ГЕОТЕКТОНИКА, 2009, № 1, с. 39-58
УДК: 551.243.4(571.55)
ТЕКТОНИКА АГИНСКОЙ ЗОНЫ (МОНГОЛО-ОХОТСКИЙ ПОЯС)
© 2009 г. С. В. Руженцев, Г. Е. Некрасов
Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7 Поступила в редакцию 12.05.2008 г.
Рассмотрены структура и тектоническое развитие Агинской зоны. Показано, что она представляет собой систему тектонических покровов, шарьированных на Аргунский микроконтинент. Зона образована вещественными комплексами двух структурных этажей. Варисский этаж (8?-С1) представлен рядом структур, соответствующих континентальному склону, собственно палеоокеаниче-скому бассейну, активной континентальной окраине, включающей отложения аккреционной призмы, собственно островной дуги и задугового бассейна. Обоснован девонский возраст офиолитов зоны ("Пришилкинский пояс"). Формирование указанного ряда тектонических структур связано со среднепалеозойским импульсом раскрытия Монголо-Охотского палеобассейна. Киммерийский этаж (С2-11) характеризуется иным стилем строения. На варисском складчатом основании возникла система обособленных прогибов, заполнявшихся флишоидными толщами. Нестабильная обстановка, связанная с сужением и закрытием палеобассейна, обусловила пространственную миграцию областей седиментации, наличие внутриформационных перерывов и несогласий. Рассматриваемый этап завершился в лейасе общим воздыманием ее территории и формированием по ее периферии юрско-меловой континентальной молассы. В средней юре окончательно оформилась Агинская ал-лохтонная масса. Время завершения этого процесса фиксируется внедрением средне- и позднеюр-ских гранитоидов, блокирующих поверхности шарьирования. Показано, что формирование гранитно-метаморфического слоя в палеозое-раннем мезозое происходило по периферии Агинской зоны на ее стыке с обрамляющими континентальными массивами и было связано с процессами корового анатексиса. Массовые появления в Агинской зоне гранитоидов произошло в средней и поздней юре, что обусловлено коллизией Северо-Азиатский континент-Аргунский микроконтинент.
Базовым положением ряда моделей тектонического развития Центрально-Азиатского складчатого пояса является наращивание Сибирского континента байкальскими, каледонскими и гер-цинскими сооружениями, сложенными фрагментами палеоокеанических плит, активных и пассивных континентальных окраин [4, 5, 8, 14, 15, 19, 22, 30 и др.]. Эта достаточно стройная схема нарушается в связи с появлением в пределах кале-донид Центрально-Азиатского пояса прогиба, выполненного верхнепалеозойскими и мезозойскими отложениями. Преимущественным распространением здесь пользуются терригенные, часто флишо-идные серии; также широко представлены разнообразные вулканиты. Указанные комплексы слагают систему покровно-складчатых зон, объединяемых в Монголо-Охотский пояс. Считается, что последний сформировался на месте обширного бассейна, смыкавшегося на востоке с Мезопацификой. На западе он выклинивается на территории современной Центральной Монголии.
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ПОЯСА И ПРИЛЕГАЩИХ РЕГИОНОВ
Монголо-Охотский пояс (рис. 1) расположен между Северо-Азиатским каледонским конти-
нентом и системой докембрийских массивов: Центрально-Монгольским на его юго-западном фланге, Аргунским (Аргунско-Мамынским) и Бу-реинским (Буреинско-Цзямусинским) на восточном. Последние рассматриваются как древние микроконтиненты, сформировавшиеся в результате распада Родинии.
Селенгино-Становой пояс, образующий северное обрамление Монголо-Охотского пояса, -композитивный террейн, сложенный в основании докембрийскими метаморфическими сериями (могочинская, тунгирская и др.) с возрастом 36001450 млн. лет [28]. Они образуют систему блоков и прорваны докембрийскими гранитоидами. В отдельных блоках сохранились более или менее ме-таморфизованные отложения рифея, представленные основными и кислыми вулканитами, ме-татерригенными породами, выше которых со структурным несогласием залегают вулканиты (базальты, андезиты, риолиты), кварциты, мраморы (V- С) [3].
С каледонским (Р21-2) этапом развития пояса связано формирование тоналит-гранодиорит-гранитных тел (крестовский, олекминский и др. комплексы), возраст которых варьирует в интервале 490-360 млн. лет (01-Б3) [28]. В позднем палеозое-мезозое здесь возник Селенгино-Витим-ский (Селенгино-Становой) вулкано-плутониче-
109°
119° в.д.
С
/ -—V
—
Рис. 1. Схема тектонической зональности Центральной Азии.
Древние кратоны: С - Сибирский, СК - Северо-Китай-ский, ЗАБ - байкальские и калеодонские сооружения Забайкалья (включая Селенгино-Становой пояс); микроконтиненты Центральной Азии: АРГ - Аргунский, ЦМ - Центрально-Монгольский, ЦЮМ - каледонские, герцинские и индосинийские сооружения Центальной, Южной и Внутренней Монголии; Монголо-Охотский пояс: АО - Амуро-Охотский сегмент, Д - Хэнтэй-Даурская, АГ - Агинская зоны Монголо-Забайкальского сегмента; П - Пришилкинский офи-олитовый пояс.
ский пояс [4, 8, 28], в пределах которого шло образование пестрой серии известково-щелочных и щелочных пород. В развитии пояса выделяются четыре этапа активизации: пермский, раннетриа-совый, средне-позднеюрский и позднеюрский. Для первых двух характерны трахириолитовый вулканизм и интрузии щелочных и субщелочных гранитов, для юрских - андезитовая и гранодиорит-гра-нитная формации. Указанный пояс, по-видимому, представлял собой часть активной континентальной окраины, становление которой связывается [29] с субдукцией литосферы Монголо-Охотского палеобассейна под Северо-Азиатский континент.
Аргунский массив (микроконтинент), входящий вместе с Центрально-Монгольским в состав южного обрамления Монголо-Охотского пояса, сложен докембрийскими метаморфическими породами и гранитоидами с возрастом [6] в интервале 2400-1900 млн. лет. Разрез чехольного комплекса имеет ярусное строение, подчеркнутое пе-
рерывами в осадконакоплении. Седиментационные паузы отвечают периодам тектоно-магматической активизации, сопровождавшейся внедрением разнообразных плутонических пород.
Нижний комплекс чехла (РЯ3- С!), представленный доломитами, известняками, терригенны-ми породами и подчиненными им горизонтами основных и кислых вулканитов [3, 6, 28], характеризуется слабой фациальной изменчивостью. В позднем кембрии-ордовике шло формирование гранитоидов газимуровского комплекса. Средне-палеозойские (Б2-С1) отложения образуют второй чехольный комплекс. Он представлен мощной карбонатно-терригенной толщей, залегающей несогласно на более древних породах и маркирующей пассивную континентальную окраину.
С каменноугольно-пермским этапом тектоно-магматической активизации связано внедрение крупных гранитоидных тел. По крайней мере для некоторых из них предполагается [27] формирование в обстановке активной окраины андийского типа, возникшей, вероятно, в связи с субдукцией океанической литосферы герцинского бассейна Центральной и Южной Монголии.
Особое место в структуре Аргунского массива занимают морские отложения борзинской серии (Р2-Т1?), представленной мощной (до 7 км) толщей полимиктовых песчано-сланцевых турбиди-тов, выполнявших узкий прогиб на стыке Аргунского микроконтинента и Агинской зоны.
Позднетриасовый-раннемеловой структурный этаж сложен осадочными и вулканогенными отложениями Борзинско-Газимуровской, Верхне-Амурской и Северо-Хинганской впадин [28]. Нижняя часть разреза здесь образована морскими терригенными (в том числе флишоидными) отложениями (Т3-12). В келловее морские отложения сменяются континентальными. Здесь широко распространены вулканиты кислого, среднего и основного состава, включающие многочисленные субвулканические тела, а также тела субщелочных гранитов, рассматриваемых как внутриплитные образования [27]. Венчается мезозойский разрез вулканогенно-терригенными отложениями тургинской серии (К1). Нижняя ее часть сложена преимущественно кислыми вулканитами, верхняя - является угленосной молассой.
Заканчивая краткую характеристику Аргунского массива, отметим - он представляет собой блок с докембрийским гранитно-метаморфическим фундаментом и циклично построенным чехлом, отдельные этапы развития которого прерывались периодами тектоно-магматической активизации, проявившейся в предсилурийское, предсреднекаменноугольное, предсреднетриасовое время и особенно в поздней юре-мелу. Такое строение зоны отражает сложную ее геодинамику, свя-
занную по крайней мере с силура с импульсивным развитием Монголо-Охотского пояса. Действительно, в среднем палеозое здесь оформляется пассивная окраина (карбонатно-терригенная шельфо-во-склоновая серия силура-раннего карбона). В позднем палеозое-раннем триасе режим пассивной сменяется режимом активной окраины (континентальная окраина андийского типа), отражением чего является становление вулканогенно-терриген-ной орогенной серии и гранитоидных массивов.
Монголо-Охотский пояс состоит из двух сегментов: западного (Монголо-Забайкальского) и восточного (Амуро-Охотского). Они разделены "Аникинским порогом" - районом, где пояс почти полностью пережат вследствие коллизии СевероАзиатский континент-Аргунский микроконтинент.
Амуро-Охотский сегмент пояса сложен различными в формационном отношении вещественными комплексами с возрастным диапазоном поздний докембрий-мезозой. Они слагают систему зон (блоков). Вдоль северной периферии пояса это Удско-Шантарская, Ланская и Туксин-ская, южной - Селемджино-Кербинская и Янка-но-Тукурингрская зоны [27, 28]. Все они образованы вулканогенно-кремнисто-карбонатными, терригенными отложениями (С -Р) и фрагментами офиолитов с базальтоидами типа К-, Б-МОЯБ и 01Б, возраст которых определяется как кембрийский [27], силурийско-девонский [23], либо в интервале поздний палеозой-мезозой [28]. Широкое развитие среди перечисленных структурно-формационных комплексов сланцево-турбидито-вых серий, олистостром и базальтоидов разной геохимической специализации указывает [22, 27] на формирование их в пределах аккреционной системы, располагавшейся вдоль северной (современные координаты) периферии пояса.
На территории приамурской части пояса широко распространены гранитоиды (0-1). Габбро-диори
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.