Paleomagnetism of the phanerozoic sequences of the central part of the Central Asian fold belt

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

В центральной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) — Монголия, Тува, Забайкалье и Восточный Китай — в течение более чем двух десятилетий проводились систематические исследования с применением палеомагнитного метода [12, 15, 36, 49, 64, 65, 76].

Zhao et al. [93] в 1990 г. были опубликованы первые палеомагнитные определения для Внутренней Монголии, которые показали, что палеошироты формирования позднепермских, юрских и третичных толщ статистически не отличаются от палеоширот Северо-Китайского блока.

В.А. Кравчинский с соавт. [55, 56] в 2000 г. показали, что блоки Амурского террейна в девоне‒юре также располагались на близких к Северо-Китайскому блоку палеоширотах. Были предложены тектонические реконструкции относительного положения Амурского террейна, Сибирского континента и Северо-Китайского блока для позднего палеозоя и мезозоя, и было предположено юрское закрытие Монголо-Охотского океана [55].

Позднее для толщ Внутренней Монголии были опубликованы новые палеомагнитные данные и основанные на них палемагнитные реконструкции, различающиеся в деталях [41, 51, 58, 63].

Однако палеозойские толщи территории Монголии формировались на разных палеоширотах — близких к Северо-Китайскому блоку и к Сибирскому континенту [12, 38, 63, 64, 91].

Интерпретация палеомагнитных данных по Центрально-Азиатскому складчатому поясу, объяснение их различий имеет ключевое значение для понимания геодинамических процессов, протекавших при закрытии Монголо-Охотского океана.

В настоящей работе мы обобщили и проанализировали результаты палеомагнитных исследований в центральной части Центрально-Азиатского складчатого поляса (ЦАСП), которые были проведены в 1990‒2023 гг., на основе совместного анализа палеомагнитных и геологических данных рассмотрены особенности геологического строения и палеомагнетизма ЦАСП на территории Монголии, Тувы, Забайкалья и Восточного Китая.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Центральная часть Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) объединяет территории Монголии, Тувы (Россия), Забайкальского края России и Северо-Восточного Китая, геологическое строение которых определяют аккреционные комплексы разновозрастных и разнородных террейнов и перекрывающие их толщи. Одной из основных структур центральной части ЦАСП является Монголо-Охотский подвижный пояс, который образовался в результате закрытия Монголо-Охотской ветви Палеоазиатского океана, существовавшей в палеозое‒мезозое [10, 25] (рис. 1).

 

Рис. 1. Тектоническая схема Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Обозначено: ГМЛ — главный монгольский линеамент. Геологические блоки: АБ — Аргунский, ХБ — Хинганский, СКБ — Сонгляо‒Ксилинхотский, Эр — Эрендабанский, Ид — Идермегский, Тц — Тацингольский; сутуры: КК — Ксинлин‒Ксигвиту, ХХ — Хейхе‒Хегеньшань, СКМЧЯ — Солонкер‒Ксар‒Морон‒Чангчун‒Янцзы, ЧК — Чифенг‒Кайван; сегменты Монголо-Охотского подвижного пояса: Хан — Хангайский; Хэн — Хэнтейский; Аг — Агинский.

1 — фундамент древних кратонов; 2 — микроконтиненты с довендским фундаментом; 3‒7 — складчатые области: 3 — венд‒раннепалеозойские (ранние каледониды), 4 — ранне-среднепалеозойские (поздние каледониды), 5 — средне-позднепалеозойские (герциниды), 6 — позднепалеозойские‒раннемезозойские (индосиниды), 7 — PZ–MZ‒CZ — осадочный и вулканогенный платформенный чехол; 8‒10 — гранитные батолиты: 8 — Хангайский, 9 — Хентейский, 10 — Ангаро-Витимский; 11‒12 — вулканический пояс: 11 — Северогобийский, 12 — Селенгинский; 13 — сутуры; 14 — район проведения палеомагнитных исследований; 15 — государственная граница

 

В структуре центральной части Монголо-Охотского подвижного пояса выделяются Хангайский, Хэнтейский и Агинский сегменты, в которых распространены палеозойские и мезозойские турбидитовые, кремнисто-вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи. Закрытие Монголо-Охотского океана в западной части произошло не позднее перми, в восточной части — в юре [10, 25, 35, 71].

В северной части ЦАСП, севернее Монголо-Охотского подвижного пояса, в основном развиты раннекаледонские структуры, которые были сформированы в позднем кембрии‒раннем палеозое в результате тектонического совмещения микроконтинентов и поздневендских‒раннепалеозойских надсубдукционных и океанических комплексов [1, 74] (см. рис. 1).

Южнее Монголо-Охотского подвижного пояса распространены ранне- среднепалеозойские складчатые структуры, объединенные в Центрально-Монгольскую складчатую систему каледонид [3, 4, 74] (см. рис. 1). Они также подразделяются на Эрендабанский, Идермегский, Тацыингольский, Долиноозерский и Гоби-Алтайский террейны сложного строения, включающие блоки с докембрийским основанием [16, 19, 31, 32, 37].

Центрально-Монгольская система каледонид с юга ограничена Главным монгольским линеаментом, который отделяет ее от области развития средне-позднепалеозойских (герцинских) структур (см. рис. 1). В пределах герцинид выделяются: Заалтайская зона, сложенная фрагментами палеозойских аккреционных и надсубдукционных систем; Южно-Гобийская зона, представляющая собой блок с древним континентальным основанием, и Солонкерская зона, отвечающая позднепермской‒раннетриасовой сутуре закрывшегося Палео-Азиатского океана [27].

Докембрийские блоки, участвующие в строении ЦАСП, каледониды и герциниды характеризуются различными Nd модельными возрастами гранитоидов. Для микроконтинентов модельные возрасты — древнее 1-го млрд лет, для каледонид они группируются преимущественно в интервале 800‒900 млн лет, для герцинид — ~ 600 млн лет. Чехольным комплексом для складчатых структур каледонид и герцинид юга России и Монголии служат различно деформированные разновозрастные фанерозойские осадочные и вулканогенно-осадочные толщи [1, 74].

Восточнее Монголии на юго-востоке России и северо-востоке Китая к югу от Монголо-Охотского подвижного пояса выделяются Аргунский, Хинганский и Сонгляо-Ксилингхотский геологические блоки, границы которых проходят по сутурам Ксинлин‒Ксигвиту, Хейхе‒Хегеньшань и Солонкер‒Ксар‒Морон‒Чангчун‒Янцзы и разлому Чифенг‒Кайван [60] (см. рис. 1).

В основании Аргунского блока присутствуют гранитоиды с возрастом 700‒1800 млн лет, неопротерозойские метаосадки и метагранитоиды, а также позднедокембрийские толщи, в которых хондалиты фиксируют Пан-Африканское метаморфическое событие [5]. Чехол на территории Внутренней Монголии в основном сложен додевонскими осадками, на территории России он включает силурийские, девонские, карбоновые осадочные и вулканогенные формации, перекрытые юрско-меловыми вулканогенными и осадочными толщами [56, 60].

Хинганский блок в основном состоит из палеозойских гранитоидов и осадков, перекрытых большим объемом мезозойских вулканических пород и интрудированных мезозойскими гранитами [60, 81]. Современные геохронологические исследования показали [60], что в структуре присутствуют метаморфические сланцы, образованные по основным магматическим породам с возрастом формирования 506 ± 3 млн лет, риолитам с возрастом 356 млн лет, осадкам с возрастом 485, 439‒480 и 391‒416 млн лет и мезозойские гранитоиды с возрастом 164‒167 млн лет.

В связи с большим количеством фанерозойских геохронологических датировок в ряде работ предполагается, что докембрийского основания в Хинганском блоке не имеется или оно присутствует в виде ограниченных блоков [59, 60, 94]. Изучение Nd-модельных возрастов фанерозойских гранитов всего Северо-Восточного Китая показало, что Nd-модельные возрасты пород оснований Хинганского и Сонгляо‒Ксилингтонского блоков очень близки [80]. С учетом этих данных было высказано предположение, что Хинганский блок — это коллаж надсубдукционных террейнов, который развивался вдоль западной окраины блока Сонгляо‒Ксилингхот, или что Хинганский блок был обособлен от блока Сонгляо‒Ксилингхот в результате окраинно-континентального рифтинга [60].

Структура Сонгляо‒Ксилингхоткого блока перекрыта толщами мезозойских осадков мощностью 10 км. Современные геохронологические исследования детритовых цирконов из магматических и осадочных пород показали, что основание блоков включает [60]:

• докембрийские метадиориты (839 млн лет);
• метагаббро (1793 млн лет);
• гнейсы (1516, 1390 млн лет);
• слюдяные кварциты (1180 млн лет);
• метаосадки (1026, 1005 млн лет);
• неопротерозойские толщи метапесчаников с возрастами 757 и 843 млн лет.

Приведенные данные послужили основанием исследователям предположить, что в структуре блока присутствует докембрийское основание [86].

Перекрывающий комплексы основания вулканогенно-осадочный чехол блока сложен палеозойскими и мезозойскими породами [79]. В блоке установлены два этапа внедрения гранитоидов — в раннем палеозое и позднем триасе‒средней юре [81].

Nd-модельные возрасты гранитоидов южной части Сонгляо‒Ксилингхоткого блока отличаются от модельных возрастов пород его северной части и близки к модельным возрастам пород Северо-Китайского блока [79, 80]. Есть мнение, что основание южной части Сонгляо-Ксилингхоткого блока аналогично основанию Северо-Китайского блока [60].

ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ

Методы исследования

В данной работе проводится анализ палеомагнитных данных по центральной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП), полученных для фанерозойских толщ вулканогенно-осадочных чехлов, которые перекрывают и запечатывают покровно-складчатые структуры каледонид и герцинид Монголии, Тувы, Забайкальского края России и структуры складчатых оснований блоков на территории Северо-Восточного Китая (см. рис. 1, табл. 1).

 

Таблица 1. Палеомагнитные данные по фанерозойским толщам Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП)

Номер объекта палеомагнитного исследования	Возраст	Палеомагнитный полюс			Палеоширота (о)	Сравнение с Сибирским континентом		Сравнение с Северо-Китайским блоком		Палеомагнитные тесты/(ссылки)
		Λ(о)*	Φ(о)*	А95(о)*		F ± ΔF (о)	R ± ΔR (о)	F ± ΔF (о)	R ± ΔR (о)
Толщи, расположенные севернее Монголо-Охотского подвижного пояса (точка 51о с.ш., 91о в.д.)
1	О1-2	127	‒41	5.4	4‒12о ю.ш.	4 ± 11	5 ± 12	‒	‒	F+/([53])
2	S	146.8	5.1	5.3	21‒31о с.ш.	‒16 ± 6	‒33 ± 7	‒	‒	F+, R+/ ([15])
3	S2	100	‒17.5	3.6	‒	‒10 ± 6	25 ± 6	‒	‒	‒/([36])
4	S2	113	‒10	7.9	‒	‒15 ± 7	9.1 ± 9.6	‒	‒	‒/([36])
5	S2	142	3.2	15.6	‒	‒16 ± 13	‒26 ± 18	‒	‒	‒/([36])
6	S2	80.4	‒13.7	6.3	‒	‒13 ± 6	44 ± 8	‒	‒	‒/([36])
7	S2‒D1	63.7	‒13.3	5.8	‒	‒9 ± 6	61 ± 8	‒	‒	‒/([36])
8	S2‒D1	113.1	‒12	8	‒	‒14 ± 8	8 ± 10	‒	‒	‒/([36])
9	D1	99.6	–9	10.34	‒	4 ± 10	25 ± 15	‒		‒/([36])
9а (среднее по наклонениям 3‒9)	S2‒D1	‒	‒	‒	22‒27о с.ш.	‒14 ± 4	‒	‒	‒	Fn+, R+/ ([36])
10	D2	106	–13	7	19‒30о с.ш.	‒11 ± 8	19 ± 12	‒	‒	F+, R+/ ([15])
11	D2	35.8	0.6	7.1	‒	‒	96 ± 12	‒	‒	F±/([15])
12	D31	139.8	3.7	9.3	21‒36о с.ш.	3 ± 9	13 ± 13	‒	‒	Fn+/([15])
13	D32	135	48.3	13.9	50‒76о с.ш.	Палеомагнитный полюс не определен	‒	‒	‒	F+/([15])
14	C1	138	55	7	55‒69о с.ш.	2 ± 5	‒80 ± 19	‒	‒	F+/([53])
15	260	127.1	58.4	11	62‒80о с.ш.	‒7 ± 5	‒6 ± 26	‒	‒	F+/([13])
16	Р2	151	53,1	9	43‒71о с.ш.	0 ± 7.5	‒17 ± 24	‒	‒	F+/([55])
17	J3	161	64.4	7	39‒63о с.ш.	‒3.3 ± 7	21 ± 17	‒	‒	Тесты не проводились/([21])
18	155	166.8	63.6	8.5	42‒59о с.ш.	6 ± 5	14 ± 14	‒	‒	C+/([23])
19	155	161	64.4	7	46‒60о с.ш.	4 ± 4.3	14 ± 13	‒	‒	R+/([55])
20	19.9	186.5	69.8	9.3	38‒54о с.ш.	5.6 ± 5.5	20 ± 12.7	‒	‒	R±/([49])
Толщи внутренней части Монголо-Охотского подвижного пояса Монголия (точка 44о с.ш., 104о в.д.)
6 м	315	356	43.5	2.9	16‒21о с.ш.	36 ± 5	‒159 ± 14	2 ± 15	15 ± 19	F+, P/ ([64])
17 м	P1	335.1	44.8	11.6	2‒19о с.ш.	64 ± 14	‒89 ± 60	12 ± 13	20 ± 12	Тесты не проводились/([63])
Толщи, расположенные южнее Монголо-Охотского подвижного пояса Монголия (точка 44о с.ш., 104о в.д.)
1 м	330	272	80.5	5.5	30‒41о с.ш.	16 ± 6	‒109 ± 15	‒40 ± 8	85±8	Fn+/([38])
2 м	316	154.5	32.2	7.8	43‒57о с.ш.	3 ± 6	‒23 ± 17	‒31±16	152±21	F+/([12])
4 м	285	95	71	8.7	54‒70о с.ш.	5 ± 5	‒108 ± 24	‒36 ± 5	40±16	F+/([12])
5 м	283	76.8	‒14.9	5.7	21‒31о с.ш.	37 ± 5	108 ± 19	‒5 ± 5	–105±7	F+, P/ ([91])
7 м	331	320	46	2	4‒7о с.ш.	59 ± 5	‒136 ± 14	3 ± 7	58±7	F+, R+, P/ ([64])
8 м	130	194.7	74.6	2.9	40‒44о с.ш.	‒1 ± 4	‒0.6 ± 8	‒0.3 ± 3	10±6	F+, R+/ ([65])
9 м	155	232.5	74.7	3.7	31‒37о с.ш.	18 ± 4	‒6 ± 9	‒7 ± 10	–6±14	F+, R+/ ([65])
10 м	Прим 95	195	84.7	6.6	37‒50о с.ш.	2 ± 5	‒4 ± 12	‒5 ± 8	–15±14	Тесты не проводились/([50])
11 м	118-98	159	80.5	5.7	43‒54о с.ш.	‒2 ± 3	‒4 ± 8	‒5 ± 4	1±9	Тесты не проводились/([50])
12 м	124-92	158.4	80.8	2.5	47‒51о с.ш.	‒2 ± 4	‒0.5 ± 9	‒5 ± 3	0.4±6	F+/([76])
13 м	39.4	202.6	72	7.3	33‒46о с.ш.	8 ± 5	12 ± 10	3 ± 5	20±9	Тесты не проводились/([49])
14 м	29.8	275.6	81.9	4.1	32‒40о с.ш.	11 ± 3	‒10 ± 6	6 ± 3	–2±6	R+/([49])
15 м	12.7	178.0	71.6	16.3	33‒62о с.ш.	1 ± 9	19 ± 20	‒2 ± 9	22±20	Тесты не проводились/([49])
16 м	С3	320.1	37.5	10.4	10o ю.ш.‒ 5о с.ш.	74 ± 13	‒140 ± 18	34 ± 22	40±20	R±/([63])
18 м	K	252.8	86.9	21.4	26‒63о с.ш.	‒20 ± 27	0 ± 13	‒9 ± 26	1±13	Тесты не проводились/([63])
Внутренняя Монголия и Восточное Забайкалье Аргунский блок (точка 51о с.ш., 123о в.д.)
1a	Р2	183.9	8.3	12	16‒35о с.ш.	40 ± 10	40 ± 20	‒8 ± 10	145±14	R±/([55])
2а	J2‒3	261.8	68.6	4.1	30‒37о с.ш.	25 ± 4	1 ± 11	6 ± 8	–11±15	R±/([55])
3а	J3	275.9	73.3	6.3	31‒41о с.ш.	14 ± 5	‒17 ± 11	3 ± 9	–19±16	F±/([41])
4а	125‒133	61.8	86.8	7.3	46‒60о с.ш.	1 ± 4	‒23 ± 11	‒1 ± 4	–17±12	Тесты не проводились/([41])
5а	120	322.4	70.8	5.2	28‒38о с.ш.	18 ± 4	27 ± 7	16 ± 4	–21±8	F+/([41])
6а	D1 417‒395	6.3	21.6	7.5	‒4‒7о с.ш.	54 ± 10	116 ± 12	34 ± 12	–37±13	R+/([56])
7а	D1‒D2 395‒381	345.3	26.3	9	‒11— ‒3о с.ш.	65 ± 11	135 ± 14	45 ± 13	–18±14	R+/([56])
8а	D2‒D3 381‒372	12.9	24.6	12.1	‒1‒16о с.ш.	51 ± 14	155 ± 17	23 ± 16	–40±17	Тесты не проводились/([56])
9а	D3 372‒363	352.4	40.5	12.3	3‒21о с.ш.	43 ± 13	178 ± 17	15 ± 15	–17±17	F+/([56])
10а	C1 363‒333	31.6	39.8	12.5	21‒40о с.ш.	29 ± 10	86 ± 20	‒55±12	8±16	F+/([56])
11а	J2‒3 178‒157	37.9	46	11.2	28‒47о с.ш.	22 ± 8	‒76 ± 17	3 ± 11	–88±20	F+/([56])
12а	J3	254.8	73	7.8	32‒45о с.ш.	13 ± 6	‒9 ± 12	6 ± 9	–13±17	F+, R+/ ([93])
Хинганский блок (точка 45о с.ш., 121о в.д.)
1х	J3	224.6	62.4	4.9	29‒38о с.ш.	12±6	10 ± 10	‒0.3±9	8±15	R+/([93])
3х	320‒296	212.8	63.3	3.8	36‒42о с.ш.	18±5	‒102 ± 18	‒30 ± 3	73±5	F+/([88])
4х	300‒280	184	51.5	6.6	43‒55о с.ш.	20±5	‒91 ± 41	‒38 ± 4	95±9	F+/([88])
Сонгляо-Ксилинхот блок (точка 45о с.ш., 121о в.д.)
1к	Р2	341.7	51.9	6.8	9‒17о с.ш.	55 ± 7	‒76 ± 14	3 ± 7	13±8	R+/([93])
2к	С3	338.1	32.6	4.4	‒8 — –2о с.ш.	86 ± 6	‒168 ± 18	30 ± 18	22±19	F+/([93])
3к	D3	349.1	46.8	20	‒3‒28о с.ш.	47 ± 21	‒171 ± 24	8 ± 23	–12±25	R+/([90])
4к	P2	3.7	48.7	6.9	14‒24о с.ш.	46 ± 7	‒90 ± 14	‒6 ± 7	–1±8	F+, R+/ ([90])
5к	250	350.6	64.2	5.7	21‒31о с.ш.	36 ± 5	‒74 ± 13	‒6 ± 7	8±9	F+/([8])
6к	280	246.1	41.6	7.5	4‒15о с.ш.	68 ± 10	35 ± 140	9 ± 8	76±9	F+, P+/ ([87])
7к	265	342	57.4	4.3	15‒21о с.ш.	54 ± 8	‒25 ± 140	‒5 ± 5	15±6	F+/([66])
8к	313‒292	102.4	-12.8	5.4	26‒35о с.ш.	27 ± 6	64 ± 18	‒29±18	–106±20	F+, R+/ ([89])
9к	281‒286	17.6	38.4	4	15‒21о с.ш.	53 ± 5	158 ± 4	‒5 ± 5	–16±5	R+/([67])
10к	C3‒P1	334.4	58.8	5.2	13‒21о с.ш.	55 ± 6	‒166 ± 41	‒11±18	34±20	F+/([58])
11к	C3	355	53.1	4.8	15‒23о с.ш.	42 ± 6	‒168 ± 18	‒14±18	21±20	F+/([58])

Примечание. * — Координаты палеомагнитных полюсов: Λ(^о) — долгота, Φ(^о) — широта, А95(^о) — круг доверия; сравнение с Сибирскими и Северо-Китайскими палеомагнитными полюсами: F = I — ожидаемое, I — измеренное; R = D — измеренное, D — ожидаемое; ΔR, ΔF — погрешности расчета разностей (по [39, 42]); F+ — положительный тест складки, Fn+ — положительный тест складки по наклонению; R+ — положительный тест обращения, R± — группы направлений разной полярности, при этом тест обращения неопределенный; С+ — положительный тест галек; для определения объекта №11: F± — намагниченность включает 80% доскладчатой и 20% синскладчатой намагниченности (определение используется только для оценки вращений толщ вокруг вертикальной оси); Р — проведено петромагнитное исследование носителей намагниченности.

 

Все приведенные палеомагнитные данные получены с применением современных методик, которые включают полную чистку и компонентный анализ намагниченности образцов. Изученные толщи датированы либо по комплексам макро- и микрофауны и флоры, либо методами абсолютной геохронологии (см. табл. 1).

Первичная природа направлений намагниченности, по которым были рассчитаны палеомагнитные полюсы, имеет различное обоснование. Для большинства толщ были использованы разнообразные палеомагнитные тесты (обращения, складки, галек, контактов). Эти палеомагнитные определения мы рассматриваем как наиболее надежные. Для других толщ использование палеомагнитных тестов было невозможно, но, тем не менее, авторы рассматривают выделенные направления намагниченности как близкие к первичным. Мы используем те из них, которые были получены без методических погрешностей, и только в том случае, если эти направления намагниченности значимо отличаются от возможных направлений полей перемагничивания. В частности, на территории Монголии, Восточного Китая и Тарима было широко распространено позднекарбон‒пермское и третичное перемагничивание пород [14, 93].

Из анализа были исключены палеомагнитные данные по гранитному массиву Хан-Богд Южной Монголии [13]. Большинство палеомагнитных направлений были получены по роговикам экзоконтакта и для закалочных зон гранитов при предположении, что гранитный массив не был деформирован. Если граниты были даже незначительно деформированы, то палеомагнитные данные были искажены.

Мы не использовали палеомагнитные данные по Южной Монголии, опубликованные в работе [44]. Вся обсуждаемая в статье намагниченность — вторичная, и ее использование возможно для анализа деформаций пород, но не для расчета палеоширот и палеомагнитных полюсов.

Направления намагниченности, рассчитанные для триасовых пород Селенгинского вулканического пояса, протягивающегося к северу от Монголо-Охотского подвижного пояса, резко отличаются от ожидаемого Сибирского направления намагниченности и совпадают по наклонению с ожидаемым направлением для Северо-Китайского блока [63]. Для пород проведен неполный компонентный анализ. Для большинства образцов выполнено 3‒4 нагрева. Интерпретировать данные сложно, так как в статье направления намагниченности приведены только в древней системе координат. Из 6-ти исследованных блоков андезитов и туффитов направления 5-ти имеют обратную полярность, 1-го блока — прямую полярность. Средние направления намагниченности блоков статистически не совпадают в древней системе координат, в том числе — по наклонениям. Разброс средних наклонений намагниченности составляет от 34^о до 69^о. Подчеркнем также, что палеомагнитные данные [63] противоречат геологическим данным [6], свидетельствующим о том, что магматизм пермо‒триасового Селенгинского пояса сшивает структуры северного обрамления Монголо-Охотского подвижного пояса с краевой частью Сибирского континента, объединяя их в единую структуру. Поэтому, палеомагнитные данные по Селенгинскому вулканическому поясу были нами отбракованы.

Остальные палеомагнитные данные были взяты нами для проведения анализа (см. табл. 1).

В статье использована траектория кажущейся миграции магнитного полюса (ТКМП) для Сибирского континенента, опубликованная в работе [24]. Для Северо-Китайского блока использованы ТКМП, приведенные в [51, 82], а также палеомагнитные определения для указанных блоков [65, 84], опубликованные после издания работ [51, 82]. Для сравнения палеомагнитных полюсов Центрально-Азиатского складчатого пояса с траекторией кажущейся миграции магнитного полюса Сибирского континента и Северо-Китайского блока использовались методы, изложенные в [39, 42].

РЕЗУЛЬТАТЫ

Анализ палеомагнитных данных показал, что в рассматриваемой части Центрально-Азиатского складчатого пояса выявлена зональность в распределении направлений первичных компонент намагниченности пород (см. табл. 1). По результатам анализа было выделено четыре зоны:

• территории севернее Монголо-Охотского подвижного пояса (Республика Тыва (Россия), Забайкальский край России, северная часть Монголии);
• Монголо-Охотский подвижный пояс;
• западная часть Южной Монголии;
• восточная часть Южной Монголии и Северо-Восточный Китай.

Палеомагнетизм геологических толщ севернее Монголо-Охотского подвижного пояса

Большинство направлений первичных компонент намагниченности пород, расположенных севернее Монголо-Охотского подвижного пояса, близки по наклонению и склонению к ожидаемым сибирским направлениям намагниченности, рассчитанным из соответствующих по возрасту палеомагнитных полюсов Сибирского континента [24] (см. табл. 1, рис. 2).

 

Рис. 2. Широтное положение фанерозойских геологических толщ Сибирского континента, центральной части (Тува, юг и юго-восток Байкальского края России, Монголия, Восточный Китай) Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) и Северо-Китайского блока.

На шкале показаны (стрелки зеленым) границы геологических систем. Цифры на диаграммах — номер объекта палеомагнитного исследования (см. табл. 1).

1‒2 — палеошироты с доверительными интервалами, рассчитанные из палеомагнитных полюсов: 1 — Сибирского континента: а — без использования сплайн модели, б — с использованием сплайн модели (по [24]), 2 — Северо-Китайского блока: а‒б — без использования сплайн-модели (а — по [51, 82], б — по [65, 84]), в — с использованием сплайн модели [51, 82]; 3‒8 — палеошироты с доверительными интервалами толщ расположенных на территории: 3 — севернее Монголо-Охотского подвижного пояса (МОПП), 4 — западной части Южной Монголии, 5 — восточной части Южной Монголии, 6‒8 — блоков Восточного Китая, 6 — Аргунского блока, 7 — Хингайского блока, 8 — Сонглио‒Ксилинхотского блока

 

Палеошироты формирования толщ статистически совпадают с ожидаемыми сибирскими палеширотами для ордовикского периода, начала позднего девона, раннего карбона и поздней перми [12, 15, 53]. Палеошироты силурийских и среднедевонских толщ статистически отличаются от ожидаемых сибирских палеоширот, но достаточно близки к ним [15, 36, 53]. Возможно, что отличия девонских палеоширот связаны с тем, что ранне-среднедевонский палеомагнитный полюс Сибирского континента рассчитан по метахронной намагниченности [24]. Также мы не исключаем незначительное отличие по возрасту компонент намагниченности, выделенных в толщах Тувы, и компонент, по которым рассчитывались палеомагнитные полюсы Сибирского континента. Кривые широтного перемещения этих районов отличаются незначительно и, по-видимому, Сибирь, Тува и часть Монголии к северу от Монголо-Охотского пояса, начиная с ордовика, перемещались как единое геологическое тело в составе Сибирского континента (см. рис. 2).

В этом случае каледонские структуры, вероятно, образовывались на южной (в современных координатах) окраине Сибирского континента в результате аккреции к ней докембрийских микроконтинентов и террейнов венд‒кембрийских надсубдукционных систем. Тем не менее, в работе [29] на основе биостратиграфических данных рассматривается предположение, что раннепалеозойские толщи Тувы могли накапливаться на удалении от Сибирского континента, поэтому палеомагнитные и биостратиграфические данные по раннему палеозою Тувы нуждаются в дальнейшем подтверждении.

Максимальный угол отклонения склонений намагниченности большинства исследованных толщ от “ожидаемых” сибирских склонений составляет 15^о‒20^о против или по часовой стрелке (см. табл. 1, рис. 3, рис. 4).

 

Рис. 3. Распределение склонений намагниченности палеозойских толщ Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП).

Сегменты Монголо-Охотского подвижного пояса (МОПП): Хан — Хангайский, Хэн — Хэнтейский, Аг — Агинский сегменты; сутура: АЦ — Ада-Цагская.

Цифры на схеме — номер объекта палеомагнитного исследования (см. табл. 1).

1 — Сибирский континент; 2 — Центрально-Азиатский складчатый пояс (ЦАСП); 3 — Северо-Китайский блок; 4 — Монголо-Охотский подвижный пояс (МОПП); 5 — разломы; 6 — предполагаемая тектоническая граница между западными и восточными блоками Южной Монголии; 7 — районы исследования толщ; 8 — склонения намагниченности исследованных толщ, рассчитанные: а — для данных толщ, б — из палеомагнитных полюсов Сибирского континента, в — из палеомагнитных полюсов Северо-Китайского блока; 9 — государственная граница

 

Рис. 4. Распределение склонений намагниченности мезозойских и кайнозойских толщ Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП).

1‒4 — исследованные толщи: 1 — юрские; 2 — меловые; 3 — палеогеновые; 4 — неогеновые; 5 — склонения намагниченности исследованных толщ, рассчитанные: а — для данных толщ, б — из палеомагнитных полюсов Сибирского континента, в — из палеомагнитных полюсов Северо-Китайского блока; 6 — государственная граница

 

Такие незначительные различия в склонениях намагниченности могут быть объяснены слабым вращением геологических блоков при уплотнении геологической структуры. Толщи отдельных блоков в Туве сильно развернуты вокруг вертикальной оси относительно Сибирского континента — это среднедевонские и некоторые силурийские толщи [15, 36] (см. табл. 1, объект 11). В частности, аномальные склонения намагниченности среднедевонских толщ отличаются от сибирских склонений более чем на 80^о: R = 95.5, ÄR = 12 [39, 42] (см. табл. 1, объект 11). Эти породы интенсивно деформированы, залегание пластов субвертикальное. Их выходы обособлены разломами от блоков, в пределах которых среднедевонские толщи обладают склонениями намагниченности, слабо отличающимися от сибирских склонений. Полагаем, что аномальные склонения намагниченности были вызваны вращениями толщ вокруг вертикальной оси, которые связаны со сдвиговыми перемещениями.

Учитывая то, что среднедевонские толщи перекрыты слабо деформированными и не испытавшими вращения в горизонтальной плоскости раннекарбоновыми толщами, время сдвиговых деформаций можно оценить как позднедевонское [53]. Близкие возрасты деформаций отмечаются и западнее в Телецкой зоне Горного Алтая [2]. Возможно, эти деформации связаны с аккреционными процессами в Монгольском Алтае, которые протекали на границе девона и карбона 370 –356 млн лет назад [20].

Палеомагнетизм геологических толщ МОПП

Из толщ восточной части Монголо-Охотского подвижного пояса имеются два палеомагнитных определения (см. табл. 1):

• первое определение получено для толщ серии Алтан-Ово (см. табл. 1: 6 м) [64];
• второе определение получено по раннепермским андезитам и туфам (см. табл. 1: 17 м), которые по координатам, приведенным в [63], также находятся в структуре Монголо-Охотского подвижно пояса.

Палеошироты толщи с возрастом 315 млн лет близки к палеоширотам Северо-Китайского блока при корректировке данных на занижение наклонения намагниченности [51, 64] (см. табл. 1: 6 м). Склонение намагниченности этой толщи также близко к ожидаемому северо-китайскому склонению, рассчитанному из позднекарбонового палеомагнитного полюса для Северо-Китайского блока [51].

Раннепермское палеомагнитное определение статистически не отличается от ожидаемого северо-китайского направления по наклонению и незначительно отличается по склонению (см. табл. 1: 17 м). То есть, по палеомагнитным данным позднекарбоновые и раннепермские толщи Монголо-Охотского подвижного пояса были сформированы на тех же широтах, что и Северо-Китайский блок.

Исследованные толщи серии Алтан-Ово формировались одновременно с зарождением Ада-Цагской части Монголо-Охотского палеоокеана [97]. Они сложены большими объемами терригенных пород и включают пачки туфов [64]. Очевидно, что эти породы были сформированы рядом с источником терригенного сноса и вулканического материала, которым могла служить Ада-Цагская островная дуга, возникшая, судя по палеомагнитным данным, на близких к Северо-Китайскому блоку широтах. Тем не менее, толщи серии Алтан-Ово вместе с толщами серий Горки, Сергилен и Оргич залегают в структуре южной вергентности, образование которой связывается с субдукцией на север под структуры Сибирского континента [68].

U‒Pb датировки гранитоидов Хентэйского батолита (230‒170 млн лет), которые в восточной Монголии прорывают как структуры Монголо-Охотского подвижного пояса, так и каледониды ее северного борта, показывают, что в Восточной Монголии геологические толщи пояса были совмещены с Сибирью в триасе [11].

Палеомагнетизм геологических толщ южнее МОПП

К югу от Монголо-Охотского подвижного пояса направления доскладчатой намагниченности можно разделить на две группы, которые плохо увязываются друг с другом (см. рис. 2).

Первая группа направлений. Исследованные толщи находятся западной части южной Монголии в следующих структурах:

• в чехле, перекрывающем каледониды Гоби-Алтайской зоны (см. табл. 1: 4 м);
• в Заалтайской зоне (1 м, см. табл. 1);
• в Южно-Монгольской зоне [12, 13, 38] (см. табл. 1: 2 м).

Палеошироты их формирования близки к сибирским палеоширотам. В вулканических толщах хребтов Нойон и Тост с возрастом 316 млн лет (см. табл. 1: 2 м) [11] были установлены направления, которые совпадают по склонению и наклонению с ожидаемым сибирским направлением, рассчитанным из палеомагнитного полюса Сибири для 315 млн лет [24], т.е. толщи входили в структуру Сибирского кратона и не были развернуты относительно него вокруг вертикальной оси.

Еще одно направление намагниченности в толщах с возрастом 285 млн лет (см. табл. 1: 4 м) [12] близко по наклонению к направлениям, рассчитанным из сибирских палеомагнитных полюсов с возрастами 290 и 275 млн лет, но резко отличается от них по склонению. Направление намагниченности толщ с возрастом приблизительно 330 млн лет из Заалтайской зоны (см. табл. 1: 1 м) [38] также характеризуется относительно высоким наклонением и резко аномальным склонением (см. рис. 3, рис. 5; см. табл. 1).

 

Рис. 5. Положение фанерозойских толщ с доскладчатой (первичной) и пермской (вторичной) намагниченностью в структуре Южной и Северной Монголии.

Обозначено: ГМЛ — главный монгольский линеамент. Обозначения перемагниченных толщ: Б — C_2-3 вулканогенные толщи; СГ — докембрийские серые гнейсы; Н — C₃ вулканогенные толщи; ХБ — C₃ вулканогенные толщи. Докембрийские микроконтиненты (римские цифры): I — Тувино-Монгольский; II — Дзабханский; III — Центрально-Монгольский. Тектонические зоны Южной Монголии (арабские цифры в пятиугольниках): 1 — Гоби-Алтайская; 2 — Заалтайская; 3 — Южно-Монгольская.

1 — докембрийские микроконтиненты; 2‒4 — тектонические зоны: 2 — каледонид, 3 — герцинид, 4 — индосинид; 5 — наложенные палеозойские прогибы; 6 — рифтогенные прогибы; 7 — метаморфические комплексы; 8 — структуры Монголо-Охотского подвижного пояса; 9 — Селенгинский вулканический (P₁‒J₁); 10 — Северо-Гобийский вулкано-плутонический (Р); 11– вулканогенно-осадочные толщи активной континентальной окраины (АКО) (345‒330 млн лет); 12 — бимодальная базальт-пантеллерит-комендитовая ассоциация (C₃‒P); 13 — субщелочные базальты (C₃‒P); 14‒16 — граниты: 14 — щелочные (C₃‒P), 15 — Хангайского батолита (273‒238 млн лет), 16 — Хентейского батолита (229‒195 млн лет); 17 — разломы; 18 — районы южнее Монголо-Охотской сутурной зоны, где в толщах выделена первичная намагниченность, а — западная часть, б — восточная часть (см. табл. 1); 19 — районы, расположенные севернее Монголо-Охотской сутурной зоны, с выделенной первичной намагниченностью; 20 — ожидаемые склонения намагниченности, рассчитанные из палеомагнитных полюсов: а — Сибирского континента, б — Северо-Китайского блока; 21 — склонения первичной намагниченности толщ; 22 — толщи с вторичной пермской намагниченностью; 23 — границы тектонических зон Южной Монголии; 24 — предполагаемая тектоническая граница между западным и восточным тектоническими блоками Южной Монголии

 

Палеомагнитные данные для районов западной части Южной Монголии свидетельствуют, что эти районы уже входили в структуру Сибирского континента как минимум с позднего карбона. Результаты палеомагнитных исследований неплохо увязываются с геологическими материалами, свидетельствующими о завершении здесь аккреционных процессов к началу карбона и о вхождении герцинид в складчатое обрамление Сибирского континента, а также с данными по перемагничиванию толщ Южной Монголии [14].

Геологическими показателями консолидации каледонских и герцинских структур Западной Монголии совместно с Сибирским континентом в единый континентальный блок служат следующие данные:

• ‒ каменноугольные толщи Хангайского прогиба, отвечающего западному окончанию Монголо-Охотского подвижного пояса, с резким структурным несогласием перекрыты раннепермскими орогенными комплексами, что указывает на закрытие прогиба к ранней перми [4, 30];
• ‒ граниты Хангайского батолита, сформированные в интервале 273‒238 млн лет, распространились как на структуры Хангайского прогиба, так и на обрамляющие их с севера и с юга структуры каледонид, тем самым свидетельствуя, что здесь сформировался единый континентальный блок (см. рис. 1, см. рис. 5).

Герцинские структуры Южной Монголии были аккретированы к каледонскому блоку Северной Монголии в конце девона, что привело к образованию метаморфического пояса с возрастом 365 млн лет на границе каледонид с герцинидами в Монгольском и Гобийском Алтае [18, 20]. Завершение процессов аккреции зафиксировано формированием незатронутых деформациями арфведсонитовых гранитов с возрастом 358 ± 1 млн лет, которые внедрились в зону главного монгольского линеамента (ГМЛ) в южной части Монгольского Алтая, прорывая как каледонские, так и герцинские структуры его обрамления [54].

Таким образом, все эти геологические данные свидетельствуют о том, что, по крайней мере, в Западной Монголии герцинские структуры, каледонские структуры и Сибирский континент были совмещены с раннего карбона, но не позднее ранней перми. Особо отметим, что их совмещение сопровождалось закрытием Хангайской части Монголо-Охотского океана.

Анализ вторичной намагниченности пород показал, что во многих районах запада Южной Монголии пермские вторичные компоненты намагниченности обратной полярности группируются вокруг ожидаемых направлений намагниченности, рассчитанных из позднекарбон‒пермских палеомагнитных полюсов Сибирского континента [14, 24] (рис. 6).

 

Рис. 6. Средние направления вторичной намагниченности обратной полярности пород Южной Монголии.

Направления намагниченности пересчитаны для точки с координатами 51^о с.ш., 91^о в.д. Использована равнопромежуточная экваториальная стереопроекция.

Направления вторичной намагниченности, приведенные в современной системе координат (ССК), выделены (по [13, 38]): Б — C_2-3 в вулканогенно-осадочных породах; СГ — в докембрийских серых гнейсах; Н — в C₃ вулканогенных толщах; ХБ — в C₃ вулканогенно-осадочных породах.

Ожидаемые направления (звездочки) в древней системе координат (ДСК), рассчитаны из пермских палеомагнитных полюсов Сибирского континента (по [24]), цифры около звездочек соответствуют времени, для которого рассчитан палеомагнитный полюс.

1‒2 — направления намагниченности с кругами доверия: 1 — первичной, 2 — вторичной

 

Из этого следует, что после предполагаемого перемагничивания в перми эти породы не испытали сильных деформаций, которые обязательно могли привести к отклонению направлений вторичной намагниченности от поля перемагничивания. Кроме того, указанные блоки пород во время перемагничивания находились в структуре Сибирского континента.

Аномальные склонения намагниченности блоков каледонид Южной Монголии и герцинид Заалтайской зоны могли быть связаны с вращением этих толщ вокруг вертикальной оси при сдвиговых перемещениях в позднем палеозое [48].

Отсутствие вращений толщ Южно-Монгольской зоны обусловлено наличием докембрийского жесткого консолидированного основания у этой зоны. Направления намагниченности меловых и кайнозойских толщ (см. табл. 1: 10 ‒15 м) близки или совпадают с ожидаемыми сибирскими и северо-китайскими направлениями намагниченности по наклонениям и склонениям (см. рис. 4).

Вторая группа направлений. Досткладчатая намагниченность выделена в толщах восточной половины Южной Монголии и блоков Северо-Восточного Китая (см. табл. 1). Палеошироты формирования этих толщ существенно отличаются от сибирских и близки к палеоширотам Северо-Китайского блока (см. рис. 2).

Направления с наклонениями, близкими к ожидаемым северокитайским, выделены в восточных районах Монголии в карбон‒пермских толщах с возрастом 283 и 331 млн лет (см. табл. 1: 5 м, 7 м) [64, 91] и в верхнекарбоновых толщах (см. табл. 1: 16 м) [63] (см. рис. 2, см. рис. 3). Палеоширота толщи 5 м с возрастом 283 млн лет немного севернее палеошироты Северо-Китайского блока [51] (см. табл. 1: 5 м). Палеоширота толщи 16 м более южная относительно широты Северо-Китайского блока (см. табл. 1: 16 м).

Склонения намагниченности толщ 5 м и 16 м резко отличаются от ожидаемых склонений, рассчитанных из палеомагнитных полюсов для Северо-Китайского блока или близких по возрасту полюсов Сибирского континента [51] (см. табл. 1: 5 м, 16 м).

Отметим, что в Восточной Монголии пока не выявлены признаки позднекарбон‒пермского перемагничивания пород, что также отличает эти районы от западной части Монголии, где позднекарбон‒пермское перемагничивание пород широко распространено [14, 64, 91].

Направления намагниченности позднеюрских и меловых толщ 8 м, 9 м и 18 м близки к ожидаемым направлениям для Северо-Китайского блока и Сибирского континента, свидетельствуя об отсутствии между ними в это время разделяющих пространств (см. рис. 2, см. рис. 3, см. рис. 4; см. табл. 1: 8 м, 9 м, 18 м).

Палеомагнитные данные по девонским, пермским и юрско‒меловым толщам Аргунского блока показывают, что блок с девона располагался на широтах, близких к Северо-Китайскому блоку (см. табл. 1, см. рис. 2). За исключением толщи 1а все остальные изученные толщи незначительно развернуты вокруг вертикальной оси относительно ожидаемого северо-китайского направления намагниченности (см. рис. 3; см. табл. 1: 1а). Толща 1а существенно развернута относительно Северо-Китайского блока (см. рис. 3).

Для Хинганского блока имеются только три палеомагнитных определения, которые показывают, что в позднем карбоне–ранней перми блок располагался в широтном интервале между Сибирским континентом и Северо-Китайским блоком (см. рис. 2). Палеошироты для позднеюрских толщ не отличаются от палеоширот Северо-Китайского блока (см. рис. 2). Склонения намагниченности позднекарбоновых и раннепермских пород Хинганского блока существенно отличаются от ожидаемых сибирских и северо-китайских склонений намагниченности. Склонения позднеюрских толщ не отличаются от ожидаемых сибирских и северо-китайских склонений намагниченности.

Блок Сонгляо-Ксилингхот в позднем девоне, позднем карбоне и перми располагался на близких к Северо-Китайскому блоку широтах. Склонения намагниченности толщ в некоторых частях блока существенно отличаются от ожидаемых северо-китайских склонений намагниченности, в других частях — отличия склонений незначительные (см. рис. 3).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Палеомагнитные данные для толщ восточной части Южной Монголии и Северо-Восточного Китая, расположенных южнее Монголо-Охотского подвижного пояса, показывают, что в среднем палеозое и раннем мезозое геологические комплексы восточной части Южной Монголии, Аргунский и Сонгляо-Ксилингхотский блоки Восточного Китая располагались в широтном интервале, близком к Северо-Китайскому блоку, и испытывали близкие с ним широтные перемещения.

Хинганский блок в позднем карбоне‒ранней перми располагался на более северных широтах — между Сибирским континентом и Северо-Китайским блоком. Палеошироты для позднеюрских толщ Хинганского и Северо-Китайского блоков не различаются.

Палеомагнитным данным по Хинганскому блоку противоречат данные о времени тектонического совмещения геологических блоков Северо-Восточного Китая [60]. Тектоническое совмещение Аргунского и Хинганского блоков произошло 500 млн лет назад, а совмещение Хинганского и Сонгляо-Ксилингхотского блоков происходило в конце раннего – начале позднего карбона. То есть, в середине карбона все три блока — Аргунский, Хинганский и Сонгляо-Ксилингхотский — уже представляли единый террейн [60].

Склонения намагниченности среднепалеозойских и раннемезозойских толщ блоков Восточного Китая и Восточной Монголии показали, что почти половина исследованных толщ слабо развернута вокруг вертикальной оси относительно Северо-Китайского блока, остальные толщи развернуты относительно блока на разные углы (см. рис. 3).

Этот факт свидетельствует о том, что глобальных процессов, которые могли привести к закономерным вращениям всех блоков Восточного Китая и Восточной Монголии относительно Северо-Китайского блока, не происходило. В пределах этих блоков вращения толщ вокруг вертикальной оси связаны с локальными деформациями пород в условиях локальных сдвигов (или транстенсии). Позднеюрские и более молодые толщи Южной Монголии и Северо-Восточного Китая практически не развернуты вокруг вертикальной оси относительно Сибирского континента и Северо-Китайского блока (см. рис. 4).

Палеомагнитные данные для восточной части Южной Монголии и Северо-Восточного Китая показывают, что широтная разница между Сибирским континентом и Аргунским, Хинганским, Сонгляо-Ксилинхотским и Северо-Китайским блоками в позднем палеозое‒раннем мезозое составляла 30^о‒40^о по широте (~3000‒4000 км). Геологических данных, подтверждающих большую ширину океана в позднем палеозое, нет. Однако анализ более древних стратиграфических последовательностей в пределах Монголо-Охотского пояса позволяет допустить, что в силуре и девоне океан был широким.

В работе [57] было показано, что среди фрагментов океанических образований Хэнтейского фрагмента Монголо-Охотского подвижного пояса присутствуют разрезы, представленные базальтовыми лавами типа OIB, гиалокластитами, кремнями, чистыми, без примесей терригенного материала радиоляритами с радиоляриями — от позднего силура (придолиан) до позднего девона (фрасниан). Вверх по разрезу происходит огрубление осадков [40]. Было предположено, что открытый бассейн существовал ~43 млн лет [57].

Севернее, в Агинской зоне, также выделяются толщи, в которых вверх по разрезу происходит огрубление осадков [28]. В нижней части они сложены щелочными пиллоу-лавами с прослоями яшм позднедевонского возраста (конодонты, тентакулиты), выше — переслаивающимися базальтами, яшмами, известняками раннекарбонового возраста (средний визе‒серпухов, конодонты), еще выше — в основном песчаниками.

Таким образом, в позднем силуре–девоне в Монголо-Охотском океане были области, удаленные от источников терригенного сноса, т.е. океан был широким. В карбоне во всех исследованных разрезах Монголо-Охотского пояса выявлен терригенный материал, показавший повсеместную близость источников терригенного сноса.

Большинство палеомагнитных данных показывают, что тектоническое совмещение Северо-Китайского блока с Сибирским континентом возможно в начале мелового периода (см. рис. 2). Только одно палеомагнитное определение по юрским толщам Северо-Китайского блока показало, что коллизия этих блоков была возможна раньше ~170 млн лет назад [84] (см. рис. 2). Примерно такое же время возможного тектонического совмещения получается при анализе склонений намагниченности Сибирского континента и Северного Китая (рис. 7).

 

Рис. 7. Склонения намагниченности, рассчитанные для точки 51^о00′ с.ш., 91^о00′ в.д. из палеомагнитных полюсов Сибирского континента и Северо-Китайского блока.

1‒2 — палеомагнитные полюса: 1 — Сибирского континента: а — по [24], б — по [22, 26], 2 — Северо-Китайского блока (по [51, 82])

 

Геологические исследования Агинской зоны Восточного Забайкалья [28] показали, что становление Агинской системы покровов при закрытии Монголо-Охотского океана протекало 170 млн лет назад в плинсбахе‒раннем байосе. В средней юре окончательно оформилась Агинская система покровов, шарьированная на Аргункий массив. Время завершения шарьяжа фиксируется внедрением средне- и позднеюрских гранитоидов, блокирующих Восточно-Агинский надвиг.

В работе [35] по результатам датирования детритовых цирконов из морских осадочных пород сделано предположение, что в районе Агинской зоны остаточные бассейны при закрытии Монголо-Охотского океана еще существовали 165–155 млн лет. В это же время произошло совмещение по сдвигу Агинского и Аргунского блоков.

Восточнее, в районе Верхнеамурского бассейна, предполагается закрытие океана в киммеридже‒титоне (150 млн лет) на западе и в берриасе‒валанжине (140‒145 млн лет) северо-восточнее верхнеамурского бассейна [47].

На востоке Монголо-Охотского пояса в пределах Джагдинского сегмента ни в одной из осадочных толщ не обнаружено детритовых цирконов моложе 171 млн лет, что свидетельствует о закрытии Монголо-Охотского океана на рубеже ранней и средней юры [9, 71, 85]. C этим событием связывается этап регионального метаморфизма с возрастом 172‒166 млн лет на востоке сутуры [72].

Статистическое совпадение палеоширот позднекарбоновых‒раннепермских толщ восточной части Южной Монголии с ожидаемыми палеоширотами, рассчитанными из палеомагнитных полюсов Северо-Китайского блока, требует сложной интерпретации материалов по Палео-Азиатскому (Солонкерскому) океану [45].

Солонкерский океан существовал до ~250 млн лет и разделял Южно-Гобийский блок, служивший южным ограничением герцинид Южной Монголии, и Северо-Китайский блок [83]. Палеомагнитные данные по восточной части Южной Монголии показывают, что ширина океана в позднем карбоне‒ранней перми была в пределах погрешности палеомагнитных определений — первые сотни километров [64, 91]. Тем не менее, в работе [52] доказывается, что в ранней перми в Палео-Азиатском океане формировались Солонкерские офиолиты (299–292 млн лет), была активна зона субдукции (279–246 млн лет) и происходила субдукция срединно-океаничесого хребта [70]. Однако в работе [8] допускается, что закрытие Палеоазиатского океана возможно позже — в начале триаса.

Таким образом, анализ приведенных данных показывает, что формирование восточной части южного обрамления Монголо-Охотского подвижного пояса существенно отличалось от западной ее части, которая с карбона уже входила в структуру Сибиркого континента.

Геодинамическая интерпретация палеомагнитных данных

Большая разница в палеоширотах для одновозрастных толщ на западе и востоке Монголии и в Северо-Восточном Китае предполагает существование тектонической границы, которая разделила блоки с сибирскими и северо-китайскими палеоширотами к югу от Монголо-Охотского подвижного пояса (см. рис. 3, см. рис. 5).

Эта тектоническая граница отделяет западную часть Монголии, не имеющей проявлений мезозойского магматизма, от восточной части, в которой магматизм проявился широко. В Монголо-Охотском подвижном поясе эта граница проявляется вдоль Восточно-Хангайской зоны, которая разделяет Хангайский и Хэнтейский его сегменты. Эти сегменты являются разновозрастными. Хангайский сегмент, который является западной оконечностью Монголо-Охотского подвижного пояса, завершил свое развитие к началу перми [30], а Хэнтейский сегмент — к концу перми [7, 98].

Различие в домезозойской истории формирования блоков коры западнее и восточнее этой границы отмечаются и к югу от Монголо-Охотского подвижного пояса.

В строении раннепалеозойских (каледонских) структур, обрамляющих с юга Хангайский сегмент Монголо-Охотского подвижного пояса, выделяется составной Тацыингольский террейн, который включает:

• неопротерозойские офиолиты Баян-Хонгорской зоны, тектонически совмещенные в раннем палеозое [16, 31];
• поздненеопротерозойские—раннекембрийские структуры Тацыингольской зоны [19, 32];
• раннепалеозойские островодужные комплексы Долины озер;
• раннепалеозойские аккреционные комплексы Гобийского Алтая.

С юга эти структуры ограничены зоной главного монгольского линеамента, отделяющей их от герцинид Южной Монголии.

Обрамление Хэнтейского сегмента Монголо-Охотского подвижного пояса, находящееся к югу от Ада-Цагской сутуры, существенно иное. Его представляет Среднегобийский блок, который характеризуется широким развитием мощного карбонатного чехла позднего рифея, неизвестного в других частях Центрально-Монгольской складчатой системы Монголии [4] (рис. 8).

 

Рис. 8. Схема сегментированного строения Монголо-Охотского подвижного пояса (МОПП) (по данным [3, 25, 92], с изменениями и дополнениями).

Пояс: Центрально-Азиатский складчатый пояс (ЦАСП);

секторы МОПП (возраст их формирования): Хан — Хангайский (300 млн лет); Хэн — Хэнтейский (250 млн лет), Аг — Агинский (170 млн лет); разломы: ГМЛ — Главный Монгольский линеамент; Дз — Дзунбаинский сдвиг; Ац — Адацагская сутура.

1‒2 — островодужные и аккреционные комплексы МОП: 1 — раннемезозойские, 2 — средне-позднепалеозойские; 3‒5 — складчатые и кристаллические комплексы: 3 — средне-позднепалеозойские; 4 — раннепалеозойские; 5 — Сибирского континента; 6‒7 — террейны южного обрамления МОПП: 6 — Среднегобийский, 7 — Аргунский; 8‒12 — магматические комплексы конвергентных обстановок: 8 — с оцененным возрастом, (по [46, 92, 95, 96]) для интервала: а — 300‒248 млн лет, б — 246‒200 млн лет, 9 — позднепалеозойского Северо-Гобийского вулканического пояса, 10 — позднетриасового–раннеюрского вулканического пояса каменской свиты (по [28]), 11 — Южно-Монгольского краевого пояса (350‒320 млн лет (по [33, 54]), 12 — субмеридионального пояса гранитоидов Восточной Монголии; 13 — разломы; 14 — предполагаемые границы окраины Сибирского континента в разных сегментах МОПП на время, предшествовавшее коллизии в пределах этих сегментов; 15 — вектор конвергенции

 

По нашим данным, распространенные в пределах этого блока гранитоиды характеризуются значениями Т_Nd(2_st) > 1.5 млрд лет, указывая на преобладание в фундаменте блока пород с палеопротерозойскими характеристиками. С юга структуры блока ограничены зоной главного монгольского линеамента и герцинидами Южной Монголии.

Различия в строении структур южного обрамления Хэнтейского и Хангайского сегментов Монголо-Охотского подвижного пояса свидетельствуют о том, что закрытие соответствующих сегментов пояса происходило в результате коллизии с Сибирским континентом террейнов разного строения и, очевидно, разного происхождения.

Закрытие Хангайской части МОПП можно связать с процессами конвергенции, вызванными позднепалеозойской субдукцией палеоазиатской океанической плиты под раннепалеозойские структуры каледонид, обрамлявшие эту часть Монголо-Охотского подвижного пояса. С этими процессами связано образование раннекарбонового (U‒Pb, 350‒320 млн лет) [33] Южно-Монгольского краевого вулканического пояса (см. рис. 5, см. рис. 8).

Закрытие Хентейской части Монголо-Охотского подвижного пояса сопровождалось образованием пермского (290‒250 млн лет) Северо-Гобийского вулканического пояса, вулканические поля которого не прослеживаются в Западную Монголию [46] (см. рис. 1, см. рис. 5, см. рис. 8). По мнению [75, 92] вулканизм Северо-Гобийского пояса был связан с пермской субдукцией литосферы Монголо-Охотского океана в южном направлении под Средне-Гобийский блок.

Сегментированное становление Монголо-Охотского подвижного пояса отмечается по всей протяженности, а не только в ее западной части. Оно отражено в структуре пояса, определяемой разновозрастными сегментами разной ориентировки. Хангайский позднекарбоновый прогиб имеет северо-западную ориентировку, к востоку он переходит в ориентированный в северо-восточном направлении Хэнтейский карбон‒пермский прогиб, который далее к востоку сменяется раннемезозойским Агинским прогибом, закрытие которого завершилось к средней юре [28, 35].

Развитие Агинского сектора, очевидно, было связано с коллизией Аргунского блока с Сибирским континентом, сопряженной с субдукцией Монголо-Охотского океана в северном направлении. Коллизия завершилась формированием позднетриасовых‒ раннеюрских вулканитов каменской серии и габбро-плагиогранитного Береинского комплекса, а также Агинского аллохтона, шарьированного в ранней юре на Аргунский массив [28] (см. рис. 8).

Некоторые исследователи предполагают, что субдукция происходила также в южном направлении под Аргунский блок. По крайней мере, в пределах Аргунского блока на протяжении триаса и ранней юры (246‒200 млн лет) сформировался пояс гранитоидов, прослеживаемый параллельно границе блока с Монголо-Охотским бассейном, а в ранней юре возникли поля вулканитов с возрастом 179‒200 млн лет [73, 81].

Геодинамические реконструкции

В существующих геодинамических моделях предполагается, что закрытие Монголо-Охотского окена происходило по типу ножниц с омоложением складчатой структуры в северо-восточном направлении [54, 61, 69, 75, 93, 98]. Однако приведенные выше данные показывают различия во времени и последовательности закрытия отдельных сегментов Монголо-Охотского океана в результате аккреции к сибирскому континенту не связанных между собой террейнов [43, 62, 71, 78].

Разрыв во времени между формированием отдельных сегментов МОПП свидетельствует о том, что не было единой южной окраины океана, он закрывался в режиме клавишной тектоники. Это хорошо отражается в разновозрастных интервалах проявления магматической активности в структурах южного обрамления Монголо-Охотского океана, фиксирующих проявления конвергентных процессов в соответствующих сегментах (см. рис. 8).

К югу от Хангайского сегмента Монголо-Охотского подвижного пояса, конвергентные процессы в конце девона‒раннем карбоне привели к аккреции островодужных и задуговых комплексов Южно-Монгольской ветви Палеоазиатского океана к Гоби-Алтайской окраине Сибирского континента [18, 20, 54].

Продолжавшееся встречное движение литосферных плит сопровождалось субдукцией океанической плиты под новообразованный край континента. В результате в его пределах в интервале 350‒320 млн лет сформировался краевой вулкано-плутонический пояс, а движение Гоби-Алтайской‒Тацыингольской части континента к северо-востоку (в современных координатах) привело к закрытию Хангайского прогиба [33].

Восточнее, в пределах Средней Гоби, магматизм конвергентного типа представлен андезит-дацит-риолитовыми вулканическими ассоциациями и гранитоидами известково-щелочного ряда, образующими Северо-Гобийский вулкано-плутонический пояс. Геохронологические исследования показали, что магматизм пояса в основном протекал в интервале 300‒250 млн лет в результате субдукции литосферы Монголо-Охотского океана в южном (в современных координатах) направлении [46, 92, 95, 96]. Формирование пояса завершилось в конце перми после закрытия соответствующей (Хэнтейской) части океана и прекращения субдукции.

Возникшие в этой части Монголии позднетриасовые (215‒205 млн лет) бимодальные и щелочногранитоидные комплексы несут характеристики посторогенного магматизма и распространены к северу и югу от Ада-Цагской сутуры (южной границы Хэнтейского сегмента Монголо-Охотского подвижного пояса) [34]. Тем самым они показывают, что структуры данного пояса и его обрамления в позднем триасе уже принадлежали к Сибирскому континентальному блоку.

Северо-Гобийский магматический пояс прослеживается к востоку на ≥600 км. С востока он ограничивается субмеридиональным поясом гранитоидов, протянувшимся между Барун-Уртом и Чойбалсаном (см. рис. 8). Возраст этих гранитоидов на геологических картах указан как пермский, но, в соответствии с данными, приведенными в [92], по крайней мере, часть из них имеет триасовый возраст (241 и 229 млн лет), что позволяет предполагать формирование этого пояса в первой половине триаса.

Эти гранитоиды разделили область развития пермского магматизма Средне-Гобийского блока и расположенную к северо-востоку от нее область распространения триасовых магматических пород, сформировавшихся между 247 и 200 млн лет [92] (см. рис. 8).

Предположим, что гранитоиды этого субмеридионального пояса отвечают межблоковой границе, отделившей Средне-Гобийский блок от структур Аргунского террейна, обладающего докембрийским основанием. Коллизия Аргунского тррейна с Сибирским континентом определила особенности формирования Агинского сегмента Монголо-Охотского подвижного пояса. Его закрытие протекало в интервале триас‒ранняя юра и сопровождалось процессами двусторонней субдукции, результатом которой стали позднетриасовый–раннеюрский вулканический пояс пород каменской свиты, протянувшийся вдоль северной границы Агинской плиты, и пояс триасовых гранитоидов, сформированный в краевой части Аргунского террейна [28, 92] (см. рис. 8).

Таким образом, южная граница Монголо-Охотского подвижного пояса формировалась в результате последовательной коллизии с Сибирским континентом разных по строению и по своему палеогеографическому доколлизионному положению блоков, что позволяет понять расхождения в имеющихся оценках их связи с Сибирским континентом или Северо-Китайским блоком. По-видимому, вектор коллизии большинства блоков с Сибирским континентом имел северо-западную — субмеридиональную ориентировку, что определило развитие у блоков соответвующих боковых границ, а также широкое участие северо-западных разломов в позднепалеозойской–раннемезозойской структуре Монголии.

Первичные размеры этих блоков восстановить пока затруднительно, т.к. они в значительной степени были нарушены системой левых сдвигов, определившей зону столкновения структур Сибирского континента и Северо-Китайского блока. Северным ограничением этой системы служит крупный Дзунбаинский сдвиг [17, 71, 77], который, судя по приуроченному к нему поясу позднетриасовых метаморфических комплексов, был активным в позднем триасе‒ранней юре и своим южным крылом способствовал закрытию Монголо-Охотского океана на его Хинганском отрезке.

ВЫВОДЫ

1. На территории центральной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) выделены районы с различными палеомагнитными характеристиками:
   
   • районы, расположенные севернее Монголо-Охотского подвижного пояса;
   • Монголо-Охотский подвижный пояс;
   • районы западной части Южной Монголии;
   • районы восточной части Южной Монголии и Восточного Китая.
2. По палеомагнитным данным районы, расположенные севернее Монголо-Охотского пояса, входили в структуру Сибирского континента с ордовика и испытывали аналогичное с Сибирским континентом перемещение. Районы западной части Южной Монголии входили в структуру Сибирского континента с позднего карбона. Геологические комплексы восточной части Южной Монголии и блоки Восточного Китая в среднем палеозое и раннем мезозое располагались в близком к Северо-Китайскому блоку широтном интервале и испытывали близкие с ним широтные перемешения и аналогичные вращения.
3. Большая разница в палеоширотах для одновозрастных толщ Западной и Восточной Монголии и Восточного Китая предполагает существование тектонической границы, которая разделила блоки с сибирскими и северо-китайскими палеоширотами к югу от Монголо-Охотского подвижного пояса, приблизительно вдоль меридиана 107^о в.д. К западу от меридиана палеошироты формирования позднекарбон‒пермских толщ близки к сибирским, а к востоку от меридиана — к северокитайским.
4. Ширина Монголо-Охотского океана в позднем палеозое‒раннем мезозое составляла 30^о‒40^о по широте (~3000‒4000 км). Южное ограничение Монголо-Охотского океана было сегментированным и состояло из террейнов различного генезиса и, соответственно, строения. Закрытие сегментов Монголо-Охотского океана происходило в результате коллизии этих террейнов с Сибирским континентом в период от позднего карбона (на западе) до юры (на востоке).

Благодарности. Авторы благодарят рецензентов А. А. Сорокина (ИГиП ДВО РАН, Амурская обл., г. Благовещенск, Россия) и А.Н. Диденко (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за конструктивные комментарии, авторы признательны редактору М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

Финансирование. Работа выполнена в рамках Госзадания ИГЕМ РАН, тема №121041500224-8, и при финансовой поддержке РНФ (лабораторная обработка образцов, экспедиционные работы), проект № 22-17-00033.

Соблюдение норм научной этики. Авторы заявляют, что не имеют конфликта интересов.

About the authors

D. V. Kovalenko

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS

Author for correspondence.
Email: kovmit@yandex.ru
Russian Federation, Staromonetny per., bld. 35, 119017 Moscow

V. V. Yarmolyuk

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS

Email: Dmitry@igem.ru
Russian Federation, Staromonetny per., bld. 35, 119017 Moscow

A. M. Kozlovsky

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS

Email: kovmit@yandex.ru
Russian Federation, Staromonetny per., bld. 35, 119017 Moscow

References

Supplementary files