магматические и осадочные комплексы. Геологическое строение и этапы развития северной и южной частей ТМТ принципиально различны (рис. 1а, 1б). К фундаменту северной части ТМТ относятся архейские тоналит-трондьемитовые гнейсы и амфиболиты Гарганской глыбы (Kovach et al., 2004; Анисимова и др., 2009), мезопротерозойские (1034–1020 млн лет) породы дунжугурского офиолитового комплекса (Khain et al., 2002; Кузьмичев, Ларионов, 2013), неопротерозойские вулканоплутонические образования Сархойской энсиалической вулканической дуги и Шишхидской энсиматической островной дуги с возрастами 782 ± 11 и 800 ± 3 млн лет соответственно (U–Th–Pb SIMS; Kuzmichev et al., 2005; Кузьмичев, Ларионов, 2011, 2013), а также вулканогенно-осадочные образования Окинской аккреционной призмы (775 ± 8 млн лет, U–Th–Pb SIMS; Kuzmichev et al., 2007; Кузьмичев, Ларионов, 2013). Комплексы позднего мезопротерозоя–раннего неопротерозоя слагают фундамент для относительно глубоководных карбонатных осадков шельфового чехла. В позднем эдиакарии сформировался обширный мелководный шельф, который охватывал как северную, так и южную часть микроконтинента (Кузнецов и др., 2010, 2018; Ситкина и др., 2017). Более древний мезопротерозойский терригенно-карбонатный проточехол был развит только в северной части террейна, в обрамлении Гарганской глыбы. Значительная часть мезопротерозойского проточехла, по-видимому, была размыта в ходе гренвильских тектонических процессов, связанных с амальгамацией суперконтинента Родиния (Кузнецов и др., 2018).

Рис. 1.

Схема геологического положения метаморфических комплексов Западного Сангилена. (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 неопротерозойским (7) и раннедокембрийским (8) основанием; 9 – главные тектонические границы; 10 – блоки метаморфических пород южной части ТМТ: 1 – Сангиленский, 2 – Ханхухэйский. Римскими цифрами обозначены: I – Байдарикский террейн, II – Тарбагатайский террейн, III – Дзабханский террейн, IV – Тувино-Монгольский террейн, V – Сонгинский террейн. (б): 1 – положение Сангиленского блока в структурах Юго-Восточной Тувы; 2 – ранние каледониды; 3 – поздние каледониды; 4 – раннепалеозойские гранитоиды. Римскими цифрами обозначены: I – Каахемский батолит, II – Восточно-Таннуольский батолит. (в): 1 – отложения девонских наложенных впадин; 2 – офиолиты раннекаледонской Агардаг-Эрзинской зоны; 3 – метатерригенные толщи чинчилигской свиты; 4 – карбонатные толщи чехла ТМТ; 5, 6 – высокотемпературные метаморфические комплексы Сангиленского блока: 5 – моренский, 6 – эрзинский; 7 – ультраосновные породы; 8а – надвиги в структурах обрамления Сангиленского блока, 8б – надвиги Чинчилигской системы, 8в – сдвиговые зоны, деформированные поверхности тектонических контактов; 9 – положение точек опробования: 1, 2 – пробы детритовых цирконов из сланцев чинчилигской свиты №№ 5740 и 8166; 3 – проба анатектических гранитов с возрастом 536 ± 6 млн лет; 4, 5 – положение гранулитов Чинчилигской системы надвигов: 4 – гранулиты Нижнеэрзинской тектонической пластины, 5 – гранулиты в мигматитах амфиболитовой фации пробы 5738.

В юго-западной части ТМТ в Сангиленском и Ханхухэйском блоках развиты высокотемпературные метаморфические комплексы (рис. 1б). Сангиленский блок представляет собой композитную структуру, в которой, в отличие от северной части ТМТ, различные по условиям формирования структурно-вещественные комплексы совмещены в ходе раннепалеозойского тектогенеза (505–495 млн лет). Сходные по Р–Т условиям и последовательности этапов регионального метаморфизма кристаллические комплексы определены и в Ханхухэйском блоке ТМТ (Козаков и др., 1999а, 2019в). В этих блоках установлено два этапа формирования высокотемпературных метаморфических комплексов: к рубежу позднего эдиакария–раннего кембрия и к началу позднего кембрия. Становление структуры юго-западной части ТМТ фиксируют постметаморфические гранитоиды с возрастами 490 ± 3 и 489 ± 3 млн лет22 (Козаков и др., 1999б). Метаморфические породы повышенного давления в Сангиленском и Ханхухэйском блоках рассматриваются в составе метаморфического пояса, сформированного в палеоокеанической области за пределами ранненеопротерозойского композитного террейна на рубеже эдиакария–раннего кембрия около 536 ± 5 млн лет назад (Козаков и др., 1999а, 2001).

Задачей настоящего исследования является установление возможной геодинамической обстановки и возрастного интервала преобразования пород метаморфического пояса повышенного давления позднего неопротерозоя в условиях наложенного регионального метаморфизма умеренного–пониженного давления раннего палеозоя. В работе обсуждаются новые данные о возрасте гранитоидов ортоадырского комплекса (ID-TIMS), результаты геохронологических исследований (U–Th–Pb SIMS и LA-ICP-MS) детритовых цирконов из метатерригенных пород Сангиленского блока. На этой основе рассматривается возможная схема формирования и развития высокотемпературных полиметаморфических комплексов и зонального монометаморфического комплекса южной части ТМТ в позднем неопротерозое–раннем палеозое. Рассматривается схема соотношения высокотемпературных пород амфиболитовой фации с реликтами гранулитов и зонально метаморфизованных терригенных пород.

ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ САНГИЛЕНСКОГО И ХАНХУХЭЙСКОГО БЛОКОВ ТМТ

Структурный план Сангиленского блока определяет система тектонических пластин различного масштаба, сложенных кристаллическими породами моренского и эрзинского комплексов, а также метатерригенными породами чинчилигской свиты. В восточной части блока развиты толщи карбонатных и терригенно-карбонатных пород шельфового чехла эдиакария–раннего кембрия (рис. 1б). Породы этих комплексов были вовлечены в процессы регионального метаморфизма низких–умеренных давлений (М2) 505–495 млн лет назад (Козаков и др., 1999а, 2001, 2019в; Salnikova et al., 2001).

В моренском комплексе региональному метаморфизму пониженного давления (М2) предшествовал более ранний метаморфизм повышенного давления (М1), достигавший условий кианит-гранат-биотит-ортоклазовой субфации, а в низкотемпературных зонах – ставролит-биотит-кианит-мусковитовой субфации амфиболитовой фации (Козаков, 1976). Завершение метаморфизма М1 фиксируют субавтохтонные ультраметагенные граниты с возрастом 536 ± 6 млн лет (Козаков и др., 1999а). Протолитами гнейсов моренского комплекса являлись олигомиктовые и полимиктовые песчаники, силициты и вулканиты риолит-дацитового состава, предположительно формировавшиеся в рифтогенных структурах пассивных континентальных окраин (Козаков и др., 2005). Большая часть зерен детритовых цирконов характеризуется конкордантными и субконкордантными оценками возраста в интервале 0.82–0.70 млрд лет (среднее значение возраста по отношению 206Pb/238U – 767 ± 15 млн лет, U–Th–Pb SIMS) (Козаков и др., 2005). Более древнее значение возраста 1519 ± 24 млн лет по отношению 207Pb/206Pb получено только для одного кристалла циркона. Таким образом, возраст накопления терригенных пород моренского комплекса оценивается в интервале около 700–540 млн лет. С этой оценкой согласуется ранневендский (раннеэдиакарский) возраст известняков агарингольской свиты, которая представляет карбонатный чехол в южной части Тувино-Монгольского террейна (620 млн лет, Pb–Pb метод; Ситкина и др., 2017; Кузнецов и др., 2018). Среди источников сноса преобладали неопротерозойские магматические комплексы, характеризующиеся палеопротерозойскими значениями Nd-модельных возрастов около 1900–1600 млн лет (Козаков и др., 2005). Для получения дополнительной информации о возрасте детритовых цирконов гранат-кианит-биотитовых плагиогнейсов моренского комплекса и времени их преобразования А. Крёнером (А. Kröner) были проведены геохронологические исследования (U–Th–Pb метод, SIMS).

Выделение эрзинского комплекса изначально было основано на присутствии реликтов гранулитов в мигматизированных гнейсах. При этом, в отличие от моренского комплекса, в данных гнейсах не установлено признаков более раннего метаморфизма повышенного давления и/или даек метабазитов, разделяющих эпизоды регионального метаморфизма (Козаков, 1976). Позднее А. Натманом (A. Nutman) были выполнены геохронологические исследования (U–Th–Pb метод, SIMS) цирконов из гранат-гиперстеновых трондьемито-гнейсов Нижнеэрзинской пластины (рис. 1б, 1в) (Salnikova et al., 2001). Среднее значение возраста по отношению 206Pb/238U составляет 494 ± 11 млн лет и рассматривается в качестве времени проявления гранулитового метаморфизма. Оно фактически совпадает с оценкой возраста метаморфизма амфиболитовой фации пониженного давления в породах эрзинского и моренского комплексов. Исходя из этого, была предложена модель, в которой раннепалеозойский метаморфизм в интервале около 505–495 млн лет был проявлен в покровно-складчатой структуре и достигал в глубинных сечениях Р–Т условий гранулитовой фации. С продолжавшимися движениями по глубинным надвигам связано перемещение пластин из зоны гранулитовой фации в верхние структурные этажи на уровень амфиболитовой фации (Козаков и др., 1999а, 2001; Козаков, Азимов, 2017). Согласно геохимическим характеристикам, породные ассоциации эрзинского комплекса накапливались в условиях задуговых бассейнов с преобладанием продуктов размыва вулканических пород андезит-дацитового состава в шельфовых обстановках окраинных морей (Козаков и др., 2005). В метатерригенных породах эрзинского комплекса большая часть детритовых цирконов имеет возраст в интервале 900–760 млн лет, для ядра циркона получена оценка возраста 1935 ± 21 млн лет по отношению 207Pb/206Pb (Козаков и др., 2005).

Метатерригенные породы низких степеней метаморфизма водораздельного хребта рек Эрзин и Чинчилиг (рис. 1в) представлены биотитовыми, мусковитовыми и двуслюдяными кварцитосланцами, реже гранат-биотитовыми гнейсами. В них не проявлен ранний метаморфизм повышенного давления и в то же время не устанавливается присутствие реликтовых парагенезисов гранулитовой фации. Фактически эти образования представляют собой фрагмент зонального монометаморфического комплекса. По установленным структурным элементам эта зональность обращенная (Козаков и др., 1999а, 2001). В ней породы высокотемпературной амфиболитовой фации с реликтами гранулитов в ходе метаморфизма надвинуты с юго-запада на северо-восток на кварцитосланцы эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фации (рис. 3), которые рассматриваются в составе чинчилигской свиты как аналоги нерасчлененных тесхемской и мугурской свит нижнего протерозоя более низкой степени метаморфизма (Ильин, Моралев, 1963; Ильин, 1982). Степень метаморфизма не превышает низкотемпературной амфиболитовой фации и уменьшается в восточном направлении от изоград силлиманита и андалузита до изограды биотита и хлорита (Блюман, 1979). При этом главные картируемые северо-восточные структуры моренского и эрзинского комплексов, связанные с раннепалеозойским региональным метаморфизмом, прослеживаются и в породах чинчилигской свиты (рис. 1в, 2, 3). По химическому составу породы чинчилигской свиты соответствуют аркозо-граувакковым песчаникам и пелитам калий-натриевого уклона щелочности. Предполагается, что накопление пород свиты происходило в условиях глубокого шельфа пассивных окраин (Козаков и др., 2005). Для оценки нижней возрастной границы накопления и источников сноса метатерригенных пород чинчилигской свиты были отобраны две пробы мусковитовых и двуслюдяных кварцитосланцев для U–Th–Pb LA-ICP-MS геохронологических исследований детритовых цирконов.

Рис. 2.

Схема геологического положения гранитоидов ортоадырского комплекса в полиметаморфических породах моренского комплекса Сангиленского блока ТМТ (по Козаков и др., 1999а, 2001). 1–3 – моренский комплекс: 1 – мигматизированные биотитовые гнейсы, 2 – горизонты мраморов, 3 – амфиболиты; 4 – бластомилониты амфиболитовой фации по мигматитам раннего эпизода метаморфизма (М1); 5 – мраморизованные карбонатные породы (эдиакарий–ранний кембрий); 6 – гнейсовидные гранитоиды ортоадырского комплекса; 7 – ориентировка структур: (а) – шарниров главных картируемых складок, сопряженных с метаморфизмом (М2); (б) – ориентировка линейности и шарниров складок раннего эпизода метаморфизма (М1); 8 – субвертикальные зоны рассланцевания и разрывов; 9 – положение геохронологических проб: 1 – гнейсовидные трондьемиты Ортоадырского массива (516 ± 5 млн лет), 2 – граниты, завершающие метаморфизм М1 (536 ± 5 млн лет).

Рис. 3.

Схема строения зоны сочленения гнейсомигматитового комплекса и толщи кварцитосланцев чинчилигской свиты. 1 – рыхлые отложения речной долины; 2 – гнейсы, мигматиты полиметаморфического комплекса; 3 – двуслюдяные сланцы; 4 – мусковитовые кварцитосланцы (метапесчаники); 5 – мраморизованные карбонатные породы (эдиакарий–ранний кембрий); 6 – постметаморфические граниты; 7 – постметаморфические трондьемиты; 8 – гнейсовидные и трахитоидные синметаморфические (М2) граниты и гранодиориты Баянкольского массива; 9 – габбро-диориты, кварцевые диориты I фазы Баякольского массива; 10 – гнейсограниты; 11 – зоны мигматизации; 12 – роговики; 13 – тектонические контакты, надвиги; 14 – ориентировка шарниров главных картируемых складок, сопряженных с метаморфизмом андалузит-силлиманитовой фациальной серии (М2); 15 – положение геохронологических проб циркона методами ID TIMS (а) и LA-ICP-MS (б); (а): 1 – габбро-диориты I фазы Баянкольского массива (497 ± 5 млн лет); (б): 1 – двуслюдяные кварцитосланцы (проба 5740), 2 – мусковитовые кварцитосланцы (проба 8166).

Характерными интрузивными образованиями Сангиленского и Ханхухэйского блоков являются трондьемиты и гранодиориты ортоадырского комплекса (рис. 2). Ранее были получены оценки возраста кристаллизации Ортоадырского массива Сангиленского блока (521 ± 12 млн лет; Salnikova et al., 2001) и Барунтурунского массива Ханхухэйского блока (513 ± 4 млн лет; Козаков и др., 2019в). Установлено, что на гранитоиды ортоадырского комплекса наложены структурно-метаморфические преобразования, сопряженные с раннепалеозойским (505–495 млн лет) метаморфизмом андалузит-силлиманитовой серии М2 (Козаков и др., 1976, 1999а, 2001). P–T параметры последнего соответствуют условиям, переходным от высокотемпературной амфиболитовой к гранулитовой фации умеренного давления. Таким образом, формирование гранитоидов ортоадырского комплекса в обоих блоках происходило в интервале между ранним и поздним эпизодами регионального метаморфизма. В этом же интервале фиксируется внедрение даек метагабброидов (рис. 4а, 4б). Для уточнения нижней возрастной границы наложенного метаморфизма М2 Сангиленского и Ханхухэйского блоков юго-западной части ТМТ нами проведены дополнительные геохронологические исследования цирконов Ортоадырского массива. Гранитоиды для выделения циркона (проба 8244) были отобраны на участке, где во вмещающих породах сохранились структуры, связанные с проявлением раннего эпизода метаморфизма M1 (рис. 4в), завершение которого определяют гранитоиды с возрастом 536 ± 6 млн лет (рис. 2), а в самих гранитоидах Ортоадырского массива минимально проявлены преобразования, связанные с наложенным метаморфизмом М2.

Рис. 4.

Фотографии обнажения в моренском комплексе Сангиленского блока ТМТ. (а) – дайка метагабброидов, разделяющая ранний (М1) и поздний (М2) эпизоды регионального метаморфизма; (б) – контакт дайки метагабброидов и мигматитов раннего эпизода метаморфизма; (в) – мигматиты раннего эпизода метаморфизма (М1).

В целом строение комплексов, относимых к фундаменту Сангиленского и Ханхухэйского блоков ТМТ, определяется сочетанием тектонических пластин, сложенных метаморфическими породами повышенных и низких–умеренных давлений позднего неопротерозоя, и сопряженных с ними гранитоидов. Можно полагать, что это является результатом коллизии ранненеопротерозойского блока ТМТ, перекрытого карбонатными толщами шельфового чехла эдиакария–нижнего кембрия, – собственно микроконтинента (Кузнецов и др., 2018), и фрагмента континентальной коры позднего неопротерозоя, в котором представлены породы метаморфического пояса повышенного давления, рассматриваемые нами в составе моренского комплекса. Становление последнего было завершено до сочленения со структурами раннего неопротерозоя (Козаков и др., 1999, 2019в). Необходимо отметить, что гранитоиды ортоадырского комплекса обоих блоков расположены в породах, метаморфизованных до их внедрения, но не установлены в карбонатных толщах шельфового чехла эдиакария–нижнего кембрия, то есть их становление происходило после раннего эпизода регионального метаморфизма М1, но до сочленения с ТМТ. При этом раннепалеозойские син- и постметаморфические гранитоиды развиты как в кристаллических породах, так и в толщах шельфового чехла.

УСЛОВИЯ МЕТАМОРФИЗМА ГРАНУЛИТОВОЙ ФАЦИИ В ЗОНЕ СОЧЛЕНЕНИЯ ТОЛЩ ЧИНЧИЛИГСКОЙ СВИТЫ И ЭРЗИНСКОГО КОМПЛЕКСА

Для термобарометрических исследований отобран безгранатовый основной гранулит (обр. 5738) из будины мигматизированных гнейсов эрзинского комплекса на восточном продолжении Чинчилигского надвига в зоне сочленения со сланцами чинчилигской свиты (точка 5 на рис. 1в). В нем присутствует парагенезис: ортопироксен (Opx) + клинопироксен (Cpx) + плагиоклаз (Pl) + + биотит (Bt) + роговая обманка (Hbl) + ортоклаз (Kfs) + кварц (Qtz); рудные минералы – магнетит и ильменит. Ортопироксены обр. 5738 несколько более магнезиальные (55–60 мол. % Mg), чем ортопироксены из основных гранулитов Нижнеэрзинской пластины (48–62 мол. % Mg), но близки к ним по глиноземистости (0.03–0.06 ф.к. Al). Зато в обр. 5738 отчетливо выше магнезиальность клинопироксенов (65–73 против 48–62 мол. % Mg в Нижнеэрзинской пластине) при меньшем дефиците Ca в октаэдре (0.86–0.96 ф.к. в обр. 5738 против 0.74–0.87 ф.к. в гранулитах Нижнеэрзинской пластины) (Азимов и др., 2018). Наиболее ощутима разница в составе плагиоклазов (An55–80 в обр. 5738 и An34–55 в основных гранулитах Нижнеэрзинской пластины). Биотит в обр. 2738 умеренно-магнезиальный (xMg = 55–60 мол. %), весьма низкоглиноземистый (0.09–0.18 ф.к. Al[6 ] ), но высокотитанистый (Ti 0.21–0.32 ф.к.), что необычно для метабазитов. P–T параметры гранулитового метаморфизма определены методом мультиравновесной термобарометрии TWEEQU (Berman, 1991) с базой данных BA96 (Berman, Aranovich, 1996; Aranovich, Berman, 1996). Для расчетов использованы дополнения к программе TWQ: TWQ_Comb (Доливо-Добровольский, 2006а) и TWQ_View (Доливо-Добровольский, 2006б). Расчеты выполнены для равновесий в ассоциации Opx–Cpx–Pl–Bt–Qtz (рис. 5). Рисунок 5a показывает соотношение и положение независимых реакций в P–T пространстве для анализируемого парагенезиса, а на рис. 5б отображены сводные результаты расчетов. Вариации температур на диаграмме связаны с эволюцией температуры метаморфизма и преобразованием породы при ретроградных процессах, что подтверждается близостью получаемых температурных значений в пределах шлифа. Значительные вариации давления для определенных температур в существенной степени обусловлены сложением ошибок измерения Al в ортопироксене при низких содержаниях и погрешностей термобарометрических уравнений – также при низких содержаниях компонента. При отсутствии гранатсодержащих парагенезисов получить большую точность определения давления невозможно. Для изученных гранулитов установлены сверхвысокие температуры пика метаморфизма (>900°C) при низких давлениях (до ~2 кбар). При снижении температуры (800–870°C) давление доходит до 4–5 кбар. Сопоставление результатов термобарометрических расчетов с P–T трендом эволюции метаморфизма в Нижнеэрзинской гранулитовой пластине (Азимов и др., 2018) показывает близость метаморфической эволюции гранулитов из этих двух участков. В обоих случаях прослеживается тренд метаморфизма “против часовой стрелки”, с небольшим ростом давления при остывании гранулитов. Разница значений давления между двумя проявлениями гранулитов может быть связана с разным уровнем глубинного сечения и сравнительно более низкой точностью определения давления в безгранатовых парагенезисах.

Рис. 5.

Результаты мультиравновесной термобарометрии для гранулитов эрзинского комплекса. (а): TWQ-диаграмма для двупироксеновых гранулитов (обр. 5738) c парагенезисом Opx + Cpx + Bt + (Hbl) + Pl + Qtz, система KCFMASH; три независимые реакции: (1) An + En = Di + aOpx (Al2O3) + b-Qtz, (2) En + Hd = Di + Fs, (3) Ann + + 3En = Phl + 3Fs. Обозначения по (Kretz, 1983), aOpx – ортокорундовый компонент ортопироксена. (б): Значения средних P–T параметров для TWQ-диаграмм с хорошей сходимостью реакций (обр. 5738). Кружки – значения средних P–T параметров для TWQ-диаграмм с хорошей сходимостью реакций. Для сравнения показан P–T тренд для пород Нижнеэрзинской тектонической пластины (Азимов и др., 2018).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Геохронологические исследования U–Pb ID-TIMS методом по цирконам были выполнены в ИГГД РАН (Санкт-Петербург). Выделение циркона проводили по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для U–Pb геохронологических исследований кристаллы циркона подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO3, после каждой ступени кристаллы промывали особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполняли по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI как в статическом, так и в динамическом режиме при помощи счетчика ионов. Для изотопных исследований использовали 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. 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.

Изучение морфологических особенностей детритовых цирконов из кварцитогнейсов чинчилигской свиты осуществляли в ИГГД РАН с помощью сканирующего электронного микроскопа TESCAN VEGA3 в режиме вторичных электронов и в режиме катодолюминесценции. U–Th–Pb LA-ICP-MS анализы детритовых цирконов выполнены в ИГГД РАН (Санкт Петербург) с использованием системы лазерной абляции NWR213 c двухобъемной абляционной ячейкой и ICP масс-спектрометра ThermoFinnigan Element XR. Диаметр пучка лазера составлял 25 мкм, длительность измерения – 120 с (60 с – холостой по газу, 60 с – абляция). Калибровку производили по стандартному циркону GJ-1 (Jackson et al., 2004). Для контроля качества данных использовали стандартные цирконы Harvard 91500 и Plešovice. В ходе исследований для стандартного циркона Harvard 91500 были получены оценки возраста по отношениям 207Pb/206Pb и 206Pb/238U, равные 1068 ± 4 и 1067 ± 4 млн лет (2σ) соответственно. Для стандартного циркона Plešovice взвешенное среднее возрастов по отношению 206Pb/238U составляет 338  ± 1 млн лет (2σ, СКВО = 0.20, вероятность = = 1.00). Полученные нами оценки возраста находятся в хорошем соответствии с данными, полученными ID-TIMS методом (Wiedenbeck et al., 1995; Sláma et al., 2008). U–Th–Pb изотопные отношения были рассчитаны в программе GLITTER© (Van Achterbergh et al., 2001). Поправки на обычный Pb рассчитаны по программе ComPbCorr (Anderson, 2002). Расчет конкордантных возрастов (Concordia Ages) производился в программе Isoplot (Ludwig, 2003). При построении гистограмм, кривых относительной вероятности возрастов, вычислении их пиков по программам AgePick (Gehrels, 2012) использовались только конкордантные оценки возрастов. Результаты геохронологических U–Th–Pb LA-ICP-MS исследований представлены в ДМ33_таблица.

Изучение морфологических особенностей циркона из кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсов моренского комплекса (проба 5735-2) осуществляли в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции в Пекинском SHRIMP центре Института геологии Китайской академии геологических наук, г. Пекин, КНР (Beijing SHRIMP Centre, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences) с помощью сканирующего электронного микроскопа Hitachi SEM S-3000N с, оснащенного детектором Gatan ChromaCL, а также в ИГГД РАН с помощью сканирующего электронного микроскопа TESCAN VEGA3. Геохронологические исследования цирконов проводили на ион-ионном микрозонде SHRIMP II в Пекинском SHRIMP центре (Beijing SHRIMP Centre) по методике, изложенной в работах (Compston et al., 1992; Claoué-Long et al., 1995; Nelson, 1997; Williams, 1998). Измеренные изотопные отношения приведены к отношению 206Pb/238U = = 0.09101 в стандартном цирконе M257 (561 млн лет; Nasdala et al., 2008). Во время аналитической сессии погрешность измерения изотопных отношений 206Pb/238U в стандартном цирконе не превышала 1.3% (1σ). Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Cumming, Richards, 1975). Обработку полученных данных осуществляли в соответствии с методикой (Nelson, 1997).

РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКОГО ИССЛЕДОВАНИЯ

U–Pb ID TIMS возраст магматических цирконов Ортоадырского массива

Циркон из трондьемитов Ортоадырского массива (проба 8244) представлен прозрачными субидиоморфными и идиоморфными призматическими, длиннопризматическими и игольчатыми кристаллами светло-желтой окраски. Размер зерен изменяется от 50 до 450 мкм, Кудл = 3.1–7.0. Огранка кристаллов определяется призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {102}, {111} (рис. 6а–6г). Внутреннее строение циркона характеризуется тонкой магматической зональностью, наличием минеральных, расплавных и флюидных включений (рис. 6д–6з).

Рис. 6.

Микрофотографии кристаллов циркона из трондьемитов (проба 8244), выполненные на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3 в режиме вторичных электронов (а–г) и в режиме катодолюминесценции (д–з).

Для U–Pb геохронологических исследований использованы три микронавески (11–19 кристаллов) максимально идиоморфных и “чистых” кристаллов циркона из фракций 70–100 и 100–150 мкм. Изученный циркон характеризуется незначительной дискордантностью U/Pb отношений (1–2%) или конкордантен (табл. 1, рис. 7). Значение конкордантного возраста соответствует 507 ± 2 млн лет (СКВО = 1.3, вероятность = 0.26) и практически совпадает с величиной среднего возраста (207Pb/206Pb) 516 ± 5 млн лет (СКВО = 0.46), рассчитанного для трех проанализированных микронавесок циркона. Морфологические особенности и внутреннее строение кристаллов свидетельствуют о магматическом происхождении изученного циркона. Таким образом, полученное значение 516 ± 5 млн лет можно считать наиболее точной оценкой времени кристаллизации расплава.

Таблица 1.

Результаты U–Pb изотопных исследований циркона из пробы 8244 (координаты: 50.4144° с.ш. и 95.4014° в.д.)

№ п/п Размерная фракция (мкм), характеристика циркона Навеска, мг U/Pb Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет
206Pb/204Pb 207Pb/206Pba 208Pb/206Pba 207Pb/235U 206Pb/238U 207Pb/235U 206Pb/238U 207Pb/206Pb
 проба 8244 (координаты: 50.4144° с.ш. и 95.4014° в.д.)
1/921 0.1–0.15, 18 крист. н.о. 11.5 1051 0.0575 ± 1 0.1734 ± 1 0.6483 ± 19 0.0817 ± 2 0.71 507 ± 1 506 ± 1 512 ± 4
2/922 0.07–0.1, 19 крист. н.о. 11.5 783 0.0578 ± 1 0.1411 ± 1 0.6528 ± 20 0.0819 ± 2 0.66 510 ± 2 508 ± 1 521 ± 5
3/934 0.1–0.15, 0.07–0.1,
11 игольч. крист. 		н.о. 11.4 875 0.0577 ± 1 0.1506 ± 1 0.6473 ± 13 0.0814 ± 1 0.74 507 ± 1 505 ± 1 517 ± 3

Примечание. а – изотопные отношения, скорректированные на бланк и обычный свинец; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений 207Pb/235U–206Pb/238U; н.о. – навеска циркона не определялась. Величины ошибок (2σ) соответствуют последним значащим цифрам. Сокращения: крист. – кристаллы, игольч. крист. – игольчатые кристаллы.

Рис. 7.

Диаграмма с конкордией для цирконов из трондьемитов (проба 8244). Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

U–Th–Pb LA-ICP-MS возраст детритовых цирконов

Для U–Th–Pb LA-ICP-MS геохронологических исследований были отобраны пробы мусковитовых и биотит-мусковитовых кварцитосланцев чинчилигской свиты западной части Сангиленского блока ТМТ. Проба 5740 мусковитовых кварцитогнейсов отобрана в центральной части водораздельного хребта рек Эрзин и Чинчилиг (координаты 50°21.431′ с.ш., 95°37.005′ в.д.), а проба 8166 двуслюдяных кварцитогнейсов – в его северо-западной части (координаты 50°22.614′ с.ш., и 95°33.585′ в.д.), где на кварцитосланцы чинчилигской свиты надвинуты с юго-запада на северо-восток мигматизированные гнейсы эрзинского комплекса с реликтами гранулитов (рис. 3).

Из двуслюдяных кварцитогнейсов (проба 8166) случайным образом было отобрано 149 кристаллов циркона из фракции >75 мкм, проанализировано 139 зерен в 142 точках и получено 83 конкордантные оценки возраста (ДМ_таблица). Еще для восьми кристаллов получены “субконкордантные” (СКВО > 1) оценки возраста, совпадающие с конкордантными. Все эти возрасты находятся преимущественно в интервале 737–931 млн лет (n = 76) с пиками на кривой вероятности возрастов около 773 (n = 10) и 840 (n = 44) млн лет (рис. 8а). Отдельные зерна имеют конкордантные возрасты 688, 700, 996 и 1050 млн лет (ДМ_таблица). Для 11 кристаллов, включая ядра, получены раннедокембрийские конкордантные возрасты от 1830 до 3200 млн лет (ДМ_таблица), которые не дают статистически значимых пиков (рис. 8а). Дискордантные возрасты находятся в интервалах 644–1082 и 1791–2003 млн лет по отношениям 206Pb/238U и 207Pb/206Pb соответственно.

Рис. 8.

Гистограмма и кривая относительной вероятности возрастов детритовых цирконов чинчилигской свиты: (а) проба 8166, (б) проба 5740; (в) суммированные данные. Цифры на вертикальных осях диаграмм соответствуют пикам на кривой относительной вероятности возрастов, рассчитанным по программе AgePick (Gehrels, 2012).

Большинство цирконов неопротерозойского возраста, преобладающих в изученном песчанике, представлено субидиоморфными и идиоморфными кристаллами длинно- и короткопризматического габитуса, неокатанными или слабоокатанными, что свидетельствует о проксимальных источниках сноса. В режиме катодолюминесценции для них характерна хорошо выраженная тонкая осцилляторная зональность, свидетельствующая об их магматическом происхождении (рис. 9а–9г). Реже встречаются хорошо окатанные зерна с тонкой и широкой осцилляторной зональностью (рис. 9д). Часть цирконов содержит унаследованные ядра (рис. 9а, 9в). Другая группа неопротерозойских цирконов характеризуется короткопризматическим и округлым габитусом (рис. 8е–8з). Необходимо отметить, что возрасты магматических и метаморфогенных цирконов не различаются между собой. Раннедокембрийские оценки возраста установлены для ядер окатанных цирконов (рис. 8и, 8л) и ядер длиннопризматических цирконов неопротерозойского возраста (рис. 9м), а также для хорошо окатанных зерен с отчетливой осцилляторной зональностью (рис. 9к).

Рис. 9.

Микрофотографии кристаллов детритовых цирконов из кварцитосланцев пробы 8166, выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55 в режиме катодолюминесценции. Кружками показаны места анализов, диаметр соответствует приблизительно 30 мкм. Приведены конкордантные значения возраста (млн лет) и погрешности на уровне 2σ.

Из мусковитовых кварцитогнейсов (проба 5740) было случайным образом отобрано 99 кристаллов циркона из фракции >75 мкм, из них исследовано 80 зерен в 81 точке и получена 71 конкордантная оценка возраста (ДМ_таблица). Эти возрасты находятся главным образом в интервале 725–928 млн лет (n = 64) с пиками на кривой вероятности возрастов около 763 (n = 7) и 858 (n = 37) млн лет (рис. 8б). Еще четыре кристалла и три ядра цирконов имеют палеопротерозойские–неоархейские конкордантные возрасты в интервале 1823–2581 млн лет (ДМ_таблица, рис. 10б). Дискордантные возрасты по отношению 206Pb/238U находятся в интервале 672–861 млн лет.

Рис. 10.

Микрофотографии кристаллов детритовых цирконов из кварцитосланцев пробы 5740, выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55 в режиме катодолюминесценции. Кружками показаны места анализов, диаметр соответствует приблизительно 30 мкм. Приведены конкордантные значения возраста (млн лет) и погрешности на уровне 2σ.

Среди исследованных цирконов неопротерозойского возраста преобладают идиоморфные и субидиоморфные неокатанные или слабоокатанные кристаллы призматического габитуса. По данным катодолюминесценции в цирконах хорошо выражена осцилляторная зональность (рис. 10а–10в). В одном случае неопротерозойский возраст установлен для ядра циркона, представленного обломком призматического кристалла со слабовыраженной зональностью (рис. 10г). Другая группа неопротерозойских цирконов с тонкой осцилляторной зональностью представлена хорошо окатанными обломками кристаллов (рис. 10д–10е). И, наконец, третья группа цирконов этого возраста обладает признаками цирконов высокометаморфизованных пород – округлый и короткопризматический габитус. По данным катодолюминесценции в кристаллах наблюдается секториальность и слабопроявленная осцилляторная зональность (рис. 9ж–9и). Как и в случае с цирконами из пробы двуслюдяных кварцитогнейсов, возрасты магматических и метаморфических цирконов перекрываются между собой. Раннедокембрийские возрасты получены как для трех ядер цирконов (рис. 10к), так и для четырех отдельных хорошо окатанных зерен с нарушенной широкой и тонкой зональностью (рис. 10л–10м).

Сравнение данных, полученных для двуслюдяных и мусковитовых кварцитогнейсов, в программе Overlap–Similarity (Gehrels, 2012) показывает высокую степень их перекрытия (0.61) и сходства (0.85), что также хорошо видно на кумулятивных кривых вероятности (рис. 11). Конкордантные возрасты цирконов обеих проб кварцитогнейсов чинчилигской свиты находятся в интервалах 688–931 (n = 141), 996–1050 (n = 2) и 1823–3200 (n = 18) млн лет с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов около 768 (n = 17), 850 (n = 79) и 1969 (n = 3) млн лет (рис. 8в).

Рис. 11.

Кумулятивная кривая распределения возрастов детритовых цирконов проб 5740 и 8166 чинчилигской свиты.

Таким образом, нижняя возрастная граница накопления протолитов кварцитогнейсов чинчилигской свиты Сангиленского блока составляет приблизительно 0.77 млрд лет. Источниками их сноса являлись магматические и метаморфические комплексы ранненеопротерозойского и раннедокембрийского возраста.

В кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах (метапесчаники) моренского комплекса (проба 5735-2) были исследованы детритовые цирконы, представленные субидиоморфными кристаллами призматического и короткопризматического габитуса. Оптически прозрачные и полупрозрачные кристаллы имеют коричневую и желтую окраску. Цирконы характеризуются присутствием зональных ядер различного облика и незональных оболочек с пониженной люминесценцией (рис. 12). Для пяти ядер цирконов получена оценка возраста (206Pb/238U) 807 ± 8 млн лет, два ядра имеют более древний возраст (207Pb/206Pb) 1308 и 2011 млн лет. Оболочки характеризуются высоким содержанием U (1060–1700 мкг/г), а среднее значение возраста (206Pb/238U), рассчитанное для восьми полученных анализов, составляет 514 ± 3 млн лет (табл. 2, рис. 13). По всей вероятности, образование оболочек связано с флюидной переработкой в ходе метаморфизма М2.

Рис. 12.

Микрофотографии кристаллов циркона из пробы 5735-2, сделанные в режиме катодолюминесценции на СЭМ TESCAN VEGA 3. Точка 1 – унаследованная часть зерна циркона, точка 2 – зона обрастания в ходе последующих этапов кристаллизации.

Таблица 2.

Результаты геохронологических исследований (U–Th–Pb SIMS) цирконов пробы 5735-2

№ обр. U,
мкг/г 		Th,
мкг/г 		Th/U 206Pb/204Pb 207Pb/206Pb 206Pb/238U 207Pb/235U Возраст, млн лет (±1σ)
206Pb/238U 207Pb/235U 207Pb/206Pb
7535-1 780 3 0.004 3580 0.0571 ± 9 0.0831 ± 6 0.655 ± 12 515 ± 4 512 ± 8 497 ± 36
7535-2 237 143 0.602 20084 0.0660 ± 11 0.1339 ± 10 1.218 ± 24 810 ± 6 809 ± 11 805 ± 36
7535-3 303 186 0.615 2327 0.0647 ± 16 0.1336 ± 10 1.192 ± 32 808 ± 6 797 ± 15 765 ± 52
7535-4 99 99 0.990 106724 0.1237 ± 10 0.3703 ± 34 6.317 ± 83 2031 ± 16 2021 ± 12 2011 ± 15
7535-5 204 225 1.104 1328 0.0647 ± 24 0.1332 ± 11 1.189 ± 47 806 ± 6 795 ± 22 765 ± 79
7535-6.1 144 105 0.728 4891 0.0659 ± 19 0.1330 ± 11 1.209 ± 37 805 ± 6 805 ± 17 803 ± 60
7535-6.2 1272 7 0.006 133690 0.0579 ± 4 0.0830 ± 6 0.663 ± 7 514 ± 4 517 ± 4 527 ± 15
7535-7 1587 149 0.094 17538 0.0847 ± 4 0.1483 ± 11 1.731 ± 15 892 ± 6 1020 ± 6 1308 ± 8
7535-8 1676 9 0.006 2067 0.0579 ± 7 0.0833 ± 6 0.665 ± 10 515 ± 4 518 ± 6 527 ± 28
7535-9 1065 11 0.011 2730 0.0579 ± 9 0.0830 ± 6 0.662 ± 12 514 ± 4 516 ± 7 526 ± 34
7535-10 1323 9 0.006 10342 0.0579 ± 5 0.0829 ± 6 0.662 ± 8 513 ± 4 516 ± 5 526 ± 20
7535-11.1 1348 7 0.005 12126 0.0573 ± 4 0.0830 ± 4 0.656 ± 6 514 ± 2 512 ± 4 504 ± 15
7535-11.2 176 241 1.374 27174 0.0658 ± 9 0.1333 ± 8 1.211 ± 18 807 ± 4 805 ± 8 801 ± 28
7535-12 1694 10 0.006 17934 0.0576 ± 3 0.0831 ± 4 0.659 ± 5 514 ± 2 514 ± 3 513 ± 13
7535-13 1414 7 0.005 21464 0.0572 ± 4 0.0828 ± 4 0.653 ± 6 513 ± 2 510 ± 3 498 ± 14

Примечание. 7535-1 – зерно 1, анализ 1; 7535-6.2 – зерно 6, анализ 2 и т.д.

Рис. 13.

Диаграммы с конкордией для цирконов из пробы 5735-2. (а) – результаты измерения зон обрастания в 8 зернах циркона; (б) – результаты измерения унаследованных частей 5 зерен циркона; (в) – сводная диаграмма.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Результаты геохронологических исследований детритовых цирконов позволили установить возраст источников метатерригенных пород моренского и эрзинского комплексов Сангиленского блока ТМТ – 820–700 и 900–760 млн лет соответственно (Козаков и др., 2005). Для кварцитосланцев зонального монометаморфического комплекса (чинчилигская свита) также определены преимущественно ранненеопротерозойские возрасты детритовых цирконов: 0.93–0.69 млрд лет с максимумами на кривой относительной вероятности возрастов около 768 и 850 млн лет (рис. 7в). Цирконы с раннедокембрийскими значениями возраста составляют незначительную часть исследованных выборок и не дают статистически значимых пиков. Метатерригенные породы Сангиленского блока обладают палеопротерозойскими значениями Nd-модельных возрастов в интервале 1900–1600 млн лет. Геохимические, геохронологические и Nd-изотопные данные позволяют предполагать, что среди источников сноса этих пород преобладали коровые неопротерозойские вулкано-плутонические и гранитоидные комплексы (Козаков и др., 2005).

Полученные конкордантные оценки возраста детритовых цирконов чинчилигской серии частично сходны с возрастами пород неопротерозойской Сархойской энсиалической вулканической дуги, Шишхидской островной дуги и Окинской аккреционной призмы северной части ТМТ (Kuzmichev et al., 2005, 2007; Кузьмичев, Ларионов, 2011, 2013). Это позволяет рассматривать комплексы северной части ТМТ как возможные источники протолитов метатерригенных пород Сангиленского блока южной части ТМТ. Следует отметить, что высокометаморфизованные комплексы, которые могли бы служить источниками ранненеопротерозойских детритовых цирконов метаморфического генезиса, в настоящее время установлены на севере ТМТ только в южной части Гагранской глыбы (LA-ICP-MS; Bold et al., 2019). Здесь гранитогнейсы с возрастом около 2.70 млрд лет метаморфизованы приблизительно 1 млрд лет назад и прорваны дайками гранитов с возрастом 860 ± 5 млн лет, парагнейсы (метаграувакки) были метаморфизованы между ~814 и ~782 млн лет. Возможно, что магматические и метаморфические комплексы ТМТ с возрастом около 1.0–0.8 млрд лет перекрыты эдиакаро-кембрийским карбонатным чехлом или были эродированы. Широкое распространение магматических и метаморфических пород раннего неопротерозоя установлено в Сонгинском и Дзабханском террейнах (Козаков и др., 2013а, 2014).

Геохимические, геохронологические и Nd-изотопные данные для метатерригенных пород Сангиленского и Ханхухэйского блоков ТМТ позволяют предполагать, что источниками их сноса являлись островодужные и окраинно-континентальные (энсиалические дуги) породы раннего неопротерозоя, а также раннедокембрийские комплексы. Это могут быть породы, аналоги которых представлены в северной части ТМТ. В Дзабханском, Сонгинском и Тарбгатайском террейнах ЦАСП развиты гранитоиды и вулканиты близкого возраста и установлено проявление процессов регионального метаморфизма и ультраметаморфизма (Козаков и др., 2011, 2013, 2014, 2019а, 2019б; Ковач и др., 2013). Масштабное присутствие пород новообразованной ранненеопротерозойской континентальной коры как источника терригенных комплексов Центральной Азии находит подтверждение в многочисленных данных о возрасте детритовых цирконов (Козаков и др., 2005; Демонтерова и др., 2011; Rojas-Agramonte et al., 2011; Kovach et al., 2013; Ковач и др., 2019а, 2019б; Резницкий и др., 2015, 2018; Летникова и др., 2016, 2017; Школьник и др., 2016). Формирование пород раннего неопротерозоя происходило главным образом за счет ранненеопротерозойских ювенильных и раннедокембрийских коровых источников (Ковач и др., 2013; Козаков и др., 2014).

Полученные оценки возраста Ортоадырского (516 ± 5 млн лет) и Барунтурунского (513 ± 4 млн лет; Козаков и др., 2019в) массивов ортоадырского комплекса юго-западной части ТМТ свидетельствуют о том, что их формирование происходило в интервале около 520–510 млн лет – между двумя эпизодами регионального метаморфизма. Эти гранитоиды внедрялись в неопротерозойские толщи моренского комплекса Сангиленского и Ханхухэйского блоков, уже метаморфизованные к рубежу 536 ± 5 млн лет. В ходе дальнейшего развития аккреционно-коллизионных процессов эти блоки были сочленены с образованиями раннего неопротерозоя ТМТ, перекрытыми карбонатными толщами эдиакария–нижнего кембрия (Козаков и др., 2019в). К этому периоду относится проявление процессов раннепалеозойского метаморфизма, наложенного как на породы, ранее метаморфизованные в условиях повышенного давления, так и на неметаморфизованные породы пассивной окраины. Постметаморфические граниты фиксируют завершение раннепалеозойского метаморфизма, который был наложенным в кристаллических породах (489 ± 3 млн лет) и прогрессивным в толщах чехла (490 ± 3 млн лет) (Козаков и др., 2001).

Внедрение гранитоидов ортоадырского комплекса и раннепалеозойский метаморфизм, проявленный в терригенных толщах пассивной окраины, включая карбонатный чехол Сангиленского блока, отражают преобразование пассивной окраины южной части (в современных координатах) ТМТ в активную. Можно полагать, что формирование гранитоидов ортоадырского комплекса происходило на фоне возрастания термальной активности и сопровождалось наложенным метаморфизмом в породах моренского комплекса, связанным с заложением зоны субдукции. В детритовых цирконах с возрастом 807 ± 8 млн лет из гранат-кианит-дистен-биотитовых плагиогнейсов установлены метаморфогенные оболочки раннепалеозойского возраста (514 ± 4 млн лет; U–Th–Pb SIMS), что практически совпадает с возрастом внедрения гранитоидов ортоадырского комплекса.

За пределами ТМТ в тектонических пластинах среди раннекаледонских офиолитов Озерной зоны южного обрамления Дзабханского террейна также установлены синметаморфические габбро и диориты с возрастом 542 ± 4 млн лет и ортогнейсы с возрастом 515 ± 7, 517 ± 3 млн лет (Buriánek et al., 2017), близкие по возрасту гранитоидам Сангиленского и Ханхухэйского блоков юго-западной части ТМТ. При этом гранитоиды и метаморфизм этого возраста в Дзабханском и Сонгинском террейнах не фиксируются. Иными словами, формирование континентальной коры, фрагменты которой представлены в поздненеопротерозойском метаморфическом поясе ТМТ, происходило независимо от неопротерозойских комплексов ТМТ, а также других докембрийских террейнов центральной части ЦАСП.

Раннепалеозойский метаморфизм с возрастом 500–480 млн лет широко проявлен в структурах южного обрамления Сибирской платформы (Бибикова и др., 1990; Котов и др., 1997; Gladkochub et al., 2008; Гладкочуб и др., 2010; Donskaya et al., 2017). При этом он установлен не только в непосредственном обрамлении Сибирской платформы, но и на значительном удалении от нее. Региональный метаморфизм распространился на отложения окраины платформы и чехлы Тувино-Монгольского и Дербинского террейнов, которые в позднем неопротерозое (640–530 млн лет назад) представляли стабильные блоки и были благоприятны для накопления шельфовых карбонатных отложений (Овчинникова и др., 2012; Kuznetsov et al., 2013; Кузнецов и др., 2018; Горохов и др., 2016; Козаков и др., 2017б).

Раннепалеозойский Центрально-Монгольский метаморфический пояс трассируется выходами тектонических пластин высокометаморфизованных пород, локализованных вдоль зоны сочленения области развития блоков докембрия Хангая и раннекаледонских структур Озерной зоны (Козаков и др., 2012). Близкая оценка возраста метаморфизма амфиболитовой фации (477 ± 5 млн лет) получена для Амсархалойского блока в восточной части метаморфического пояса (Козаков и др., 2012). Породы гранулитовой и амфиболитовой фации Дарибского блока западной части этого пояса имеют близкие значения возрастов – 510 ± 4 и 490 ± 4 млн лет соответственно (Козаков и др., 2002). В тектоническом плане этот пояс фиксирует внутреннюю границу каледонид, проходящую вдоль окраины каледонского палеоконтинента (Руженцев и др., 1990). Метаморфические породы, связанные с региональным метаморфизмом эдиакария, известны в различных структурах юго-западного обрамления Сибирской платформы. Так, становление Дербинского террейна связано с аккреционно-коллизионными процессами позднего неопротерозоя–раннего палеозоя: ранее метаморфизованные породы прорываются трондьемитами Верхнеканского массива, возраст которого составляет 555 ± 5 млн лет (U–Pb ID TIMS; Ножкин и др., 2003), при этом карбонатный чехол Дербинского террейна, который сформировался около 560–530 млн лет назад (Горохов и др., 2016), был метаморфизован в раннем палеозое 507–483 млн лет назад (Ножкин и др., 2005). Метаморфизм повышенного давления сходного возраста (555 ± 6 млн лет) установлен также в Южно-Чуйском выступе каледонид Горного Алтая (Плотников и др., 2000). В лейкосомах мигматизированных гнейсов раннепалеозойского (485–495 млн лет) метаморфического пояса Ольхонского террейна Западного Прибайкалья установлены гранитоиды более раннего эпизода регионального метаморфизма – 530 ± 5 млн лет (Владимиров и др., 2011). Однако в большинстве случаев содержащие кианит породы встречаются только в виде реликтов среди метаморфических пород, связанных с раннепалеозойским метаморфизмом. Только Южно-Хангайский метаморфический пояс эдиакария (570–545 млн лет) имеет протяженность около 200 км, и его породы не вовлекались в раннепалеозойские структурные и метаморфические преобразования. Он выделен 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 присутствия коллизионного или надсубдукционного гранитоидного магматизма, связанных с его развитием. Можно полагать, что положение Южно-Хангайского метаморфического пояса в современной структуре обусловлено более поздними сдвиговыми деформациями, как это показано для обрамления Сибирской платформы (Метелкин, 2012).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Накопление терригенных пород моренского комплекса происходило в интервале 750–540 млн лет, что согласуется со временем формирования карбонатных отложений шельфового чехла восточной части ТМТ около 620 млн лет назад (Кузнецов и др., 2018). Источником обломочного материала могли служить породы неопротерозойских комплексов северной части ТМТ, Дзабханского и Сонгинского блоков центральной части ЦАСП. В период 570–540 млн лет в палеоокеанической области происходило формирование зон конвергенции. Начало этого процесса можно коррелировать с образованием островодужной коры с возрастом ~570 млн лет, фрагменты которой представлены в Озерной и Агардаг-Эрзинской зонах (Моссаковский и др., 1993; Диденко и др., 1994; Гибшер и др., 2001; Козаков и др., 2002; Pfander et al., 2002; Ковач и др., 2011; Ярмолюк и др., 2011). Заложение метаморфического пояса эдиакария мы связываем с развитием таких зон (рис. 14а).

Рис. 14.

Принципиальная схема формирования метаморфических комплексов Сангиленского блока ТМТ. 1 – фрагменты континентальной коры раннего неопротерозоя фундамента шельфового чехла ТМТ; 2 – фрагмент метаморфического пояса позднего неопротерозоя, представленный в моренском комплексе; 3, 4 – субдукционные зоны: 3 – активные, 4 – отмершие; 5 – вулканические плато и/или острова; 6 – зоны спрединга; 7 – неопротерозойские островные дуги; 8 – карбонатные толщи шельфового чехла ТМТ; 9 – терригенные толщи пассивной окраины (глубокого шельфа); 10 – метаморфизованные породы терригенных толщ в ходе раннепалеозойского метаморфизма; 11 – гранитоиды ортоадырского комплекса. (а): I – область формирования протолитов метатерригенных пород моренского комплекса позднего неопротерозоя за счет разрушения вулканоплутонических комплексов раннего неопротерозоя; (б): накопление толщ карбонатных и терригенно-карбонатных пород шельфового чехла эдиакария–нижнего кембрия ТМТ, параллельно с формированием метаморфических пород моренского комплекса к рубежу эдиакария–раннего кембрия (536 ± 5 млн лет) в палеоокеанической области (М1); (в): II – область формирования протолитов метатерригенных пород моренского комплекса, начало заложения субдукционной зоны и формирование гранитоидов ортоадырского комплекса (~515–510 млн лет); (г): сочленение ТМТ и фрагмента метаморфического пояса, представленного в моренском комплексе; региональный метаморфизм, наложенный в моренском комплексе и прогрессивный в терригенных породах и, частично, в породах карбонатного шельфового чехла ТМТ.

В пределах восточной части Тувино-Монгольского террейна (в современной структуре) в этот период происходило накопление карбонатных толщ шельфового чехла эдиакария–раннего кембрия – формирование собственно микроконтинента (Кузнецов и др., 2018), а в области глубоководного шельфа – накопление терригенных пород (рис. 14б). Это исключает возможность проявления в фундаменте этого микроконтинента эдиакарского регионального метаморфизма, который установлен в породах моренского комплекса. Процесс сочленения метаморфических пород моренского комплекса и поздненеопротерозойского микроконтинента ТМТ начался после внедрения гранитоидов ортоадырского комплекса (520–510 млн лет; рис. 14в) и был в основном завершен после раннепалеозойского регионального метаморфизма (505–495 млн лет), что фиксирует становление постметаморфических гранитоидов с возрастами 489 ± 3 и 490 ± 3 млн лет (Козаков и др., 1999а, 1999б, 2001).

В процессы раннепалеозойского регионального метаморфизма были вовлечены метаморфизованные породы моренского комплекса, неметаморфизованные терригенные породы толщ глубоководного шельфа континентального склона фундамента и, частично, толщи карбонатных пород шельфового чехла эдиакария–нижнего кембрия. В процессе сочленения данных пород была сформирована аккреционная призма, в глубинных сечениях которой раннепалеозойский метаморфизм достигал условий высокотемпературной амфиболитовой и гранулитовой фации (рис. 14г). Выведение гранулитов на уровень метаморфизма амфиболитовой фации и их преобразование происходило в несколько этапов. На раннем этапе оно было обусловлено движением по синметаморфическим надвигам. Следующий этап коррелируется с перемещениями тектонических пластин по субвертикальным северо-восточным синметаморфическим сдвиговым зонам, параллельным осевым поверхностям главных картируемых изоклинальных складок, определяющих структуру метаморфических комплексов Сангиленского блока. Более поздние надвиги Чинчилигской системы, по которым, в частности, происходило выведение гранулитов Нижнеэрзинской тектонической пластины, формировались на регрессивной стадии метаморфизма после внедрения гранитоидов с возрастом около 490 ± 3 млн лет, но до внедрения гранитоидов Тесхемского массива с возрастом 480 ± 5 млн лет. По этим надвигам происходило также выведение сверхвысокотемпературных низкобарных (UHT/LP) гранулитов (Азимов и др., 2018).

Постаккреционную стадию фиксируют габброиды, гиперстеновые мангериты и кварцевые диориты Башкымугурского массива с возрастом 465 ± 6 млн лет (Козаков и др., 1999б), что отражает воздействие горячей точки мантии на характер магматизма, которое продолжалось и после формирования раннекаледонской складчатой области южного обрамления Сибирской платформы (Ярмолюк и др., 2011). Это, в частности, фиксируется и в проявлении постаккреционного внутриплитного магматизма в пределах ТМТ, Дзабханского террейна и офиолитов Озерной зоны Западной Монголии (Козаков и др., 2020).

Источники финансирования. Работа выполнена при финансовой поддержке РНФ (проект № 18-17-00229; геохронологические исследования), Р-ФФИ (проект № 20-05-00297) и НИР ИГГД РАН № FMNU-2019-0005.

Список литературы

  1. Азимов П.Я., Козаков И.К., Глебовицкий В.А. Раннепалеозойский сверхвысокотемпературный низкобарный (UHT/LP) метаморфизм в Сангиленском блоке Тувино-Монгольского массива // Докл. АН. 2018. Т. 479. № 2. С. 158–162.

  2. 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. СПб: “ИП Каталкина”, 2009. Т. 1. С. 34–35.

  3. Беличенко В.Г., Боос Р.Г. Боксон-Хубсугул-Дзабханский палеомикроконтинент в структуре центрально-азиатских палеозоид // Геология и геофизика. 1988. № 12. С. 20–28.

  4. Бибикова Е.В., Карпенко С.Ф., Сумин Л.В., Богдановский О.Г., Кирнозова Т.И., Ляликов А.В., Макаров В.А., Аракелянц М.М., Кориковский С.П., Федоровский В.С., Петрова З.И., Левицкий В.И. U–Pb, Sm–Nd и K–Ar возраст метаморфических и магматических пород Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее складчатого обрамления. Л.: Наука, 1990. С. 170–183.

  5. Блюман Б.А. Новые данные по стратиграфии и фосфоритоносности северо-западной части нагорья Сангилен // Геология и геофизика. 1979. № 7. С. 122–124.

  6. Владимиров А.Г., Волкова Н.И., Мехоношин А.С., Травин А.В., Владимиров В.Г., Хромых С.В., Юдин Д.С., Колотилина Т.Б. Геодинамическая модель ранних каледонид Ольхонского региона (Западное Прибайкалье) // Докл. АН. 2011. Т. 436. № 6. С. 793–799.

  7. Гибшер С., Хаин Е.В., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Козаков И.К., Ковач В.П., Яковлева С.З., Федосеенко А.М. Поздневендский возраст хантайширского офиолитового комплекса Западной Монголии: новые U–Pb данные // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 8. С. 1179–1185.

  8. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Федоровский В.С., Мазукабзов А.М., Ларионов А.Н., Сергеев С.А. Ольхонский метаморфический террейн Прибайкалья: раннепалеозойский композит фрагментов неопротерозойской активной окраины // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 5. С. 571–588.

  9. Горохов И.М., Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Ножкин А.Д., Азимов П.Я., Каурова О.К. Изотопный состав Pb, Sr, O и C в метакарбонатных породах дербинской свиты (Восточный Саян): хемостратиграфическое и геохронологическое значение // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2016. Т. 24. № 1. С. 3–22.

  10. Демонтерова Е.И., Иванов А.В., Резницкий Л.З., Беличенко В.Г., Хунг Ц.Х., Чунг С.Л., Иизука Й., 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) // Докл. АН. 2011. Т. 441. № 3. С. 358–362.

  11. Диденко А.Н., Моссаковский А.А., Печерский Д.М., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Геодинамика палеозойских океанов Центральной Азии // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 7–8. С. 59–75.

  12. Доливо-Добровольский Д.В. Компьютерная программа TWQ_View. Версия 1.2.0.22. 2006а. URL: http://www.dimadd.ru/ru/Programs/twqview

  13. Доливо-Добровольский Д.В. Компьютерная программа TWQ_Comb. Версия 1.2.0.4. 2006б. URL: http://www. dimadd.ru/ru/Programs/twqcomb

  14. Ильин А.В. Геологическое развитие Южной Сибири и Монголии в позднем докембрии–кембрии. М.: Наука, 1982. 114 с.

  15. Ильин А.В., Моралев В.М. Докембрийские толщи Алтае-Саянской области // Сов. геол. 1963. № 11. С. 51–57.

  16. Ковач В.П., Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Козловский А.М., Котов А.Б., Терентьева Л.Б. Состав, источники и механизмы формирования континентальной коры Озерной зоны каледонид Центральной Азии. II. Геохимические и Nd изотопные данные // Петрология. 2011. Т. 19. № 4. С. 417–444.

  17. 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.

  18. 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.

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

  20. Козаков И.К. Структурные особенности и метаморфизм докембрийских гранитоидов Сангиленского нагорья Тувы // Геология и геофизика. 1976. № 12. С. 159–160.

  21. Козаков И.К., Азимов П.Я. Геодинамическая обстановка формирования гранулитов Сангиленского блока ТМТ (Центрально-Азиатский складчатый пояс) // Петрология. 2017. Т. 25. № 6. 635–645.

  22. Козаков И.К., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Бибикова Е.В., Ковач В.П., Кирнозова Т.И., Бережная Н.Г., Лыхин Д.А. Возраст метаморфизма кристаллических комплексов Тувино-Монгольского массива: результаты U–Pb геохронологических исследований гранитоидов // Петрология. 1999а. Т. 7. № 2. С. 173–189.

  23. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Котов А.Б., Ковач В.П. О полихронности развития раннепалеозойского гранитоидного магматизма в Тувино-Монгольском массиве // Петрология. 1999б. Т. 7. № 6. С. 631–643.

  24. Козаков И.К., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Натман А., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Тодт В., Кренер А., Яковлева С.З., Лебедев В.И., Сугоракова А.М. Возрастные рубежи структурного развития метаморфических комплексов Тувино-Монгольского массива // Геотектоника. 2001. № 3. С. 22–43.

  25. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Хаин Е.В., Ковача В.П., Бережная Н.Г., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В. Этапы и тектоническая обстановка формирования кристаллических комплексов ранних каледонид Озерной зоны Монголии: результаты U–Pb и Sm–Nd изотопных исследований // Геотектоника. 2002. № 2. С. 80–92.

  26. 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. 1–20.

  27. 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.

  28. 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.

  29. 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.

  30. Козаков И.К., Ковач В.П., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Лыхин Д.А., Плоткина Ю.В., Толмачева Е.В., Фузган 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.

  31. 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.

  32. 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 академика Ю.М. Пущаровского. М.: ГЕОС, 2017а. С. 181–184.

  33. 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.

  34. Козаков И.К., Лыхин Д.А., Эрдэнэжаргал Ч., Сальникова Е.Б., Анисимова И.В., Ковач В.П., Плоткина Ю.В., Федосеенко А.М. Тектоническая позиция неопротерозойских габбро-гипербазитового и габброидного комплексов Баяннурского блока Сонгинского выступа, Центрально-Азиатский складчатый пояса // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2019а. Т. 27. № 2. С. 31–51.

  35. Козаков И.К., Ковач В.П., Диденко А.Н. Проблема массивов с неопротерозойской ювенильной корой в структуре раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии: структурно-геологические, геохронологические и Sm–Nd изотопные данные // Тектоника, глубинное строение и минерагения Востока Азии. X Косыгинские чтения. Материалы Всероссийской конференции с международным участием. Хабаровск, 2019б. С. 51–53.

  36. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Анисимова И.А., Азимов П.Я., Ковач В.П., Плоткина Ю.В., Стифеева М.В., Федосеенко А.М. Тектоническая позиция метаморфических поясов позднего неопротерозоя–раннего палеозоя в структуре Тувино-Монгольского террейна, Центрально-Азиатский складчатый пояс // Петрология. 2019в. Т. 27. № 1. С. 47–64.

  37. Козаков И.К., Кирнозова Т.И., Фугзан М.М., Плоткина Ю.В., Эрдэнэжаргал Ч. Постаккреционные гранитоиды в структуре Дзабханского террейна раннекаледонского обрамления Восточно-Сибирской платформы // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2020. Т. 28. № 2. С. 55–65.

  38. Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Резницкий Л.З., Васильев Е.П., Козаков И.К., Бережная Н.Г., Яковлева С.З. О возрасте метаморфизма слюдянского кристаллического комплекса (Южное Прибайкалье): результаты U–Pb геохронологических исследований гранитоидов // Петрология. 1997. Т. 5. № 4. С. 380–393.

  39. Кузнецов А.Б., Летникова Е.Ф., Вишневская И.А., Константинова Г.В., Кутявин Э.П., Гелетий Н.К. Sr-хемостратиграфия карбонатных отложений осадочного чехла Тувино-Монгольского микроконтинента // Д-окл. АН. 2010. Т. 432. № 3. С. 350–355.

  40. Кузнецов А.Б., Васильева И.М., Ситкина Д.Р., Смирнова З.Б., Каурова О.К. Возраст карбонатных пород и фосфоритов в чехле Тувино-Монгольского микроконтинента // Д-окл. АН. 2018. Т. 479. № 1. С. 44–48.

  41. Кузьмичев А.Б., Ларионов А.Н. Сархойская серия Восточного Саяна: неопротерозойский этап (770–800 млн лет), вулканический пояс андийского типа // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 7. С. 875–895.

  42. Кузьмичев А.Б., Ларионов А.Н. Неопротерозойские островные дуги Восточного Саяна: длительность магматической активности по результатам датирования вулканокластики по цирконам // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 1. С. 45–57.

  43. 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.

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

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

  46. Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. № 6. С. 3–33.

  47. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бибикова Е.В., Пономарчук В.А., Травин А.В., Дмитриева Н.В. Этапы метаморфизма и гранитообразования в неопротерозойском аккреционно-коллизионном поясе северо-западной части Восточного Саяна // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Тезисы докладов. СПб.: Центр информационной культуры, 2003. С. 339–341.

  48. Ножкин А.Д., Баянова Т.Б., Туркина О.М., Травин А.В., Дмитриева Н.В. Раннепалеозойский гранитоидный магматизм и метаморфизм в Дербинском микроконтиненте Восточного Саяна: новые изотопно-геохронологические данные // Докл. АН. 2005. Т. 404. № 2. С. 241–246.

  49. Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Васильева И.М., Горохов И.М., Летникова Е.Ф., Гороховский Б.М. U–Pb возраст и Sr-изотопная характеристика надтиллитовых известняков неопротерозойской цаганоломской свиты, бассейн р. Дзабхан, Западная Монголия // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 6. С. 28–40.

  50. Плотников А.В., Бибикова Е.В., Титов А.В., Крук Н.Н., Грачева Т.В. О возрасте метаморфизма кианит-силлиманитового типа Южно-Чуйского комплекса (Горный Алтай): результаты U–Pb изотопного исследования цирконов // Геохимия. 2000. Т. 38. № 6. С. 579–589.

  51. 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.

  52. Резницкий Л.З., Ковач В.П., Бараш И.Г., Плоткина Ю.В., Ван К.Л., 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.

  53. Руженцев С.В., Бадарч Г., Вознесенская Т.А., Маркова Н.Г. Тектоника Южной Монголии // Эволюция геологических процессов и металлогения Монголии. Труды Совместной Советско-Монгольской геологической экспедиции. Вып. 49. М.: Наука, 1990. С. 11–122.

  54. Ситкина Д.Р., Кузнецов А.Б., Смирнова З.Б. Возраст карбонатных пород агарингольской свиты (Северная Монголия): возможности Pb–Pb датирования // Вестник СПбГУ. Науки о Земле. 2017. Т. 62. Вып. 2. С. 192–208.

  55. 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.

  56. Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Коваленко В.И., Сальникова Е.Б., Козловский А.М., Котов А.Б., Яковлева С.З., Федосеенко А.М. Состав, источники и механизмы формирования континентальной коры Озерной зоны калдедонид Центральной Азии: I геологические и геохронологические данные // Петрология. 2011. Т. 19. № 1. С. 56–79.

  57. Anderson T. Correction of common lead in U–Pb analyses that do not report 204Pb // Chem. Geol. 2002. V. 192. P. 59–79.

  58. Aranovich L.Ya., Berman R.G. Optimized standard state and solution properties of minerals. II. Comparisons, predictions, and applications // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 126. № 1–2. P. 25–37. https://doi.org/10.1007/s004100050233

  59. Berman R.G. Thermobarometry using multiequilibrium calculations: a new technique with petrologic applications // Can. Mineral. 1991. V. 29. № 4. P. 833–855.

  60. Berman R.G., Aranovich L.Ya. Optimized standard state and solution properties of minerals. I. Model calibration for olivine, orthopyroxene, cordierite, garnet, and ilmenite in the system FeO–MgO–CaO–Al2O3–TiO2–SiO2 // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 126. № 1–2. P. 1–24. https://doi.org/10.1007/s004100050232

  61. Bold U., Isozaki Yu., Aoki Sh., Sakata Sh., Ishikawa A., Sawaki Yu., Sawada H. Precambrian basement, provenance implication, and tectonic evolution of the Gargan block of the Tuva-Mongolia terranes, Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Res. 2019. V. 75. P. 172–183.

  62. Buriánek D., Schulmann K., Hrdličková K., Hanzl P., Janousek Ja., 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.

  63. Claoué-Long J.C., Compston W., Roberts J., Fanning C.M. Two Carboniferous ages: a comparison of SHRIMP zircon dating with conventional zircon ages and 40Ar/39Ar analyses // Soc. Sediment. Geol. Spec. Publ. 1995. V. 54. P. 3–21.

  64. Compston W., Williams I.S., Kirschvink J.L., Zhang Z., Ma G. Zircon U–Pb ages for the Early Cambrian Time Scale // J. Geol. Soc. London. 1992. V. 149. P. 171–184.

  65. Cumming G.L., Richards J.R. Ore lead isotope ratios in a continuously 46 changing Earth // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 28. P. 155–171.

  66. Donskaya T.V., Gladkochub D.P., Fedorovsky V.S., Sklyarov E.V., Sergeev S.A., Demonterova E.I., Mazukabzov A.M., Lepekhina E.N., Cheong W., Kimh J. Pre-collisional (≥0.5 Ga) complexes of the Olkhon terrane (southern Siberia) as an echo of events in the Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Res. 2017. V. 42. P. 243–263.

  67. Gehrels G.E. 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.

  68. Gladkochub D.P., Donskaya T.V., Wingate M.T.D. Petrology, geochronology, and tectonic implications of c. 500 Ma metamorphic and igneous rocks along the northern margin of the Central-Asian Orogen (Olkhon terrane, Lake Baikal, Siberia) // J. Geol. Soc. London. 2008. V. 165. P. 235–246.

  69. Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U–Pb zircon geochronology // Chem. Geol. 2004. V. 211. P. 47–69.

  70. Khain E.V., Bibikova E.V., Kröner A., Zhuravlev D.Z., Sklyarov E.V., Fedotova A.A., Kravchenko-Berezhnoy I.R. The most ancient ophiolite of Central Asian fold belt: U–Pb and Pb–Pb zircon ages for the Dunzhugur Complex, Eastern Sayan, Siberia, and geodynamic implications // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 199. № 3–4. P. 311–325.

  71. 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. Session T31.01 – Tectonics of Precambrian mobile belts. Abstract. Florence, 2004. V. 1. P. 1263.

  72. 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.

  73. Kretz R. Symbols for rock-forming minerals // Am. Mineral. 1983. V. 68. № 1–2. P. 277–279.

  74. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V. 37. P. 485–494.

  75. Kuzmichev A., Kröner A., Hegner E., Dunyi L., Yusheng W. The Shishkhid ophiolite, northern Mongolia: a key to the reconstruction of a Neoproterozoic island-arc system in central Asia // Precambrian Res. 2005. V. 138. P. 125–150.

  76. Kuzmichev A., Sklyarov E., Postnikov A., Bibikova E. The Oka Belt (southern Siberia and northern Mongolia): a Neoproterozoic analog of the Japanese Shimanto Belt? // The Island Arc. 2007. V. 16. P. 224–242.

  77. Kuznetsov A.B., Ovchinnikova G.V., Gorokhov I.M., Letnikova E.F., Kaurova O.K., Konstantinova G.V. Age constraints on the Neoproterozoic Baikal Group from combined Sr isotopes and Pb–Pb dating of carbonates from the Baikal type section, southeastern Siberia // J. Asian Earth Sci. 2013. V. 62. P. 51–66.

  78. Ludwig K.R. PbDat for MS-DOS, version 1.21 // U.S. Geol. Surv. Open-File Rept. 88-542. 1991. 35p.

  79. Ludwig K.R. Isoplot 3.70. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. 2003. V. 4.

  80. Nasdala L., Hofmeister W., Norberg N., Mattinson J.M., Corfu F., Dörr W., Kamo S.L., Kennedy A.K., Kronz A., Reiners P.W., Frei D., Kosler J., Wan Y., Götze J., Häger T., Kröner A., Valley J.W. Zircon M257 – a homogeneous natural reference material for the ion microprobe U–Pb analysis of zircon // Geostandards Geoanalytical Res. 2008. V. 32. P. 247–265.

  81. Nelson D.R. Compilation of SHRIMP U–Pb Zircon Geochronology Data, 1996 // Geol. Surv. Western Australia. 1997. № 2. 189 p.

  82. Pfander Jö.A., Jochum K.P., Kozakov I.K., Kröner A., Todt W. Coupled evolution of back-arc and island arc-like mafic crust in the late Neoproterozoic Agardagh Tes-Chem ophiolite, Central Asia: evidence from trace element and Sr–Nd–Pb isotope data // Contrib. Mineral. Petrol. 2002. V. 143. P. 154–174.

  83. Rojas-Agramonte Y., Kröner A., Demoux A., Xia X., Wang W., Donskaya T., Liu D., Sun M. Detrital and xenocrystic zircon ages from Neoproterozoic to Palaeozoic arc terranes of Mongolia: significance for the origin of crustal fragments in the Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Res. 2011. V. 19. P. 751–763.

  84. Salnikova E.B., Kozakov I.K., Kotov A.B., Kroner A., Todt W., Bibikova E.V., Nutman A., Yakovleva S.Z., Kovach V.P. Age of Palaeozoic granites and metamorphism in the Tuvino-Mongolian Massif of the Central Asian Mobile Belt: loss of Precambrian microcontinent // Precambrian Res. 2001. V. 110. P. 143–164.

  85. Sláma J., Košler J., Condon D.J., Crowley J.L. Plešovice zircon – a new natural reference material for U–Pb and Hf isotopic microanalysis // Chem. Geol. 2008. V. 249. P. 1–35.

  86. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. P. 207–221.

  87. Steiger R.H., Jager E. Subcomission of geochronology: convention of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. V. 36. P. 359–362.

  88. Van Achterbergh E., Ryan C.G., Jackson S.E., Griffin W.L. LA-ICP-MS in the Earth sciences – appendix 3, data reduction software for LA-ICP-MS // Short Course. Vol. 29. Ed. Sylvester P.J. Mineral. Assoc. Canada, St. John’s, 2001. P. 239–243.

  89. Wiedenbeck M.P.A., Corfu F., Griffin W.L., Meier M., Oberli F., von Quadt A., Roddick J.C., Spiegel W. Three natural zircon standards for U–Th–Pb, Lu–Hf, trace element and REE analyses // Geostandards Geoanalytical Res. 1995. V. 19. P. 1–23.

  90. Williams I.S. U–Th–Pb geochronology by ion microprobe // Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Eds. McKibben M.A., Shanks III, W.C., Ridley W.I. Rev. Econom. Geol. 1998. V. 7. P. 1–35.

Дополнительные материалы

скачать ESM.docx
Таблица ESM1. Результаты U-Th-Pb LA-ICP-MS геохронологических исследований детритовых цирконов из двуслюдяных и мусковитовых кварцито-гнейсов чинчилигской свиты Сангиленского блока Тувино-Монгольского массива.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Стратиграфия. Геологическая корреляция

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал