ПЕТРОЛОГИЯ, 2007, том 15, № 2, с. 133-159
УДК 550.93 : 552.3(517.3)
ВОЗРАСТ И ИСТОЧНИКИ ГРАИИТОИДОВ ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ КАЛЕДОНИД И ГЕРЦИНИД ЮГО-ЗАПАДНОЙ МОНГОЛИИ: ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ
© 2007 г. И. К. Козаков*, В. П. Ковач*, Е. В. Бибикова**, Т. И. Кирнозова**, Н. Ю. Загорная*, Ю. В. Плоткина*, В. Н. Подковыров*
*Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
199034 Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2, Россия; e-mail: ivan@ik4843.spb.edu
**Институт геохимии и аналитической химии РАН
119991 Москва, ул. Косыгина, 19, Россия; e-amil: bibikova@geokhi.ru Поступила в редакцию 26.12.2005 г.
Приводятся новые результаты геологических, геохронологических (U-Pb метод по циркону), Nd-изотопных и геохимических исследований средне- и позднепалеозойских гранитоидов и метаморфических пород южного склона Монгольского и Гобийского Алтая, а также гранитоидов Заалтайско-го Гоби. В тектоническом плане первые локализованы среди образований окраины каледонского палеоконтинента, вторые - среди островодужных и океанических комплексов, связанных с развитием герцинского Южно-Монгольского палеоокеана. По геологическому положению исследованные интрузивные комплексы разделены на две основные группы: (I) сопряженные с процессами регионального метаморфизма и (II) оторванные от него во времени. Геохимические данные позволяют предполагать значимое присутствие пород вулканических дуг или продуктов их размыва в источниках большинства исследованных гранитоидов и метаморфических пород. Nd-изотопные данные свидетельствуют, что практически все изученные аллохтонные гранитоиды независимо от состава, возрастного и структурного положения имеют положительные величины eNd(T) (относятся к е(+)-типу) и не могли быть сформированы за счет плавления метатерригенных пород, развитых на современном эрозионном срезе. Для этих гранитоидов и в каледонских, и в герцинских структурах устанавливаются практически одинаковые позднерифейские Nd-модельные возрасты (TNd(DM) = = 0.97-0.60 млрд. лет), при некоторой тенденции уменьшения их значений для гранитоидов герци-нид. Исключением являются ультраметагенные субавтохтонные е(-)-граниты первой группы, локализованные по периферии ареалов развития мигматитов. Источником этих гранитоидов могли служить вмещающие метатерригенные породы. На основе результатов проведенных исследований и ранее полученных данных по гранитоидам изотопных провинций Центральной Азии можно полагать, что источниками палеозойских гранитоидов региона являлись породы "ювенильной" каледонской и герцинской островодужной коры, наряду с породами более древней коры кратонных блоков с раннедокембрийским и позднерифейским фундаментом соответственно. В структурах каледонид и герцинид, связанных с развитием соответствующих океанических бассейнов, позднерифейский коровый материал, скорее всего, был представлен в виде кластических осадков или незначительных по масштабу фрагментов позднерифейской коры. Присутствие этого корового материала в источниках гранитоидов можно объяснить вовлечением осадков в субдукционные зоны, участием этих осадков и фрагментов позднерифейских комплексов в аккреционно-коллизионных процессах при закрытии палеоокеанических бассейнов. Одновременно с этим в надсубдукционные зоны происходило поступление ювенильного материала, который в дальнейшем мог вовлекаться в процессы плавления вместе с более древним материалом.
На основе анализа Sm-Nd изотопных систем фанерозойских гранитоидов в структурах складчатого обрамления Сибирской платформы были выделены изотопные провинции микроконтинентов ("дорифейская" провинция), каледонид и герцинид (Коваленко и др., 1996а, 19966; Ярмолюк и др., 1999). В пределах микроконтинентов, за исключением Байдарикского блока Дзабханского
микроконтинента (Козаков и др., 1999) и Гарган-ской глыбы (Ковач и др., 2005в), установлены в основном ранне- и среднерифейские Ш-модель-ные возрасты палеозойских гранитоидов. В изотопных провинциях каледонид и герцинид гранитоиды имеют главным образом позднерифейские Ш-модельные возрасты (ТшфМ) = 1.1.-0.52 и 0.78-0.50 млрд. лет соответственно) при некото-
я
м н ч о а о ч
я
2
Рис. 1. Схема геологического положения гранитоидов в зоне сочленения каледонид Монгольского и Гобийского Алтая и герцинид Южно-Монгольского пояса, по (Козаков, 1986; Козаков и др., 2002).
1 - герциниды Южно-Монгольского пояса; 2 - каледониды краевой части Североазиатского палеоконтинента; 3 - ранние каледониды Озерной зоны; 4 -тектонические пластины низкоградиентных метаморфических пород герцинского Южно-Гобийского пояса; 5 - гранитоиды; 6 - глубинные разломы, разделяющие тектонические структуры; 7 - разломы; 8 - места отбора проб (см. табл. 5 и 6) (1 - 2867, 2 - 5041-1, 3 - 4466, 4467, 4 - 4469, 5 - 721, 6 - 3995, 7 - 4131, 8 - 5188, 9 -5189, 5189-5, 10 - 2758, 11 - 4422-1, 12 - 4427-1, 5907, 13 - 4421-1, 14 - ГА-1, 15 - СХ-3, 16 - 5603). Цифры в кружках - тектонические пластины кристаллических пород: 1 - Булганская, 2 - Бодончинская, 3 - Барлагинская, 4 - Цэлская, 5 - Цогтская. Глубинные разломы: I - Булганский, II - Заалтайский.
Я О
со >
Я О и
м
о о о
рой тенденции уменьшения их значений для гра-нитоидов герцинид. При этом единичные вендские значения установлены для гранитоидов обеих провинций.
Нами получены новые геохронологические и Ш-изотопные данные для палеозойских гранитоидов каледонид и герцинид Юго-Западной Монголии. Здесь вдоль южного склона Монгольского и Гобийского Алтая развиты глубокометамор-физованные породы, формирование которых связано с герцинским тектогенезом (рис. 1). Полоса выходов этих пород прослеживается далее в Китае (Козаков и др., 20026, 2004а) и в Восточном Казахстане ("иртышская зона смятия") и в целом трассирует герцинскую активную окраину Североазиатского каледонского палеоконтинента (Тектоническая карта..., 1978). Глубокометамор-физованные образования слагают тектонические чешуи шириной от сотен метров до 15-20 км и протяженностью от первых километров до 50-60 км, отграниченные с севера системой вязких разрывов от нижне- и среднепалеозойских зеленослан-цевых толщ каледонид Монгольского и Гобийского Алтая, а с юга - глубинными разломами от неметаморфизованных вулканогенно-осадочных островодужных и океанических комплексов герцинид (Карта геологических., 1989; Геологическая карта., 1978). В Юго-Западной Монголии в зоне сочленения структур герцинид Южно-Монгольского пояса и Североазиатского каледонского континента имеются многочисленные массивы разновозрастных гранитоидов. Анализ их Ш-изо-топной систематики позволяет получить информацию о возможных механизмах формирования изотопных провинций. Выполненные ранее геохронологические исследования цирконов гранитоидов и метаморфических пород позволили установить, что в кристаллических комплексах Монгольского и Гобийского Алтая высокоградиентный метаморфизм, достигающий уровня гра-нулитовой фации, проявился около 385 млн. лет назад, а низкоградиентный метаморфизм амфи-болитовой фации и складчатость - около 360-370 млн. лет назад (Бибикова и др., 1992; Козаков и др., 2002а). Эти датировки используются как относительные временные реперы при построении шкалы последовательности становления интрузивных комплексов в регионе.
В настоящей статье приводятся новые результаты геологических, геохронологических (и-РЬ метод по циркону), петрохимических, геохимических и Ш-изотопных исследований разновозрастных гранитоидов и метаморфических пород южного склона Монгольского и Гобийского Алтая, а также интрузивных гранитоидов Заалтайского Гоби. В тектоническом плане первые локализованы среди образований окраины каледонского палео-континента, вторые - среди островодужных, океанических и окраинно-континентальных ком-
плексов, связанных с развитием герцинского Южно-Монгольского палеоокеана. Изучаемые гранитоиды приурочены к каледонской и герцин-ской изотопным провинциям Центральной Азии (Коваленко и др., 1996а). Полученные данные позволяют провести сравнительный анализ источников гранитоидов в зоне сочленения каледонид и герцинид и выявить особенности проявления корообразующих процессов в геологическом развитии палеозоид Центральной Азии.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ОБЪЕКТОВ ИССЛЕДОВАНИЙ
В структурах каледонид Монгольского и Гобийского Алтая и герцинид Заалтайского Гоби были исследованы несколько гранитоидных комплексов (рис. 1, 2), родоначальные расплавы которых предположительно зарождались на разных уровнях глубинности. Рассматриваемые гранито-иды различаются по характеру их соотношения с метаморфическими и деформационными процессами (табл. 1). По геологическому положению они разделены на две основные группы. В первую группу включены локализованные в кристаллических комплексах аллохтонные гранитоиды, становление которых было сопряжено с процессами регионального метаморфизма. Во вторую группу входят разновозрастные интрузивные гранитоиды, не связанные с зонами мигматизации. Эти гранитоиды локализованы как среди высоко-и низкометаморфизованных пород каледонид Монгольского и Гобийского Алтая, так и среди неметаморфизованных пород герцинид Заалтайского Гоби. Их становление значительно оторвано во времени от процессов высокотемпературного метаморфизма. Можно полагать, что их источники относятся к более глубинным уровням земной коры, чем источники гранитоидов первой группы.
Гранитоиды у1. Гранитоиды этой группы локализованы в полиметаморфических комплексах среди пород амфиболитовой и гранулитовой фации. Их внедрение было сопряжено с высокоградиентным метаморфизмом, проявившимся около 385 млн. лет назад. Гранитоиды этой группы ог-нейсованы при наложенном низкоградиентном метаморфизме и превращены в биотитовые и двуслюдяные гнейсограниты. По отношению к деформациям, синхронным с высокоградиентным метаморфизмом, более ранние гранитоиды
1
можно рассматривать как синкинематические у 1,
2
а поздние - как посткинематические у 1.
Гашуннурский комплекс даек базитов.
Внедрение даек этого комплекса, образующих как отдельные тела, так и рои, происходило в интервале между высокоградиентным и низкогра-
Я
м
т
ч о
а о
ч
я
2
2 о о о
46 16'
11
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.