УДК 552.321+550.4+551.24
ВОЗРАСТ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ КОЛЛИЗИОННЫХ ГРАНИТОИДОВ ДЖИДИНСКОЙ ЗОНЫ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА, ЮГО-ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ
© 2012 г. И. В. Гордиенко*, В. П. Ковач**, А. Л. Елбаев*, А. Б. Котов**, Е. Б. Сальникова**, Л. З. Резницкий***, С. З. Яковлева**, И. В. Анисимова**
*Геологический институт СО РАН ул. Сахьяновой, 6а, Улан-Удэ, 670047, Россия; e-mail: gord@pres.bscnet.ru **Институт геологии и геохронологии докембрии РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, 199034, Россия; e-mail: v.kovach@mail.ru
***Институт земной коры СО РАН ул. Лермонтова, 128, Иркутск, 664033, Россия; e-mail:garry@crust.irk.ru Поступила в редакцию 10.02.2011 г.
Получена после доработки 16.06.2011 г.
Рассмотрены особенности геологического строения, состава и возраст Дархинтуйского, Барунголь-ского и Хулдатского гранитоидных массивов Джидинской зоны каледонид Центрально-Азиатского складчатого пояса. Становление этих массивов произошло в позднем кембрии—раннем ордовике в интервале 490 ± 2—477 ± 6 млн. лет — после тектонического совмещения океанических и острово-дужных образований Джидинской и вулканогенно-карбонатно-терригенных отложений Хамардаб-анской зон, т.е. на коллизионной стадии развития региона. Геологические, геохронологические, геохимические и Nd-изотопные данные позволяют рассматривать образование исходных для коллизионных гранитоидов Джидинской зоны расплавов в рамках модели плавления утолщенной в результате аккреции континентальной коры. Источниками родоначальных для них расплавов, скорее всего, послужили венд—раннекембрийские ювенильные изверженные породы офиолитового и ост-роводужного комплексов, а также коровый материал нижнепалеозойских флишоидных отложений задугового бассейна Джидинской и метатерригенных пород Хамардабанской зон.
ВВЕДЕНИЕ
В современной структуре складчатого обрамления юга Сибирской платформы Джидинская зона каледонид Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) охватывает территорию Юго-Западного Забайкалья и смежных районов Северной Монголии (рис. 1). Джидинская зона представляет собой область развития венд-раннепа-леозойских океанических, островодужных и окраинно-морских структурно-вещественных комплексов (Альмухамедов и др., 1996; Гордиенко и др., 2007). Более половины площади Джидинской зоны в Юго-Западном Забайкалье занимают выходы ранне-, средне- и позднепалеозойских гранитоидов (рис. 2), которые формировались в островодужную, коллизионную и внутриплитную стадии ее развития (Петрова, 1972; Дистанова, 1975; Гордиенко, 1987).
К островодужным магматическим образованиям Джидинской зоны относятся породы габб-ро-диорит-плагиогранитных комплексов, слагающие несколько массивов (Модонкульский, Ша-раазаргинский, Купчинский), приуроченных к выходам венд-раннекембрийских островодужных вулканических ассоциаций (рис. 2). Геологи-
ческие и геохимические данные позволяют отнести гранитоиды этих комплексов к надсубдукционным гранитоидам 1-типа, формировавшимся в острово-дужной обстановке (Гордиенко и др., 2006). Габбро и тоналиты Модонкульского массива имеют возраст соответственно 506 ± 1 и 504 ± 2 млн. лет и характеризуются низкими величинами (878г/868г); = = 0.7031-0.7034, высокими положительными величинами 6Ш(Т) от +6.4 до +7.6 и значениями Мё-модельного возраста ТШ^М) = 0.800.74 млрд. лет, что свидетельствует о формировании исходных для них расплавов за счет преимущественно ювенильных источников при ограниченном вкладе древнего корового материала (Гор-диенко и др., 2006).
Массивы коллизионных гранитоидов Джи-динской зоны в основном приурочены к полю развития нижнепалеозойской джидинской кар-бонатно-терригенной флишевой толщи. А.Н. Дистанова (1975) отнесла эти гранитоиды ко второй возрастной группе джидинского тоналит-диори-тового комплекса. В ходе последующих исследований они были выделены в отдельный позд-неджидинский интрузивный комплекс коллизионного типа (Гордиенко, 1987). Необходимо отметить, что коллизионные гранитоиды в соб-
84°56
120° в.д.
Я
и н ч о й о м
к л
сл
на шли
з
3
и
Я
*
О
й тз
£
Рис. 1. Схема геологического строения восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. Составлена В.П. Ковачем и А.Б. Котовым на основе (Райепоу е1 а1., 2004).
1 — Сибирский кратон; 2 — Сино-Корейский кратон; 3 — мезозойские и кайнозойские аллювиальные отложения и базальты; 4 — вулкано-плутонические пояса 1—К; 5 — вулкано-плутонические пояса Р—Т; 6 — палеозойские наложенные троги и осадочные бассейны; 7—11 — складчатые пояса: 7 — индосинийские; 8 — герцинские; 9 — позднекаледонские; 10 — раннекаледонские; 11 — позднерифейские; 12 — микроконтиненты; 13 — палеозойские метаморфические комплексы; 14 — палеозойские и мезозойские гранитоиды; 15 — границы: а — тектонические, б — геологические. Прямоугольником показан район исследований (рис. 2).
Зоны: ВТ — Восточно-Таннуольская; Дж — Джидинская; ОЗ — Озерная; ТММ — Тувино-Монгольский микроконтинент; Ту — Тункинская; ХД — Хамардабан-ская.
103°
104°
50°40'
50°20'
Рис. 2. Схема размещения массивов гранитоидов в Джидинской зоне (Юго-Западное Забайкалье). 1 - юрские осадочно-вулканогенные отложения; 2-4 - Джидинская зона (У-в^: 2 - офиолитовый и островодужный вулканогенный комплексы нерасчлененные; 3 - джидинский островодужный диорит-плагиогранитный комплекс; 4 - флишоидный комплекс задугового бассейна (джидинская свита); 5 - вулканогенно-карбонатно-терригенные отложения Хамардабанской зоны (Rз—PZl); 6 - позднеджидинский гранитоидный комплекс (63 -О1); 7 - дабанский сиенит-граносиенитовый комплекс (ysPZ2—з); 8 - разломно-сдвиговые и надвиговые зоны; 9 - другие разломы. Массивы гранитоидов (цифры в кружках): 1 - Дархинтуйский; 2 - Барунгольский; 3 - Хулдатский; 4 - Модонкуль-ский; 5 - Шараазаргинский; 6 - Купчинский; 7 - Верхнедархинтуйский; 8 - Барунсальский; 9 - Лантойский.
ственно Джидинской зоне имеют довольно ограниченное развитие. Более широко они распространены в 50-70 км к северу, в пределах центральной части Хамардабанской зоны, а также в смежных районах Алтае-Саянской области.
К настоящему времени получено много геохронологических данных, которые свидетельствуют о широком проявлении кембрий-ордовикского коллизионного гранитоидного магматизма в пределах восточного сегмента ЦАСП (например, Котов и др., 1997; Владимиров и др., 1999; Козаков и др., 1999, 2002; Руднев и др., 2004; Резницкий и др., 2005; Бараш и др., 2006; Ярмолюк и др., 2011; 8а1т-коуа й а1., 2001). При этом считается, что массовый гранитоидный магматизм этого этапа связан с процессами аккреции венд-раннекембрийских океанических и островодужных комплексов с до-кембрийскими микроконтинентами ЦАСП (Коваленко и др., 2003; Ярмолюк и др., 2011). К сожалению, данные о возрасте и составе коллизионных гранитоидов Джидинской зоны имеют фрагментарный характер, что затрудняет разработку геодинамических моделей формирования континентальной коры этого региона, который имеет важное значение для реконструкции истории
геологического развития каледонид ЦАСП. Представленные в статье результаты геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических исследований позволяют в известной мере восполнить этот пробел.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И СТРОЕНИЕ ГРАНИТОИДНЫХ МАССИВОВ
В качестве объектов для исследования были выбраны Дархинтуйский, Барунгольский и Хул-датский массивы коллизионных гранитоидов Джидинской зоны (см. рис. 2).
Дархинтуйский массив (рис. 3) расположен в бассейне среднего течения руч. Дархинтуй, правого притока р. Хамней (левый приток р. Джиды) и его площадь состовляет около 50 км2. На современном эрозионном срезе этот массив имеет сложную "амебообразную" форму. Он сложен главным образом равномернозернистыми амфибол-биотитовыми тоналитами; в подчиненном количестве (2-3%) встречаются кварцевые диориты, приуроченные к эндоконтактовой зоне. Минеральный состав тоналитов: Р1 - 50-55%, ОН - 25-30%, Ы - 5-10%, Лшрк - 5-10%, ф -
103°20'
50°35' -
X\V5
10
Рис. 3. Схематическая геологическая карта Дархинтуйского массива.
1 — четвертичные отложения; 2, 3 — неоген: 2 — долинные трахибазальты, 3 — вершинные трахибазальты. 4 — позд-неджидинский диорит-тоналитовый комплекс (7863—01); 5 — джидинская свита (PZld): серые, темно-серые карбонатные песчаники, алевролиты, прослои известняка; 6—8 — структурно-вещественный комплекс Джидотского гайота Джидинской зоны (У-в^: 6 — метабазальты и кремнистые сланцы; 7 — толща апобазитовых и апогипербазитовых конгломератовидных пород, тела известняков; 8 — базит-гипербазитовый комплекс: апогипербазитовые серпентиниты, листвениты, тальк-карбонатные породы; 9 - разрывные нарушения: а — установленные, б — предполагаемые; 10 — место отбора и номер пробы для геохронологических исследований.
единичные зерна. Акцессорные минералы представлены Zrn, Ap, Ttn, Mgt, иногда ортитом (здесь и далее использованы индексы минералов по (Kretz, 1983)). Иногда в тоналитах наблюдаются меланократовые включения, которые представляют собой небольшие (5—25 см) шаровидные и овальные обособления кварц-диоритового состава. Подобные включения встречаются и в остальных массивах этого типа. Дархинтуйский массив прорывает базит-гипербазитовый и базальтовый комплексы Джидотского палеогайота (V—Gx), а также терригенно-карбонатные флишоидные отложения джидинской толщи (Pzxd) (Гордиенко и др., 2007). Контактовое воздействие массива на вмещающие породы проявлено в мраморизации карбонатных пород и образовании разнообразных роговиков (от плагиоклаз-диопсид-клиноцоизи-товых, плагиоклаз-роговообманково-диопсидо-вых до биотит-роговообманково-плагиоклазовых, биотит-кварц-плагиоклазовых); породы базит-ги-
пербазитового комплекса превращены в апобази-товые роговики.
Барунгольский массив (рис. 4) находится в бассейне нижнего течения руч. Барун-Гол (левый приток р. Джида), севернее г. Закаменск и имеет овальную в плане форму. Площадь массива составляет около 30 км2. Барунгольский массив так же, как и Дархинтуйский, прорывает базит-ги-пербазитовые и базальтовые комплексы океанического палеогайота (У-6^ и терригенно-карбо-натные отложения джидинской т
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.