УДК 550.93:552.4(517.3)+551.24
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЮЖНО-АЛТАЙСКОГО И ЮЖНО-ГОБИЙСКОГО МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОЯСОВ
© 2011 г. И. К. Козаков1, А. Н. Диденко2, 3, П. Я. Азимов1, Т. И. Кирнозова4, Е. Б. Сальникова1,
И. В. Анисимова1, Ч. Эрдэнэжаргал5
1 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, 199034 Санкт-Петербург, наб. Макарова, д. 2 2 Институт тектоники и геофизики им. Ю.А. Косыгина ДВО РАН, 680063, Хабаровск, ул. Ким. Ю Чена, д. 65
3 Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7 4 Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, 117975, Москва, ул. Косыгина, д. 19 5 Институт геологии и минеральных ресурсов академии наук Монголии, 210524, Улан-Батор-24, а/я 423, Монголия
Поступила в редакцию 26.02.2010 г.
Герцинские подвижные пояса в Центральной Азии включают собственно герцинский и позднегер-цинский (индосинийский) пояса, разделенные Южно-Гобийским микроконтинентом, становление которых связано с развитием Южно- и Внутренне-Монгольских бассейнов с океанической корой соответственно. Кристаллические комплексы в пределах этих поясов слагают тектонические пластины разного масштаба, в которых уровень метаморфизма на ранних этапах достигал условий высокотемпературных субфаций амфиболитовой и, местами, гранулитовой фаций. В тектоническом плане полоса их выходов приурочена к окраине Северо-Азиатского каледонского континента и протягивается с юго-востока на северо-запад вдоль южного склона Гобийского, Монгольского и Китайского Алтая в Восточный Казахстан, где они представлены в Иртышской сдвиговой зоне. Эти образования объединяются в составе герцинского Южно-Алтайского метаморфического пояса протяженностью более 1500 км. Другая полоса изолированных выходов кристаллических пород, которые можно условно объединить в индосинийский Южно-Гобийский метаморфический пояс, устанавливается вдоль зоны сочленения герцинид и Южно-Гобийского микроконтинента. Глубоко-метаморфизованные образования, развитые в пределах этих поясов, не являются фрагментами эн-сиалического каледонского (или более древнего) основания. Их становление происходило в интервалах 390—360 и 230—220 млн. лет в ходе закрытия бассейнов с океанической корой тетического ряда (Палеотетис I и II) — Южно-Монгольского и Внутренне-Монгольского. Пространственное положение Южно-Монгольского и Южно-Гобийского метаморфических поясов обусловлено асимметричностью строения бассейнов тетического ряда, в которых активные континентальные окраины наиболее отчетливо выражены вдоль северных их частей, пассивные — вдоль южных (в современных координатах).
ВВЕДЕНИЕ
Складчатые сооружения Центральной Азии характеризуются двумя основными типами тектонических структур — мозаичными и линейными [9, 28]. К первому типу относятся, главным образом, байкальские и каледонские структуры, ко второму — герцинские подвижные пояса западной части Алтае-Саянской области и Южной Монголии. В восточной части Южно-Монгольского пояса выделяются собственно герцинские и позднегерцинские (индосинийские) структуры, разделенные блоками Южно-Гобийского микроконтинента, сложенными гренвиллскими и каледонскими комплексами пород [46, 47]. В строении герцинид выделяют Эдренгийнскую и Заалтайскую зоны [33]. Кроме того, вдоль границы с каледонида-ми выделяется Гоби-Алтайская зона, которая рассматривается как краевая часть каледонского
континента, подвергнутая тектонической переработке в раннем и среднем палеозое [47].
В пределах зоны сочленения каледонид и гер-цинид нами выделен раннегерцинский ЮжноАлтайский метаморфический пояс, а вдоль зоны сочленения герцинид и индосинид фрагменты кристаллических пород рассматриваются нами в составе индосинийского Южно-Гобийского пояса (рис. 1).
В статье обсуждаются результаты структурно-геологических, геохронологических и термобарометрических исследований, позволяющие установить тектоническое положение и Р-Т-условия формирования кристаллических комплексов, связанных с развитием глубинных зон земной коры региона. Установленные особенности становления и развития этих поясов дают возможность
Рис. 1. Схема положения Южно-Алтайского и Южно-Гобийского метаморфических поясов в структурах восточного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса. Составлена с использованием [21, 22, 28, 39] 1 — древние платформы; 2 — структуры раннекаледонского супертеррейна Центральной Азии; 3 — структуры поздних каледонид; 4, 5 — линейные аккреционно-коллизионные пояса: 4 — позднепалеозойские (герцинские), 5 — раннеме-зозойские (индосинийские); 6 — поля нерасчлененных поздневалеозойских и мезо-кайнозойских вулканитов; 7—9 — фрагменты континентальных массивов: 7 — с дорифейским основанием, 8 — с рифейским основанием, 9 — с гетерогенным рифей-раннепалеозойским основанием; 10, 11 — зоны выходов тектонических пластин кристаллических пород: 10 — Южно-Алтайского метаморфического пояса (390—360 млн. лет), 11 — Южно-Гобийского метаморфического пояса (230—220 млн. лет); 12 — главные тектонические границы. Цифры в кружках — номера рисунков
определить геодинамические обстановки проявления процессов регионального метаморфизма в линейных аккреционно-коллизионных структурах восточного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса.
Геологическое строение и возраст кристаллических комплексов Южно-Алтайского метаморфического пояса
В Гоби-Алтайской зоне вдоль южного склона Гобийского, Монгольского и Китайского Алтая
(верховья рек Урунгу и Иртыш), а также в Восточном Казахстане в Иртышской сдвиговой зоне ("Иртышской зоне смятия") в тектонических пластинах разного масштаба представлены глубо-кометаморфизованные породы, которые объединены нами в Южно-Алтайский метаморфический пояс. Кристаллические породы слагают тектонические пластины шириной от сотен метров до 15—20 км и протяженностью от первых до 50—60 км. С севера породы амфиболитовой фации ограничены системой вязких разрывов, параллельных северо-западным структурам толщ палеозоя, в которых установлено однократное проявление метаморфизма низких ступеней зеле-носланцевой фации; а с юга срезаны северо-западными и субширотными зонами милонитов, связанных с глубинными разломами (Иртышским, Булганским, Заалтайским), которыми разделены островодужные и океанические комплексы герцинид и каледонид окраины Северо-Азиат-ского палеоконтинента [15, 72, 73, 76] (см. рис. 1). На всем протяжении Южно-Алтайского пояса преобладают супракрустальные породы: биоти-товые сланцы с гранатом, ставролитом и кианитом, биотитовые, гранат-биотитовые и биотит-роговообманковые гнейсы, амфиболовые кристаллические сланцы, амфиболиты, в подчиненном количестве — кварциты и мраморы, сформировавшиеся при метаморфизме осадочных и вулканогенных пород. Среди метаморфических пород также развиты многочисленные тела и массивы гранитоидов и дайки базитов, рассланцо-ванные в условиях амфиболитовой фации. Как правило, в тектонических пластинах Южно-Алтайского пояса фиксируется проявление зонального регионального метаморфизма кианит-сил-лиманитовой фациальной серии, достигающего уровня высокотемпературной амфиболитовой фации. Однако во многих пластинах устанавливаются структурные и вещественные признаки полиметаморфизма. К последним относятся сохранившиеся реликтовые парагенезисы более раннего метаморфизма андалузит-силлиманитовой фациальной серии, сопровождавшегося интенсивной мигматизацией и достигавшего уровня гранулитовой фации [19, 54]. Реликты раннего низкобарического метаморфизма, как правило, установлены не во всех тектонических пластинах, в то время как поздний метаморфизм (повышенных давлений) и сопряженные с ним деформации определяют внутреннюю картируемую структуру большинства тектонических пластин пояса.
В тектонических пластинах Монгольского и Гобийского Алтая (рис. 2) характерными образованиями являются дайки базитов (гашуннурский комплекс), превращенные в амфиболиты и грана-
товые амфиболиты. Последние образуют как отдельные тела, так и рои. Их внедрение происходило в интервале между метаморфизмом андалузит-сил-лиманитовой и кианит-силлиманитовой фациаль-ными сериями [18]. Для метаморфизма кианит-силлиманитовой фациальной серии по цирконам из синметаморфических гранитоидов были получены оценки возраста 365 ± 4 и 371 ± 2 млн. лет, а для андалузит-силлиманитовой — 385 ± 2 млн. лет; практически аналогичные оценки возраста (358 ± 6 и 384 ± 2 млн. лет) были получены при датировании метаморфогенных цирконов [2, 19]. Наиболее ранние метаморфические процессы андалу-зит-силлиманитовой фациальной серии происходили в условиях гранулитовой фации, на что указывало присутствие включений гиперстенсо-держащих пород среди гнейсов амфиболитовой фации пониженного давления. Вместе с тем, возраст толщ, сложенных полиметаморфическими породами, до настоящего времени не был установлен. Для них предполагался весьма широкий возрастной интервал от раннего докембрия до силура и девона. Для оценки возрастного интервала накопления толщ были проведены исследования детритовых цирконов метатерригенных пород Бодончинской тектонической пластины [24]. Хорошая сохранность кристаллов циркона при очень слабом проявлении следов механического воздействия позволяет предполагать, что исследованные гнейсы были сформированы за счет разрушения магматических пород без существенного перемещения материала. Полученная датировка 458 ± 4.5 млн. лет определяет нижнюю границу интервала накопления метатерригенных толщ Бодончинской тектонической пластины. Источником цирконов этого возраста, в частности, могут являться гранитоиды, широко развитые в пределах каледонского палеоконтинента [45, 73], которые, судя по состоянию и однородному составу цирконов, располагались в непосредственной близости от области аккумуляции метатеригенных пород. Верхняя граница метаморфических толщ определяется возрастом раннего эпизода метаморфизма 385 ± 5 млн. лет, т.е. возрастной интервал их накопления, соответствующий позднему ордовику — раннему девону, не превышал 60—70 млн. лет.
Вдоль южного склона Китайского Алтая в тектонических пластинах представлены кристал
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.