Precambrian terrains of Central Asian orogenic belt: comparative characteristics, types and peculiarities of the tectonic evolution

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Центрально-Азиатский орогенный пояс является крупнейшей структурой Азии. Он сформировался в результате геологической эволюции Палеоазиатского океана, который возник в конце позднего неопротерозоя и завершил свое развитие в раннем мезозое. Однако ряд структур в пределах пояса имеет значительно более длительную историю, которая определялась процессами, предшествовавшими и, в какой-то степени, предопределившими образование Палео азиатского океана. Эти структуры представлены террейнами с докембрийской корой, которые в строении пояса образуют разного размера блоки, имеющие дискордантные соотношения с обрамляющими их палеозойскими покровно-складчатыми комплексами. Они рассредоточены по всему Центрально-Азиатскому орогенного поясу и в ряде случаев примыкают к крупным кратонам, которые ограничивают его с юга и севера, нами предпринята попытка выяснить являются ли террейны фрагментами этих кратонов и, если нет, — то, где и как они возникли и почему оказались вовлеченными в структуру Центрально-Азиатского пояса. Целью настоящей статьи является сравнительная характеристика докембрийских террейнов разных частей пояса, их типизация по особенностям строения и тектонической эволюции, реконструкция их положения в системе структур неопротерозоя, а также расшифровка процессов, которые определили появление докембрийских террейнов в пределах Палеоазиатского океана. В основу статьи легли данные авторов по строению Хангайской группы террейнов [16–18, 38], а также результаты, полученные при исследовании ряда наиболее крупных террейнов (микроконтинентов) и их групп, участвующих в строении раннепалеозойских структур Центрально-Азиатского пояса, — Тувино-Монгольской [13, 14, 19–21, 22, 24, 60], Северо-Забайкальской [27], Исседонской и Улутау-Моюнкумской [44].

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ДОКЕМБРИЙСКИХ ТЕРРЕЙНОВ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО ПОЯСА

Докембрийские террейны рассредоточены по всей территории Центрально-Азиатского пояса, входя в состав как раннепалеозойских, так и средне-позднепалеозойских складчатых структур (рис. 1). Существующие различия в строении и истории формирования последних позволяют предполагать, что и связанные с ними докембрийские террейны могли иметь разное происхождение, поэтому мы рассмотрим террейны, которые участвуют в строении раннепалеозойской (каледонской) области пояса. В соответствии с закономерностями их пространственного распределения и особенностями строения исследуемые террейны могут быть объединены в группы:

• Хангайскую и Тувино-Монгольскую в центральной части пояса;
• Северо-Забайкальскую, включающую Байкало-Муйский пояс и Баргузино-Витимский супертеррейн, в северо-восточной части пояса;
• Исседонскую и Улутау-Моюнкумскую в западной части пояса.

 

Рис. 1. Схема расположения докембрийских террейнов в Центрально-Азиатском орогенном поясе.

Тувино-Монгольский террейн — ТМ. Группы террейнов: Северо-Забайкальская — СЗ, Хангайская — Хан, Исседонская — Ис, Улутау-Моюнкумская — У-М.

1 — мезозойско-кайнозойские впадины; 2–3 — палеозойские складчатые структуры Центрально-Азиатского пояса: 2 — средне-позднепалеозойские (герцинские), 3 — раннепалеозойские (каледонские); 4–5 –докембрийские террейны: 4 — неопротерозойские, 5 — раннедокембрийские; 6 — кратоны; 7 — чехол Сибирской платформы; 8 — границы складчатых поясов; 9 — граница между группами террейнов, расположенных в западной части Центрально-Азиатского пояса; 10 — крупнейшие разломы

 

Хангайская группа террейнов

Хангайская группа террейнов расположена в центральной части пояса и включает Сонгинский, Тарбагатайский и Дзабханский блоки (рис. 2). Важной характеристикой этих террейнов является преобладание в их строении комплексов, сформированных в результате неопротерозойских процессов ювенильного корообразования.

 

Рис. 2. Схема строения Хангайской группы террейнов.

Показано (прямоугольник) положение Холбонурской зоны Сонгинского террейна. Террейны: Тувино-Монгольский — ТМ, Сонгинский — Сон, Тарбагатайский — Тар, Дзабханский — Дз, Байдарагский — Бд, Баян-Хонгорский — БХ, Хангайский — Хан, Тацаингольский — Тц. Рифтовые зоны: Северо-Монгольская — СМРЗ, Гоби-Алтайская — ГАРЗ.

1 — палеопротерозойские блоки; 2–5 — складчатые структуры: 2 — ранненеопротерозойские, 3 — поздненеопротерозойские, 4 — раннепалеозойские, 5 — ранне-среднепалеозойские; 6 — граниты Хангайского батолита; 7 — позднепалеозойские рифтовые зоны; 8 — разломы

 

Сонгинский террейн. Он включает три структурные зоны (рис. 3, врезка): Баяннурскую, сложенную метатерригенными породами, Холбонурскую, образованную в основном вулканогенными толщами, и Дзабхан-Мандалскую, в строении которой участвуют те же комплексы пород, что и в Холбонурской зоне, но более глубоко переработанные метаморфическими процессами [17, 18, 38].

 

Рис. 3. Строение Холбонурской зоны Сонгинского теерейна.

Показано (на врезке) положение района в системе структур Сонгинского террейна.

На врезке: 1 — кайнозойские отложения; 2 — породы Хангайского батолита, 3 — ранние каледониды Озерной зоны; 4–7 — неопротерозойские комплексы: 4 — Баяннурской зоны, 5 — Холбонурской зоны, 6 — Дабхан-Мандалской зоны, 7 — Ургамалской зоны; 8 — нерасчлененные гранитоиды палеозоя

На рисунке: 1 — кайнозойские отложения; 2 — позднепалеозойские граниты; 3 — комплексы Баяннурской зоны; 4–8 — комплексы Холбонурской зоны: 4 — метабазитовый, 5 — кремнисто-метабазитовый (свита шубун), 6 — терригенный осадочно-вулканогенный (островодужный); 7 — вулканогенный осадочно-вулканогенный (островодужный), 8 — гранитоиды гашуннурского комплекса; 9–11 — посткинематические интрузивные образования: 9 — граниты Баяннурского комплекса, 10 — габбро-диориты, диориты; 11 — расслоенный комплекс Онцулинского массива; 12 — разломы

 

Холбонурская зона. Наиболее полно природу магматических комплексов Сонгинского блока отражают вулканогенные и вулканогенно-осадочные тощи Холбонурской зоны [38]. В ее строении участвуют три тектонические пластины разного строения (см. рис. 3) при мощности заключенных в их пределах стратифицированных единиц до 2000 м и более. Одна из них сложена метабазальтами OIB типа, вторая — метабазальтами E-MORB типа с прослоями кремнистых сланцев и кварцитов, реже карбонатов. Третья пластина образована эффузивами базальт-андезит-риолитовой островодужной серии, мощной толщей терригенных пород, которая сопоставляется с образованиями аккреционной призмы, а также массивами плагиогранитоидов холбонурского комплекса [17]. Для пород островодужной серии U–Pb методом по циркону получены оценки возраста в интервале 860–890 млн лет [17, 38]. Можно полагать, что в этом же возрастном интервале, но в иной геодинамической обстановке происходило формирование комплексов пород, связанных с активностью мантийного плюма в океане (OIB тип лав), и базальтов, характерных для спрединговых центров (E-MORB тип лав). Вулканиты и гранитоиды всех этих комплексов, включая сопряженные с ними осадочные породы, характеризуются преимущественно положительными значениями åNd(0.86) (для вулканитов +2.6 — +6.5) [38].

Дзабхан-Мандалская зона. Данная зона образована серией тектонических пластин, сложенных в основном такими же породными ассоциациями, что и Холбонурская зона, и с теми же возрастными рубежами их формирования [18, 38]. Кроме того, получены возрастные оценки в интервале 930–959 млн лет для пироксенит-габбро-плагиогранитной ассоциации [58], которая по своим геохимическим и изотопным (åNd(0.95) = +5.8 — +6.1) характеристикам отвечает комплексу пород внутриокеанической дуги. Эти оценки позволяют считать, что формирование островодужного комплекса Сонгинского блока началось не позднее 960 млн лет назад. При сходстве породных ассоциаций с Холбонурской зоной, породы Дзабхан-Мандалской зоны отличаются существенно более высокой степенью метаморфизма. В них установлен более ранний (856 млн лет) метаморфизм. Возраст этого метаморфизма и сопряженных с ним диоритов и гнейсогранитов совпадает с возрастом гранитоидов холбонурского комплекса, что позволяет предположить принадлежность пород обеих зон к разным уровням общей для них островной дуги. Такое предположение подтверждается сходством изотопных характеристик пород Дзабхан-Мандалской (åNd(0.86) = +1.9 — +6.1) и Холбонурской зон [18]. Умеренно отрицательные значения åNd свойственны только некоторым метаосадочным породам, что свидетельствует о привносе в область их аккумуляции продуктов с древнекоровыми характеристиками.

Баяннурская зона. В отличие от Холбонурской и Дзабхан-Мандалской зон метатеригенные породы Баяннурской зоны характеризуются отрицательными значениями åNd(0.86) = -10 — -4.0 и модельными изотопными возрастами t_Nd(DM) = 2.3–1.8 млрд лет [17]. Область накопления пород этой зоны, по-видимому, может быть сопоставлена с турбидитовым или задуговым бассейном, который отделял океанические и островодужные комплексы Холбонурской и Дзабхан-Мандалской зон от континентальных источников сноса с характеристиками палеопротерозойской коры [38].

Формирование структуры Сонгинского блока произошло около 800 млн лет назад вследствие аккреции комплексов, развивавшихся до этого автономно, — островной дуги, океанического острова, спредингового центра и задугового бассейна. Аккреция сопровождалась метаморфизмом, складчатостью и тектоническим совмещением пластин разного состава, которые зафиксированы синметаморфическими гранитоидами с возрастом около 800 млн лет в Баяннурской и Дзабхан-Мандалской зонах, а также посткинематическими гранитами Баяннурского и Дзабханского массивов с возрастами 786–790 млн. лет и расслоенными базитами Онцулинского массива с возрастом 784 млн лет [17, 18]. Для посткинематических гранитоидов характерны широкие вариации изотопного состава Nd (åNd(0.8) = -8 — +3.5), которые, очевидно, свидетельствуют о тектоническом перемешивании в источнике плавления пород всех комплексов, участвовавших в аккреции [38].

Посткинематические магматические породы Сонгинского блока имеют внутриплитные геохимические характеристики, а породы Баяннурского массива в значительной степени соответствуют гранитоидам А-типа [38]. Габброиды Онцулинского массива геохимически близки к продуктам обогащенных мантийных источников (РМ-OIB), хотя их производные, слагающие отдельные тела габбро-диоритов, формировались при существенном участии коровой контаминации исходных магм [38].

Тарбагатайский блок. Он отделен от Сонгинского выходами позднепалеозойских гранитоидов Хангайского батолита, что делает границу между ними неопределенной (см. рис. 2). В строении блока выделяется две зоны — раннедокембрийская и ранненеопротерозойская. Раннедокембрийская зона сложена основном эндербитовыми гнейсами идерского комплекса, протолит которых сформировался около 2550 млн лет назад [57] и характеризуется архейскими Nd-модельными возрастами (t_Nd(DM) = 2.8–3.0 млрд лет). Породы подверглись двухэтапному метаморфизма, более древний гранулитовый зафиксирован синкинематическими гнейсо-гранитами с возрастом 2220 млн лет [16], более молодой амфиболитовый приурочен к рубежу 1855 млн лет [57]. В строении раннедокембрийской зоны участвуют также породы габбро-анортозитового комплекса с возрастом 1784 млн лет [16].

Ранненеопротерозойская Джаргалантская зона обрамляет с севера гнейсы идерского комплекса и сложена амфиболитами и биотитовыми гнейсами с линзами мраморов. Их верхнюю возрастную границу определяют субавтохтонные гранитоиды с возрастом около 800 млн лет [16]. Для метаосадочных пород характерны низкие значения åNd(0.8) = -4 — -5 при t_Nd(DM) = 1.8-1.9 млрд лет, для гнейсогранитов åNd(0.8) = +1.1 — -2.6 при t_Nd(DM) = 1.3-1.8 млрд лет. Посткинематические субщелочные порфировидные гранитоиды А-типа с возрастом 774 ± 3 млн лет по изотопному составу (åNd(0.8) = +1 — -4.0) и геохимическим характеристикам близки к таким же гранитам Сонгинского блока [38].

Сопоставление Сонгинского (Холбонурская, Дзабхан-Мандалская зоны) и Тарбагатайского (Джаргалантская зона) блоков (рис. 4) показывает общее для них время аккреции (802 ± 6 и 797 ± 3 млн лет, соответственно) и сходство составов участвующих в их строении магматических пород. Геохимические особенности свидетельствуют об образовании этих пород в обстановке ювенильной островной дуги, но изотопные составы Nd в гранитоидах Джаргалантской зоны [16, 18] имеют промежуточные характеристики между составами базитов и терригенных пород Сонгинского блока (см. рис. 4). По изотопному составу Nd они близки к посткинематическим гранитоидам Сонгинского блока, что позволяет предполагать для них привнос терригенного материала в источники магм. Посткинематические субщелочные граниты Джаргалантской зоны также, как играниты Баяннурского массива, обладают геохимическими характеристиками гранитоидов А-типа. Эти черты сходства и близкое расположение позволяют объединить структуры Сонгинского и Тарбагатайского блоков в единый Сонгино-Тарбагатайский террейн, который был сформирован на рубеже 800 млн лет в результате аккреции островных, спрединговых, островодужных и турбидитовых комплексов к жесткому континентальному массиву, фрагмент которого представлен идерским комплексом Тарбагатайского блока. В пределах последнего коллизионному событию предположительно соответствуют пологие зоны бластомилонитов и зеленосланцевый метаморфизм, наложенные на позднепалеопротерозойские анортозиты [16].

 

Рис. 4. Схема корреляции этапов формирования структурных зон Сонгинского и Тарбагатайского блоков (с использованием данных [16–18, 38]). Обозначены (цифры жирным прямым) возрасты пород, млн лет. Обозначены (цифры жирным курсивом) Nd модельные возрасты, млн лет — величины åNd(t) рассчитаны на 800 млн лет.

 

Более поздние события в пределах террейна связаны с процессами причленения раннепалеозойских (каледонских) структур Центрально-Азиатского пояса и внедрением массивов позднекембрийских и раннеордовикских гранитоидов.

Дзабханский (Байдарагский) террейн (микроконтинент). Он расположен на юге Хангайской группы (см. рис. 2). В его строении выделяются раннедокембрийские Байдарагская и Дзабханская и поздненеопротерозойские Баян-Хонгорская и Тацаингольская зоны (блоки). Граница Дзабханского и Сонгино-Тарбагатайского террейнов определяется крупным разломом запад-северо-западного простирания, который западнее согласно [4] прослеживается в субширотном направлении вдоль соответствующего сегмента р.Дзабхан, а к востоку и далее трассируется границей с Баян-Хонгорской офиолитовой зоной. С юга террейн ограничивается раннепалеозойскими структурами Долины Озер.

Байдарагский блок. Он образует ядро микроконтинента и сложен неоархейским (байдарагинским) и палеопротерозойским (бумбугерским) кристаллическими комплексами, которые с несогласием перекрыты рифейским чехлом [12, 25, 31]. Ортогнейсы, пироксенсодержащие кристаллические сланцы и амфиболиты байдарагинского комплекса возникли в интервале 2848–2646 млн лет и характеризуются Nd изотопными модельными возрастами t_Nd(DM-2st) = 3.3–2.9 млрд лет [15]. В интервале 2550–2480 млн лет они претерпели гранулитовый метаморфизм. Метатерригенные породы бумбугерского комплекса сформировались к рубежу 2364 ± 6 млн лет, сопряженному с метаморфизмом гранулитовой фации. Следующим важным этапом в структурной эволюции блока стал метаморфизм амфиболитовой фации, охвативший породы обоих комплексов и сопровождавшийся внедрением синметаморфических гранитоидов с возрастом 1850 млн лет [15]. В строении блока участвуют также анортозиты Олон-Худукского массива, внедрившиеся в конце позднего палеопротерозоя ~ 1650 млн лет назад [30]. Осадочный чехол Байдарагского блока, выделяется как ульдзитгольский комплекс, разрез которого начинается мощной пачкой кварцитов и конгломератов, вверх сменяющимися метапесчаниками, черными сланцами и мраморизованными доломитами [25]. Возраст комплекса оценен по строматолитам и калий-аргоновым датировкам ~ 840 млн лет и соответствует раннему неопротерозою.

Дзабханский блок. Он является западным продолжением Байдарагского блока. В его пределах фундамент погребен под неопротерозойским чехольным комплексом, представленным кислыми лавами и игнимбритами дзабханской серии с возрастом 777 ± 6 млн лет [79], с которыми сопряжены щелочные граниты Яманульского массива с возрастом 757 млн лет. Nd модельные возрасты этих пород (t_Nd(DM-2st) = 2.2–2.7 млрд лет) указывают на наличие под лавовым чехлом пород архейской и палеопротерозойской коры. Лавовая серия перекрыта терригенными отложениями свиты Хасакту [39] и карбонатным чехлом цаганоломской свиты, возраст которой оценивается в 630 млн лет [26].

Баян-Хонгорская офиолитовая зона. Она ограничивает Байдаракский блок с севера и сложена породами офиолитовой ассоциации [7, 40] возраст которых варьирует в интервале в 665–636 млн лет [11, 51]. Базиты офиолитов по геохимическим параметрам близки к породам океанических лавовых плато или океанических островов. В то же время изотопный состав Nd (eNd(t)) в этих породах варьируют от +8.4 до +11.5, что указывает на их образование из сильно деплетированного верхнемантийного источника, обогащенного несовместимыми элементами непосредственно перед плавлением. Это океанического плато развивалось примерно до рубежа около 560–570 млн лет в режиме гайота, о чем свидетельствует накопление в его пределах мощных карбонатных толщ позднего венда-раннего кембрия [51].

Тацаингольский блок. Он располагается в юго-восточной части террейна на границе Баян-Хонгорской зоны и Байдарагского блока. В строении блока участвует ряд тектонических пластин, сложенных мраморами, гнейсами, амфиболитами и кварцитами. Геохимические характеристики пород соответствуют обстановке энсиалической островной дуги или активной континентальной окраины. По изотопному составу (eNd(t) = -2 — -11) они занимают промежуточную позицию между составами пород Баян-Хонгорской зоны и раннедокембрийских образований Байдарагского блока. Это позволяет предположить совмещение последних в источнике пород Тацаингольского блока при аккреции островодужных и океанических комплексов с Байдарагским блоком, произошедшей не позднее 560 млн лет назад [15].

При сопоставлении Сонгино-Табагатайского и Дзабханского террейнов можно отметить следующие различия в их строении и развитии. Их раннедокембрийские комплексы различаются основными этапами развития (см. рис. 4), что может свидетельствовать об их принадлежности разным континентальным структурам. Общим для них стал метаморфизм на рубеже ~ 1850 млн лет, который охватил ряд материков при формировании суперконтинента Колумбия [41, 46].

Определенные различия, рассматриваемые террейны, имеют и на протяжении неопротерозойской эволюции. В пределах Дзабханского террейна неизвестны ранненеопротерозойские образования, а в Сонгино-Тарбагатайском отсутствуют поздненеопротерозойские комплексы. Общими для них стали внутриплитные процессы, приведшие к образованию гранитоидов А-типа и массивов расслоенных габброидов с возрастами 800–780 млн лет в Сонгин-Табагатайском террейне, а также вулканитов дзабханской серии и щелочных гранитов с оценками возраста 777–756 млн лет в пределах Дзабханского террейна. Объединяет их также чехольный комплекс карбонатов цаганоломской и баянгольской свит, что позволяет предположить связь вхождения Дзабханского террейна в Хангайскую группу с поздненеопротерозойскими событиями, предшествовавшими формирования цаганоломского карбонатного чехла.

Тувино-Монгольский террейн (микроконтинент)

Тувино-Монгольский террейн расположен севернее Сонгино-Тарбагатайского вблизи южного края Сибирской платформы. От Сонгино-Тарбагатайского террейна он отделен каледонидами Идерской зоны (рис. 5). Тувино-Монгольский террейн сложен гетерогенными и различными по возрасту комплексами, которые участвуют в строении блоков или зон: раннедокембрийского Гарганского, ранненеопротерозойской Дунжугурской и поздненеопротерозойских Окинской и Шишхидской [14, 19–21, 60].

 

Рис. 5. Схема строения Тувино-Монгольского террейна (с использованием [29–31]).

1–2 — складчатые структуры: 1 — раннепалеозойские, 2 — неопротерозойские нерасчлененные; 3 — Сибирская платформа; 4–10 — комплексы Тувино-Монгольского террейна: 4 — позднеархейские Гарганской глыбы, 5 — ранненеопротерозойские Дунжугурской островной дуги, 6 — поздненеопротерозойские Окинской аккреционной призмы, 7 — поздненеопротерозойские активной окраины (сархойская серия), 8 — поздненеопротерозойские Шишхидской островной дуги, 9 — поздненеопротерозойские Восточно-Тувинского орогенного прогиба, 10 — венд-кембрийский карбонатный чехол

 

Гарганский блок. Он является ядром Тувино-Монгольского террейна и сложен породами тоналит-трондьемитовой ассоциации: тоналитами, трондьемитами, амфиболитами, ультраметаморфическими гранитоидами, возраст которой оценен в 2.73 млрд лет [1].

Дунжугурская зона. Образована комплексом пород, типичным для офиолитовых ассоциаций надсубдукционного типа [19, 21]. Его формирование относится к ранней стадии развития островной дуги, зародившейся около 1020 млн лет назад [52]. Последующее развитие этой дуги вплоть до времени ее аккреции с Гарганским блоком было реконструировано на основе анализа возраста детритовых цирконов из осадочных пород [21]. Было показано, что дуга развивалась на протяжении около 200 млн лет и была аккретирована к континентальному массиву, включавшему Гарганский блок, около 800 млн лет назад [21]

В интервале 805–770 млн лет породы новообразованного аккреционного комплекса были перекрыты породами сархойской серии и прорваны тоналитами сумсунурского комплекса [20, 21]. В строении сархойской серии участвуют пестроцветные терригенные и вулканические породы, геохимические характеристики которых указывают на их формирование в обстановке активной континентальной окраины [19]. В то же время относимые к вулканическому комплексу гранофиры обладают геохимическими характеристиками гранитов А-типа, что, возможно, фиксирует режим проявления внутриплитной активности в процессе формирования этой серии пород.

Окинская зона. Обрамляет Дунжугурскую зону с севера и запада, сложена породами окинской серии. В ее строении участвуют неравномерно метаморфизованные песчано-сланцевые, флишевые и вулканогенно-осадочные толщи, содержащие пластины базальтов и габброидов. Породы окинской серии прорваны большим количеством силлов основного состава, для которых получены поздненеопротерозойские — 757 ± 16 млн лет оценки возраста. Структура и состав комплексов Окинской зоны позволят отнести их к образованиям аккреционной призмы, формировавшей перед фронтом активной континентальной окраины, представленной вулканитами сархойской серии [19].

Шишхидская зона. Она представлена одноименным офиолитовым поясом, который располагается к западу и северу от Окинской зоны. В его строении участвуют реститовые ультрабазиты, кумулятивное габбро, дайковый и вулканический комплексы, формирование которых было связано с рифтингом, сменившимся затем надсубдукционной обстановкой [19]. Датирование кислых вулканитов показало, что дуга возникла около 800 ± 3 млн лет назад [21, 60], ее развитие завершилось около 600 млн лет в результате аккреции к Дунжугурскому блоку.

Комплексы, формирование которых происходило на эдиакарско-раннекембрийской стадии эволюции Тувино-Монгольского террейна, представлены метаморфическими образованиями Западного Сангилена. Их образование связывается с обстановками островных дуг и рифтовых зон на пассивных окраинах. Эти комплексы возникли в позднем эдиакарии и были аккретированы к неопротерозойским структурам террейна на протяжении раннего кембрия 540–520 млн лет назад [14]. Участвующие в их строении ортопороды несут характеристики ювенильной коры (eNd(t) = +5 — +9.5), формировавшейся почти без влияния древнекорового материала. Ассоциирующие с ними кластические породы характеризуются величинами eNd(t) = (-2 — -7.6), свидетельствующими, что источниками сноса для них являлись блоки коры с палео- и мезопротерозойскими Nd- изотопными характеристиками [14].

Северо-Забайкальская группа террейнов

Данная группа докембрийских террейнов, которая включает Байкало-Муйский пояс и Баргузино-Витимский супертеррейн, расположена вблизи края Сибирской платформы в Забайкальской части Центрально-Азиатского пояса [27] (рис. 6).

 

Рис. 6. Схема строения Северо-Забайкальской группы террейнов (составлена с использованием [27]).

1 — Сибирская платформа; 2 — Байкало-Патомская область; 3–5 — структуры Байкало-Муйского пояса: 3 — ранненеопротерозойские (Кичерская и Парам-Щаманская зоны), 4 — поздненеопротерозойские (Янская, Светлинская и Каралон-Мамаканская зоны), 5 — переработанной палеопротерозойской коры (Анамакит-Муйская зона); 6 — комплексы поздненеопротерозойского Катеро-Уакитского турбидитового прогиба; 7 — структуры Баргузино-Витимского супертеррейна; 8 — раннепалеозойские структуры Ольхонской зоны; 9 — нерасчлененные палеозойские структуры Центрально-Азиатского пояса; 10 — разломы

 

Байкало-Муйский пояс. Он представляет крупный блок неопротерозойских структур, формирование которых протекало в два этапа ювенильного корообразования — ранне- и поздненеопротерозойский (ранне- и позднебайкальский). Раннебайкальский возраст имеют комплексы пород Кичерской, Парам-Шаманской и Анамакит-Муйской зон. Позднебайкальским ювенильным структурам отвечают Каралон-Мамаканская, Катеро-Уакитская и Янская зоны [27].

Ранненеопротерозойские структуры. Наиболее ярко ювенильный характер ранненеопротерозойского корообразования проявлен в структурах Кичерской и Парам-Шаманской зон. Их наиболее древними образованиями являются амфиболиты нюрундуканского и несмуринского комплексов, соответственно. Состав нюрундуканского комплекса определяют толеитовые базальты N-MORB и E-MORB-типов и габброиды [27], возраст которых оценен в интервале 1035 ± 92 — 907 ± 120 млн лет (Sm-Nd метод) [27]. Их верхняя возрастная граница зафиксирована синметаморфическими плагиогранито-гнейсами, сформированными 815 ± 46 млн лет назад [27]. В строении нюрундуканского комплекса отмечаются также амфиболиты с характеристиками базальтов IAB-типа. Изотопные характеристики всех этих пород (eNd(1,0) = +5.6 до +7.9) близки к составу деплетированной мантии (åNd(1,0) = +7.9). Скорее всего, близкий изотопный состав имеют и амфиболиты несмуринской толщи. На это указывает состав сланцев (åNd(0.85) = +7.1) и плагиогранитов (eNd(0.8) = +4.8 — +6.7, t_Nd(DM) = 1.0-0.90 млрд лет), ассоциирующих с амфиболитами несмуринской толщи. Эти характеристики свидетельствуют о ювенильной (не древнее ~1 млрд лет) природе коры обеих зон [27].

Вулканические части разреза в обеих зонах перекрыты метатерригенными толщами, включающими биотитовые сланцы и метапесчаники с горизонтами углеродисто-кремнистых сланцев, метабазальтов, в том числе высокотитанистых, плагиориолитов и линзами карбонатов. В Кичерской зоне для них получена оценка возраста 762 ± 6 млн лет [27].

Ранненеопротерозойские образования Анамакит-Муйской зоны имеют иное строение. Низы ее разреза сложены метаосадочными породами, обладающие близкими к нулю величинами eNd(0.8) = –0.4 - +0.3 и мезопротерозойскими значениями t_Nd(DM) = 1.7 - 1.5 млрд лет [27]. Этот комплекс пород перекрыт карбонатно-терригенными толщами с редкими телами основных и кислых метавулканитов (eNd(0.8) = +1.0 - +4.2 и t_Nd(DM) = 1.5 - 1.2 млрд лет).

Завершается разрез толщами основных и кислых вулканитов, возраст которых оценен в интер вале 825–815 млн лет [27]. С ними ассоциируют породы габбро-диорит-плагиогранитного муйского комплекса c возрастом 812 ± 19 млн лет. Изотопные характеристики метариолитов составляют eNd(0.82) = –2.6 — -13.6 и t_Nd(DM-2st) = = 1.6–2.4 млрд лет, что указывает на участие в их образовании коровых источников палеопротерозойского или позднеархейского возраста. Среди структур Байкало-Муйского пояса эта зона в целом выделяется изотопно-геохимическими характеристиками пород, свидетельствующими о существенном вкладе в их состав палеопротерозойских коровых источников.

Формирования ранненеопротерозойских (ран небайкальских) структур Байкало-Муйского пояса завершилось метаморфизмом и становлением массивов гнейсо-гранитов илеирского комплекса с возрастом 784 ± 6 и 786 ± 9 млн лет [27]. С завершающим постколлизионным этапом раннебайкальского цикла (780 ± 20 — 720 ± 20 млн лет) связано становление внутриплитных (анорогенных) магматических ассоциаций. К ним относятся трахириолиты жанокской свиты с возрастом 723 ± 4 млн лет, близкие к ним по возрасту гипабиссальные калиевые гранитоиды бамбукойского комплекса, расслоенные анортозит-габбровые и гарцбургит-пироксенит-габбровые плутоны с возрастами 735 ± 26 млн лет и 769 ± 33 млн лет, соответственно, а также крупные массивы высокотитанистых габбро, для которых получены оценки возрастов 730 и 770 млн лет [27, 35].

Поздненеопротерозойские корообразующие процессы. Они широко проявились в пределах всех структур Байкало-Муйского пояса. В частности в Кичерской зоне им соответствуют амфиболиты и двупироксеновые кристаллические сланцы Богучанской и Курлинской тектонических пластин, обладающие характеристиками базальтов OIB и E-MORB-типа и сформированные в интервале 650–620 млн лет назад. Новообразованными структурами этого времени стали Каралон-Мамаканская, Катеро-Уакитская и Янская зоны. Их развитие началось с формирования в интервале 700–665 млн лет назад контрастно дифференцированных вулканических толщ c высокими положительными значениями åNd(t) от +6.5 до +8.2 [27]. Позднее образовались мигматит-плутоны плагиогранитов — 650 млн лет, массивы габбро-диорит-плагиогранитной — 625–604 млн лет и пироксенит-габбро-норитовой — 612 ± 34 млн лет ассоциаций.

Все эти породы имеют высокие положительные величины åNd(t) в диапазоне от +3.5 до +8.6 и Nd модельный возраст t_Nd(DM) = 1.0–0.70 млрд лет, указывающие на их связь с ювенильными корообразующими процессами [27]. Завершение позднебайкальского цикла совпадает с началом постколлизионного или орогенного этапа развития всей территории Байкальской складчатой области и фиксируется образованием на рубеже 590 ± 5 млн лет депрессий с континентальными кислыми вулканитами падринской серии.

Баргузино-Витимская складчатая область, или супертеррейн. Он отвечает той части Забайкалья, которая была существенно переработана гранитами Ангаро-Витимского батолита, поэтому судить о ее строении приходится по останцам и провесам кровли различных размеров, отмечаемым среди гранитоидов батолита. В составе супертеррейна различают Амалатский, Баргузинский, Витимкан-Ципинский и Итанца-Туркинский террейны [27]. Разновозрастные (раннебайкальские, позднебайкальские и раннекаледонские) образования супертеррейна обладают сходством общего карбонатно-терригенного состава с присутствием редких потоков и экструзий вулканитов основного и кислого состава. Фрагментом комплекса основания этих террейнов может служить небольшая тектоническая пластина мигматизированных амфиболитов в хребте Шаман с возрастом плагиомигматитов 972 ± 14 млн лет [27]. Другим примером достоверно установленных ранненеопротерозойских образований являются метатерригенные породы Амалатского террейна. Верхний предел их формирования определяется синтектоническими гнейсо-гранитами с возрастом 790 ± 6 млн лет [27]. Эти метаосадки характеризуются палеопротерозойскими Nd модельными изотопными возрастами t_Nd(DM) ≥1.6 млрд лет.

Изотопный состав осадочных пород супертеррейна свидетельствует о палеопротерозойском возрасте континентальной коры, служившей поставщиком терригенного материала, и о смешении ее продуктов с ювенильными неопротерозойскими источниками. Этот вывод подтвержден результатами изучения детритовых цирконов из биотитовых гнейсов Итанца-Туркинского террейна [36]. Их возрасты группируются в интервалах значений 2210–2590, 713–807 и 651–693 млн лет, которые указывают на участие неоархейско-палеопротерозойских коровых и неопротерозойских ювенильных комплексов в осадочном выполнении супертеррейна. По-видимому, комплекс структур Баргузино-Витимского супертеррейна следует рассматривать как задуговой бассейн, располагавшийся между блоками новообразованной коры и континентальным массивом. Отсутствие среди цирконов генераций с возрастом ~1.8 млрд лет [36] свидетельствует, что этот континенальный массив не был связан с Сибирским кратоном.

Докембрийские террейны западной части Центрально-Азиатского пояса

В западной части пояса, охватывающей территории Казахстана, Кыргызстана и Северо-Западного Китая, выделяются различного размера докембрийские террейны, находящиеся среди нижнепалеозойских аккреционных и островодужных комплексов (рис. 7) [44]. В строении этих террейнов участвуют раннедокембрийские и мезопротерозойские метаосадочные и метамагматические комплексы, но явно преобладают магматические и осадочные породы неопротерозоя.

 

Рис. 7. Схема распределения докембрийских террейнов в западной части Центрально-Азиатского пояса (составлена с использованием данных [44]).

Террейны: Северного Казахстана — 1, Актау-Илийский — 2, Иссык-Кульский — 3, Китайского Центрального Тянь-Шаня — 4, Улутау-Сарыджазский — 5, Каратау-Таласский — 6, Чуйско-Кендыктасский — 7, Жельтавский — 8.

1–2 — террейны групп: 1 — Исседонской, 2 — Улутау-Моюнкумской; 3 — докембрийские комплексы Таримского кратона; 4 — палеозойские складчатые комплексы Центрально-Азиатского пояса; 5 — мезозойско-кайнозойский чехол; 6 — граница, разделяющая террейны Исседонской и Улутау-Моюнкумской групп

 

Террейны западных районов Центрально-Азиатского орогенного пояса в соответствии с особенностями их состава и строения объединены в две группы [44]:

• северо-восточную (Исседонскую),
• юго-западную (Улутау-Моюнкумскую).

Данные грауппы различаются особенностями позднедокембрийской тектоно-магматической эволюции.

Террейны Исседонской группы

Эта группа террейнов объединяет блоки докембрийской коры Северного Казахстана, в том числе Кокчетавский, а также террейны Актау-Илийский, Иссык-Кульский и Китайского Центрального Тянь-Шаня (см. рис. 7).

Общей их особенностью стали масштабные проявления кислого магматизма в мезопротерозое [44]. В раннем мезопротерозое (1410–1450 млн лет) магматизм проявился в восточной части террейна Китайского ЦентральногоТянь-Шаня, где широко развиты гранодиориты и граниты, которые по геохимическим характеристикам могут быть отнесены к образованиям энсиалических островных дуг. Изотопный состав гафния в цирконах этих гранитоидов (åHf(t) = –1.0 — +8.2) позволяет предполагать, что источником этих пород служил в основном ювенильный материал с небольшой добавкой древнего корового вещества [80]. В тоже время изотопные характеристики (åNd(t) = -3.0 — +6.1; t_Nd(DM) = 1.3—2.3 млрд лет) мезо- и неопротерозойских метаосадочных пород этого террейна свидетельствуют, что их источниками служили палеопротерозойские коровые комплексы [44].

В позднем мезопротерозое (1050–1150 млн лет) магматизм охватил докембрийские блоки Северного Казахстана, террейны Иссык-Кульский и Китайского Центрального Тянь-Шаня [43, 44, 49, 56]. В основном он протекал во внутриконтинентальной обстановке вне связи с конвергентными границами, реже (террейн Китайского Центрального Тянь-Шаня) отмечаются породы, формировавшиеся в пределах активных континентальных окраин [44]. В результате были сформированы многочисленные массивы гранитоидов, а также риолит-базальтовые и риолитовые вулканические ассоциации, возникшие согласно Nd-изотопным характеристикам (t_Nd(DM) = 2100–2600 млн лет) преимущественно за счет переработки раннедокембрийской континентальной коры [34, 43, 49, 56]. Рубежным событием в истории террейнов этой группы стало формирование мощных (более 1000 м) кварцито-сланцевых толщ, начало накопления которых пришлось на границу мезо- и неопротерозоя (~ 1000 млн лет назад) и продолжалось в течение около 100 млн лет. Эти толщи служат стратиграфическим маркером завершения гренвильского тектоногенеза. Согласно данным [6] их накопление происходило в условиях близких к условиям накопления платформенного чехла в обстановках регрессирующего бассейна. Источниками сноса при накоплении этих толщ являлись в основном мезо- и палеопротерозойские образования, среди которых значительную роль играли комплексы, имевшие относительно короткую коровую предысторию [10, 53].

Следующий этап тектоно-магматической эволюции террейнов Исседонской группы охватил интервал между 930 и 870 млн лет и был связан со становлением риолит-гранитных ассоциаций и серии крупных массивов гранитоидов [32, 74]. В соответствии с данными Nd-изотопных исследований (t_Nd(DM) = 1.7–1.9 млрд лет; åNd(t) = -1.9 — -3.5) источниками этих пород служили раннедокембрийские сиалические комплексы, при незначительной роли ювенильного материла. По петро-геохимическим характеристикам вулканиты и граниты в основном близки к коровым анорогенным гранитам типа А-2, на востоке региона (террейн Китайского Центрального Тянь-Шаня) встречаются гранитоиды, формировавшиеся в пределах активных континентальных окраин или энсиалических островных дуг [32, 44, 74].

Завершили ранненеопротерозойскую магматическую историю рассматриваемой группы террейнов внутриплитные габброиды, габбро-диориты, щелочные гранитоиды, а также контрастные вулкано-плутонические ассоциации события, которые возникли в середине неопротерозоя (780 и 730–750 млн лет) [47]. Распространение этих комплексов было ограничено восточной частью Актау-Илийского и Китайского Центрально-Тяньшаньского террейнов, что, вероятно, связано с проявлениями рифтогенных процессов вдоль северо-восточного фланга этой группы террейнов. Комплексы позднего неопротерозоя не получили широкого распространения в пределах террейнов Исседонской группы. Полагаем, что к началу этого этапа относится начало накопления терригенных, терригенно-карбонатных и карбонатных толщ, в верхах разреза которых иногда появляются тиллиты [61].

Террейны Улутау-Моюнкумской группы

Данная группа террейнов включает Улутау-Сарыджазский, Каратау-Таласский, Чуйско-Кендыкстасский и Жельтавский террейны (см. рис. 7). Наиболее древние комплексы в их пределах включают метаосадочные породы и метаморфизованные гранитоиды, возникшие около 1800–1850 и 2300 млн лет назад [33, 59] с изотопными характеристиками, отвечающими неоархейскому источнику (åNd = –3.8; t_Nd(DM) = 2600 млн лет) [33, 59]. К мезопротерозойским и ранненеопротерозойским комплексам отнесены осадочные породы, в том числе различные сланцы, кварциты, известняки и доломиты [44].

Наиболее распространенными в террейнах юго-западной группы являются образования конца раннего и начала позднего неопротерозоя. Среди них преобладают вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи кислого или контрастного (риолит-базальтового) состава и гранитоиды, сходный состав и близкий возраст которых позволяет рассматривать их в составе вулкано-плутонических ассоциаций. В соответствие с имеющимися оценками возраста их формирование произошло в интервале от 850 до 750 млн лет [44, 48, 54, 55, 67]. Согласно с данными изотопных исследований (åNd(t) = -5.9 — -1.7; t_Nd(DM) = 1.7—1.9 млрд лет) источником кислых пород этих ассоциаций служил раннедокембрийский сиалический субстрат [44, 54, 55, 67]. Считается, что этот магматизм протекал во внутриплитных условиях, возможно, как результат заложения крупного рифтогенного прогиба на палеопротерозойском основании [44].

Докембрийская эволюция этой группы террейнов завершается формированием сложно построенного неметаморфизованного вулканогенно-осадочного комплекса позднего криогения-эдиакария, с которым было связано внедрение щелочных сиенитов карсакпайского комплекса (673 ± 2 млн лет) [44]. В нижней части разрезов этого комплекса преобладают полимиктовые и аркозовые терригенные породы, а также эффузивы, туфы и вулканогенно-осадочные породы кислого и основного состава. Верхняя часть комплекса в основном сложена различными терригенными и терригенно-карбонатными породами, которые согласно перекрываются кембрийскими черносланцевыми и сланцево-карбонатными толщами. В составе этой серии пород выделяются два уровня тиллитов и тиллитоподобных конгломератов. Их формирование происходило в интервале 630–540 млн лет [44], определяя тем самым интервал формирования всей серии пород.

Сравнительная характеристика докембрийских террейнов Центрально-Азиатского пояса

Проведенный анализ данных показал, что докембрийские террейны Центрально-Азиатского орогенного пояса не являются однородными и имеют существенные отличия. Прежде всего, различаются террейны разных областей пояса. Так в строении террейнов его восточной и центральной частей преобладают комплексы, сформированные в результате неопротерозойского ювенильного корообразования, тогда как на западе пояса террейны представляют структуры, кора которых сформировалась преимущественно в палеопротерозое. В их строении полностью отсутствуют неопротерозойские образования, которые можно сопоставить с комплексами энсиматических островных дуг и аккреционных призм, широко распространенных на востоке Центрально-Азиатского пояса [19, 52, 60]. Но и внутри этих групп террейнов отмечаются определенные различия, свидетельствующие о независимой истории формировании отдельных террейнов.

Террейны восточной и центральной частей пояса

В истории формирования террейнов этих частей пояса четко различаются два цикла тектогенеза — ранненеопротерозойский (раннебайкальский — 1.0–0.72 млрд лет) и поздненеопротерозойский (позднебайкальский — 0.72–0.59 млрд лет) — с эпохами складчатых деформаций, метаморфизмом и становлением гранитоидов на рубежах 0.81–0.78 и 0.6–0.56 млрд лет [16–18, 20, 21, 27, 38].

Ранненеопротерозойский этап. Данный этап характеризовался доминированием процессов ювенильного корообразования в большинстве террейнов центральной и восточной частей пояса (рис. 8). В это время были сформированы комплексы пород, возникшие в разных структурных обстановках палеоокеанического бассейна: срединно-океанических хребтов (толеитовые базальты N-MORB и E-MORB-типов в строении толщи шубун Сонгинского блока, нюрундуканской и несмуринской толщ в составе Байкало-Муйского пояса), океанических островов (метабазальтовый комплекс Сонгинского блока), островных дуг — известково-щелочные породы Дунжугурской зоны Тувино-Монгольского террейна, Кичерской и Анамакит-Муйской зон Байкало-Муйского пояса и Сонгино-Тарбагатайского террейна Хангайской группы (рис. 9). Породы этих комплексов характеризуются преимущественно положительными величинами eNd(t) (рис. 10), указывающими на ювенильный (не древнее ~ 1 млрд лет) характер сформированной ими коры [16–18, 38]. Сопровождающие их осадочные породы несут изотопно-геохимические метки, свидетельствующие о преобладающем участии в их образовании ювенильных источников сноса и, следовательно, об их накоплении вдали от континентальных масс с характеристиками зрелой коры. Роль последних становится если не определяющей, то существенной в терригенных отложениях, формирующих отдельные зоны в строении аккреционных террейнов, например, Баргузино-Витимского супертеррейна или Баяннурской зоны Сонгинского блока. По-видимому, такие отложения отвечают комплексам окраинных морей, отделявшим структуры на океанической коре от континентальных массивов.

 

Рис. 8 Схема корреляции основных этапов эволюции крупнейших докембрийских террейнов центрального и восточного сегментов Центрально-Азиатского пояса (с использованием данных [16-18, 27, 38]).

Обозначены (цифры жирным прямым) возрасты пород, млн лет. Обозначены (цифры жирным курсивом) Nd-модельные возрасты, млн лет.

 

Рис. 9. Геохимические характеристики основных магматических пород, участвующих в строении ювенильной коры террейнов Центрально-Азиатского орогенного пояса (с использованием данных [20, 38, 60]).

Эталонные составы базальтов OIB, N-MORB и IAB типов (по [71]).

А — составы пород океанических комплексов Сонгинского блока и Байкало-Муйской зоны; Б — составы пород океанических комплексов Баян-Хонгорской и Шишхидсккой зон; В — составы пород островодужных комплексов.

1–2 — поля составов ранненеопротерозойских пород Холбонурской зоны Сонгинского блока: 1 — метабазальтов OIB типа, 2 — метабазальтов E-MORB-типа; 3 — средние составы неопротерозойских базальтов OIB и N-MORB-типа Байкало-Муйского пояса; 4–5 — составы пород поздненеопротерозойской Баян-Хонгорской зоны: 4 — базальтов OIB типа, 5 — базальтов N-MORB типа; 6 — средние составы поздненеопротерозойских базальтов OIB и N-MORB типов Шишхидской зоны; 7–9 — составы пород ранненеопротерозойских островодужных комплексов: 7 — Кичерской зоны БМП, 8 — Холбонурской зоны Сонгинского блока, 9 — Дунжугурской зоны

 

Рис. 10. Изотопные характеристики пород докембрийских террейнов центральных и восточных участков Центрально-Азиатского пояса (с использованием данных [16–18, 27, 38].

1–4 — комплексы пород Байкало-Муйского пояса: 1 — ранненеопротерозойской ювенильной коры (Кичерская и Парам-Шаманская зоны), 2 — поздненеопротерозойской ювенильной коры (Янская, Светлинская и Каралон-Мамаканская зоны), 3 — метатерригенных пород и гранитоидов, сформированных при участии неопротерозойских и палеопротерозойских источников (Анамакит-Муйская зона и Баргузин-Витимский супертеррейн), 4 — постаккреционных гранитоидов; 5–8 — комплексы пород Хангайской группы террейнов: 5 — породы доаккреционных неопротерозойских магматических комплексов, 6 — осадочные породы и постаккреционные гранитоиды, 7 — риолиты дзабханской серии, 8 — ранненеопротерозойские комплексы Тарбагатайского блока; 9 — офиолитовые и островодужные комплексы Баян-Хонгорской зоны; 10 — офиолитовые и островодужные комплексы Шишхидской вулканической дуги

 

Имеющиеся оценки возраста пород указывают на формирование ранненеопротерозойских комплексов в близком возрастном интервале между ~ 1000 и 800 млн лет [16–18, 20, 21, 27, 38]. Завершение этапа было сопряжено с аккреционно-коллизионными событиями, совместившими разные по своей геодинамической природе комплексы в составе новообразованных складчатых структур в обрамлении палеопротерозойского континентального массива. Его фрагменты представлены Гарганским блоком в структурах Тувино-Монгольского массива, идерским комплексом в Сонгино-Тарбагатайском блоке, и, по-видимому, невскрытым основанием в Анамакит-Муйской зоне Байкало-Муйского пояса [16, 19, 27]. Очевидно, что фрагментом этого палеоконтинента являлся и Дзабханский террейн. В отличие от большинства террейнов этой части Центрально-Азиатского пояса в раннем неопротерозое он представлял собой пассивную континентальнуюй окраину, где происходило накопление улзитгольской черносланцевой серии.

Поздненеопротерозойский этап. Данный этап развития террейнов также, в основном, был связан с ювенильным корообразованием. Он начался, по-видимому, с процессов внутриплитной активности и рифтогенеза, последовавших вслед за завершением аккреционных событий. Их индикаторами стали расслоенные габброиды (785 млн лет) и гранитоиды А-типа (790, 784 млн лет) в Сонгино-Тарбагатайском террейне [38], щелочные граниты (755 млн лет) и риолиты А-типа в Дзабханском террейне [39], пироксенит-габбро-норитовые и габбро-анортозитовые расслоенные массивы, а также калиевые граниты и трахириолиты (780–720 млн лет) в Байкало-Муйском пояса [27] (см. рис. 8). В пределах Тувино-Монгольского террейна этому рубежу отвечает сархойская серия, связываемая с обстановкой окраинно-континентального пояса [19, 20]. В ее составе отмечаются ортофиры с характеристиками магматизма А-типа, отражающие проявление активности внутриплитного типа при формировании этой серии, для которой предполагалась рифтогенная природа [9].

Процессы рифтогенеза привели к дроблению краевой части палеоконтинента и формированию террейнов, сложенных преимущественно ранненеопротерозойскими комплексами и небольшими фрагментами их палеопротерозойской рамы. В океаническом сегменте рифтогенез инициировал зарождение поздненеопротерозойской ювенильной коры. Этому процессу соответствовали: в пределах Тувино-Монгольского террейна — комплексы Шишхидской островной дуги с характеристиками базальтов E-MORB и N-MORB типов (рис. 9), сформировавшиеся в интервале между 800 и 600 млн лет назад [21], в обрамлении Дзабханского микроконтинента между 665 и 560 млн лет — офиолиты Бан-Хонгорский зоны и комплексы пород Тацаингольской островной дуги [40, 51], в Байкало-Муйском поясе между 720 и 590 млн лет — комплексы поздненеопротерозойской коры Каралон-Мамаканской, Янской и Катеро-Уакитской зон [27] (см. рис. 9).

Поздненеопротерозойский этап корообразования завершился аккрецией новообразованнных структур океанического ложа и террейнов с ранненеопротерозойской корой. Аккреция произошла между 620–560 млн лет и сопровождалась процессами складчатости, метаморфизма и гранитоидного магматизма, охватившими, главным образом, зоны развития новообразованной коры [27]. Вне области влияния процессов ювенильного корообразования оказался только Сонгино-Тарбагатайский террейн, в строении которого процессы позднего неопротерозоя не проявились.

Со второй половины позднего неопротерозоя в пределах террейнов стали формироваться чехлы осадочных пород с высокой долей карбонатов. Вещественные характеристики этих пород позволяют оценить взаимное положение террейнов, а также их положение относительно крупных континентальных массивов [3, 23]. Так в карбонатных отложениях Тувино-Монгольского террейна, формировавшихся в интервале 600–520 млн лет назад, установлены популяции цирконов [24]: неоархейская (2.67 млрд лет), соответствующая комплексам пород Гарганской глыбы, палеопротерозойская (2.0–2.4 млрд лет) и неопротерозойская (790 млн лет), отвечающая продуктам разрушения местных сархойской, дунжугурской и сумсунурской серий пород. Среди них не выявлено цирконов с возрастом около 1.8 млрд лет, рубежного в истории формирования Сибирского кратона, что, скорее всего, отражает отсутствие связи между микроконтинентом и кратоном в конце позднего неопротерозоя.

Детритовые цирконы из парагнейса поздненеопротерозойской итанцинской свиты Баргузино-Витимского супертеррейна Северо-Забайкальской группы [36] отвечают возрастным максимумам 680 и 760 млн лет, которые согласуются с этапами магматической активности в Байкало-Муйском поясе. Более древние цирконы относительно редки, они образуют широкий непрерывный кластер в диапазоне 2210–2590 млн лет и возможно отвечают рециклированным осадкам. Среди них также отсутствуют зерна с возрастом ~1.8 млрд лет, которые могли бы указать на связь бассейна с Сибирским кратонов [36]. К такому же выводу приводят изотопно-геохимические данные [8], показавших отсутствие в составе осадочных пород Баргузинского супертеррейна продуктов разрушения пород Сибирского кратона и преобладание среди источников сноса основных и ультраосновных пород, подобных породам Байкало-Муйского пояса.

В пределах Дзабханского микроконтинента формирование осадочных толщ происходило в широком возрастном интервале. Источником ранненеопротерозойской улзитгольской и поздненеопротерозойской (вендской) цаганоломской свит, судя по изотопно-геохимическим данным, а также по данным о распределении возрастов детритовых цирконов в отложениях цаганоломской свиты, служили породы раннедокембрийского фундамента микроконтинента и неопротерозойских магматических комплексов, сформированные на рубежах 1.8–2.7 млрд лет и 800–900 млн лет [23].

Таким образом, каждая группа террейнов была независимой и формировалась на протяжении позднего неопротерозоя вдали от крупных континентальных массивов. На заключительных эдиакарских (вендских) этапах своего развития эти террейны напоминали гайоты Тихого океана и представляли собой скопления островов, в пределах которых формировались плащи карбонатных пород.

Террейны западной части пояса

Эти террейны отличаются от террейнов восточной и центральной частей Центрально-Азиатского пояса тем, что в них отсутствуют мезо- и неопротерозойские образования, формировавшиеся в пределах структур с океанической корой. В их строении ограничено представлены надсубдукционные вулканогенно-осадочные и плутонические комплексы мезо- и неопротерозоя [44]. Особенности состава большинства мезо- и неопротерозойских магматических комплексов, среди которых преобладают риолитовые и риолит-базальтовые вулканические серии и анорогенные гранитоиды, свидетельствует об их формировании во внутриплитных обстановках [44]. Породы кислого состава, входящие в состав этих комплексов, характеризуются широкими вариациями изотопного состава Nd в диапазоне единиц eNd(t) от +0,5 до –15, при резком преобладании пород с отрицательными значениями eNd(t) (рис. 11). Такие особенности изотопного состава кислых магматических пород могут быть связаны со смешанным характером их источника, в котором преобладают породы раннедокембрийской коры с добавками различных объемов ювенильного материала, который в основном имеет внутриплитное происхождение. Влияние древнего корового источника заметно и в изотопном составе базальтов, входящих в состав риолит-базальтовых серий, которые характеризуются отрицательными (от –0.4 до –1.1) значениями eNd(t). На основании этих данных можно сделать вывод о формировании подавляющего большинства магматических пород докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса в результате процессов переработки комплексов раннедокембрийской континентальной коры. Подобные образования входили и в состав источников сноса мезо- и неопротерозойских терригенных толщ, в которых значительную роль играют палеопротерозойские и архейские обломочные цирконы [10, 53].

 

Рис. 11. Изотопные характеристики магматических пород кислого состава докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса (с использованием данных [32, 34, 55, 56, 59].

1 — поздненеопротерозойские гранитоиды и риолиты Улутау-Сарыждазского, Чуйско-Кендыктаского и Жельтавского террейнов; 2 — ранненеопротерозойские граниты, гранито-гнейсы и риолиты Актау-Илийского террейна; 3 — мезопротерозойские граниты, гранито-гнейсы и риолиты Иссык-Кульского террейна и террейнов Северного Казахстана; 4 — палеопротерозойские гранито-гнейсы Жельтавского и Улутау-Сарыджазского террейнов

 

Рассматриваемые террейны, представляют собой фрагменты нео- и мезопротерозойских континентальных массивов, различавшихся особенностями тектонической эволюции. Террейны Исседонской группы отвечают блоку, в пределах которого в мезопротерозое и раннем неопротерозое проявился интенсивный кислый магматизм. В отличие от них террейны Улутау-Моюнкумской группы в том же интервале времени оставались практически амагматичным и характеризовались субплатформенным режимом развития с накоплением осадочных кварцито-сланцевых и карбонатных толщ. Как отмечают [44] по совокупности возрастных, структурных и вещественных характеристик позднедокембрийские комплексы террейнов этой группы близки к одновозрастным образованиям северной части Таримского кратона, что позволяет предполагать их принадлежность к одной континентальной группировке.

Общим для обеих групп террейнов стало вовлечение их в процессы внутриплитной переработки на рубеже раннего и позднего неопротерозоя. В интервале 780–730 млн лет в пределах северо-восточной части террейнов Исседонской группы возникли массивы внутриплитной спе ци фики: габброиды, щелочные граниты и контрастные вулкано-плутонические ассоциации, формирование которых контролировалось рифтогенными процессами. В террейнах Улутау-Моюнкумской группы интенсивный гранитоидный, риолитовый, контрастный и дифферецированный магматизм протекал по имеющимся оценкам, в интервале от 850 до 750 млн лет. Он пока слабо дифференцирован по возрастным группам и вещественным характеристикам, тем не менее, выдвигаются предположения, что в конце этого временного интервала он мог быть связан развитием крупного рифтогенного прогиба [44].

Таким образом, имеющиеся различия в мезо- и неопротерозойской истории Исседонской и Улутау-Моюнкумской групп террейнов, скорее всего, указывают на их первичную принадлежность к континентальным массивам с разной тектонической эволюцией. В начале позднего неопротерозоя оба этих массива были вовлечены в процессы рифтогенеза, что, возможно, привело к их дроблению и образованию соответствующих скоплений террейнов. Скорее всего, в результате этих событий они оказались в достаточно близких палеогеографических условиях, поэтому, начиная с конца неопротерозоя, различия в их эволюции стали стираться. Как полагают [44] в позднем неопротерозое террейны Исседонской группы, вероятно, столкнулись с Таримским кратоном, включавшим также террейны Улутау-Моюнкумской группы, и совместно с ними составили более крупный континент. Отражением этой коллизии являются метаморфические комплексы позднего неопротерозоя, выявленные как в пределах северной части Таримского кратона, так и в террейнах Улутау-Моюнкумской группы [44]. Последующее расчленение этого континента на отдельные террейны произошло в конце эдиакария — начале палеозоя, в связи с заложением крупных бассейнов с океанической корой, реликты которых, как правило, являются разделами между различными группами докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса.

Возрастные корреляции и палеотектонические реконструкции

Предыстория террейнов. Выявленные различия в строении и развитии докембрийских террейнов участвующих в строении различных частей Центрально-Азиатского пояса свидетельствуют, прежде всего, об их зарождении в разных сегментах Земли и в разных геодинамических обстановках. Террейны западных групп представляют фрагменты континентальных массивов с преимущественно палеопротерозойской континентальной корой. В них активно проявились позднемезопротерозойские магматические процессы, свидетельствующие о нахождении соответствующих блоков в зоне формирования гренвиллских структур. С конца мезопротерозоя в них устанавливается субплатформенный режим. В отличие от них в террейнах центральных и восточных участков Центрально-Азиатского пояса мезопротерозойские процессы не проявились. Эти террейны представляют, главным образом, блоки новообразованной коры, сформировавшейся в пределах неопротерозойского океанического бассейна.

По-видимому, общим тектоническим событием для всех групп террейнов стали конвергентные и аккреционные процессы раннего неопротерозоя (рис. 12). В террейнах Исседонской группы они привели к формированию риолит-гранитных ассоциаций между 870 и 930 млн. лет, в пределах палеоокеана в это же время формировались островные дуги и задуговые бассейны. В центральных и восточных участках пояса эти процессы завершились на рубеже ~ 800 млн лет аккрецией новообразованных блоков коры к крупному континентальному массиву. Различия в строении и истории формирования сохранившихся фрагментов континентального массива — Гарганского, Тарбагатайского и Байдаракского блоков (см. рис. 8) позволяют нам предположить его значительные размеры. Данные блоки несут метки тектоно-метаморфических преобразований на рубеже ~ 1.8—1.9 млрд лет, что позволяет связать их с Сибирским или другим кратоном, из ранее входивших в состав суперконтинента Колумбия. Аккреция к этому кратону ранненеопротерозойских структур соответствовала завершающей стадии в развитии суперконтинента Родиния.

 

Рис. 12. Схема корреляции основных этапов эволюции докембрийских террейнов частей Центрально-Азиатского орогенного пояса.

Обозначены (цифры жирным прямым) возрасты пород, млн лет.

1 — кристаллические донеопротерозойские комплексы; 2 — офиолиты и островодужные комплексы; 3 — синаккреционные гнейсы и граниты; 4 — кислые вулкано-плутонические комплексы; 5 — гранитоиды; 6–8 — внутриплитные магматические ассоциации: 6 — базальтоидные, 7 — габброидные, 8 — щелочно-гранитоидные; 9 — кварциты; 10 — сланцево-терригенные комплексы; 11 — карбонатный чехол; 12–13 — общие рубежи в геологической истории террейнов: 12 — аккреция и конвергентные события в интервале 810–790 млн лет, 13 — деструкция и внутриплитный магматизм в интервале 790–720 млн лет

 

Раскол и образование террейнов. Следующим общим событием в истории докембрийских террейнов Центрально-Азиатского пояса стали процессы их деструкции. Эти процессы сопровождались проявлениями внутриплитного магматизма, охватившими все рассматриваемые террейны в интервале времени от 800 до 700 млн лет назад (см. рис. 12). По времени процессы рифтогенеза коррелируются с расколом суперконтинента Родиния под воздействием суперплюма и распадом, по крайней мере, той его части, которая включала его Лавросибирскую часть, на Сибирский и Лаврентийский континенты на рубеже около 720 млн лет [28]. Комплексами-индикаторами этого рифтогенеза в краевой части Сибирского континента являются зоны развития щелочных комплексов с карбонатитами, протянувшимися по краю кратона, в пределах Лаврентии — дайковый пояс Франклин. Близкие по возрасту проявления внутриплитных вулкано-плутонических комплексов установлены также в ряде других кратонов (Янцзы, Тарима, Австралии, Буреинского массива), входивших в суперконтинент Родиния [2, 29, 42, 61, 62]. Раскол затронул не только древние континентальные блоки, но и аккретированные к ним ранненеопротерозойские структуры и привел к их дроблению на отдельные террейны. Формирование новой океанической коры в зонах раскола, привело к перемещению таких террейнов во внутренние участки океанического бассейна. Там, сложилась геодинамическая обстановка, аналогичная региону современного Малайского архипелага, в пределах которого отмечается мозаика блоков разновозрастной коры и протекают спрединговые и конвергентные процессы. Таким образом, именно распад Родинии стал основной причиной не только появления террейнов с ранненеопротерозойской корой, но и нового поздненеопротерозойского цикла корообразующих процессов в сопряженном с суперконтинентом секторе палеоокеана.

Образование Палеоазиатского океана произошло около 570 млн лет назад, очевидно, вследствие заложения новой системы спрединговых центров [37, 45]. В результате блоки с ювенильной поздненеопротерозойской коры были аккретированы к ранненеопротерозойским террейнам. Очевидно, что их формирование происходило во внутренних участках Палеоазиатского океана, поэтому в ходе последующей его эволюции все эти террейны оказались заключенными среди его складчатых структур.

Палеотектонические реконструкции. Полученные оценки важнейших рубежей в геологической истории террейнов позволяют рассмотреть их положение в системе глобальных геологических структур неопротерозоя. В качестве геотектонической основы были взяты реконструкции [61]. В соответствие с ними заключительные этапы формирования суперконтинента Родиния сопровождалось появлением вблизи его Сибирско — Таримской окраины горячего поля мантии. Очевидно, что области его влияния вполне способствовали формированию комплексов пород океанических плато, спрединговых центров и энсиматических островных дуг, принявших впоследствии участие в образовании террейнов восточных и центральных районов Центрально-Азиатского пояса (рис. 13, 900 млн лет).

 

Рис. 13. Модель формирования докембрийских террейнов Центрально-Азиатского орогенного пояса в системе глобальных геологических структур неопротерозоя (с использованием данных [61]).

1 — океанический сектор; 2 — суперконтинент и кратоны; 3 — проекция горячего поля мантии; 4 — конвергентные границы; 5 — спрединговые центры; 6 — неопротерозойские аккреционные террейны

 

В интервале 830–795 млн лет значительные участки суперконтинента были подвержены внутриплитной магматической активности, проявившейся в форме дайковых роев, внутриконтинентальных основных — ультраосновных и гранитоидных интрузий, формировались в разных участках суперконтинента — в Сибири [28], в блоке Янцзы [62, 63, 65], Австралии [75, 76, 78], Тариме [77], Индии [68], Арабо-Нубийском блоке [69, 70, 72]. Одновременно в краевой части суперконтинента происходили аккреционные процессы, которые, возможно, стали следствием перемещением суперконтинента к северу [61] и его коллизией с блоками неопротерозойской коры, сформированной в пределах палеоокеана. В результате край суперконтинента на достаточно протяженном участке был приращен ранненеопротерозойскими аккреционными комплексами (см. рис. 13, 810 млн лет).

В интервале 790–720 млн лет практически вся территория суперконтинента оказалась над суперплюмом, что, очевидно, стало причиной его повсеместного дробления (см. рис. 13, 780 млн лет). Соответствующие процессы зафиксированы в краевых участках Лаврентии и Сибири [28, 50], Тарима и Индии, Южного Китая и Австралии [61, 62, 64 73]. Охватили они также и новообразованные краевые участки суперконтинента, раздробив их на ряд террейнов с преимущественно неопротерозойской корой. В результате эти террейны были перемещены в сектор палеоокеана, где протекали процессы поздненеопротерозойского корообразования (см. рис. 13, 720 млн лет).

По-видимому, около 600–570 млн лет произошло зарождение Палеоазиатского океана, о чем свидетельствует возраст наиболее ранних офиолитовых комплексов из раннепалеозойских (каледонских) структур Центрально-Азиатского пояса [5, 37, 45, 66]. Образование новой системы спрединговых центров, очевидно, привело к столкновению (аккреции) поздненеопротерозойских и ранненеопротерозойских структур, располагавшихся в океаническом секторе (см. рис. 13, 600 млн лет). Можно предположить, что они сформировали общий неопротерозойский супертеррейн, обособленный от крупных континентальных масс в пределах палеоокеана. В ходе эволюции Палеоазиатского океана этот супертеррейн, а также континентальный блок, объединявший Таримский кратон и террейны западной части Центрально-Азиатского пояса, были подвержены дроблению, которое привело к их разделению на те группы, которые отмечаются в современной структуре Центрально-Азиатского пояса (см. рис. 13, 550 млн лет).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Докембрийские террейны, участвующие в строении Центрально-Азиатского орогенного пояса, представляют фрагменты структур двух типов, сложенных, в одном случае, существенно ювенильной неопротерозойской корой, в другом — мезо- и ранненеопротерозойской корой. Формирование этих террейнов происходило в разных сегментах неопротерозойской Земли, что отразилось на особенностях их строения и развития.

Террейны с ювенильной неопротерозойской корой зародились в океаническом секторе Земли и их становление было связано с ранне- и поздненеопротерозойскими (ранне- и позднебайкльскими) циклами тектогенеза, продолжительностью каждого из них до 200 млн лет.

Ранненеопротерозойское ювенильное корообразование началось около 1 млрд лет назад и стало результатом спрединговых процессов и сопряженного с ними образования внутриокеанических лавовых плато, островов, островных дуг, задуговых и окраинных морей. Этот цикл завершился около 800 млн лет назад аккрецией новообразованной ранненеопротерозойской коры к крупному континентальному массиву. Поздний цикл тектогенеза начался с раскола континента, который протекал в интервале 800–700 млн лет и охватил, в частности, территорию аккретированного к нему ранненеопротерозойского складчатого пояса. Фрагменты последнего были перемещены в океанический сектор, где в это же время стала формироваться новая система структур океанического ложа, в том числе, океанические острова, островные дуги и окраинные бассейны. Этот этап корообразования завершился в интервале 600–570 млн лет и сопровождался аккрецией новообразованных структурных комплексов к террейнам с ранненеопротерозойской корой. Становление современного облика террейнов произошло на рубеже 570 млн лет назад в связи со спрединговыми процессами, сопровождавшими зарождение Палеоазиатского океана.

Террейны, характеризующиеся мезо- и ранненеопротерозойской корой, возникли в континентальном секторе Земли и на протяжении неопротерозоя характеризовались внутриконтинентальным режимом развития.

Террейны Исседонской группы располагались в пределах континентального блока, где проявилась гренвиллской орогении, с которой связан позднемезопротерозойский (~1100 млн лет) магматизм. В другом континентальном блоке, где сформировались террейны Улутау-Моюнкумской группы в позднем мезопротерозое происходило накопление платформенного чехла. Различия в развитии этих блоков сохранялись и в раннем неопротерозое. На рубеже раннего и позднего неопротерозоя оба блока были вовлечены в процессы внутриплитной активизации, сопровождавшейся магматизмом и рифтогенезом. По времени эти процессы коррелируются с расколами, приведшими к образованию террейнов восточной и центральной областей Центрально-Азиатского пояса. На протяжении позднего неопротерозоя обе группы террейнов развивались в субплатформенном режиме. Их окончательное оформлении в виде самостоятельных террейнов произошло в связи с процессами развития Палеоазиатского океана.

В истории формирования рассмотренных террейнов близкие процессы проявлены в интервале между 800 и 700 млн лет, который характеризовался процессами деструкции, формированием рифтовых зон и проявлениями внутриплитного магматизма и совпал с расколом суперконтинента Родиния. Таким образом, история формирования докембрийских террейнов Центрально-Азиатского пояса связана с процессами, протекавшими в краевой Сибирско-Таримской части суперконтинента и прилегающем к нему секторе палеоокеана.

Источник финансирования. Исследования выполнены в ИГЕМ РАН и ГИН РАН за счет средств Российского научного фонда (проект № 14-27-00058).

About the authors

V. V. Yarmolyuk

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy, and Geochemistry, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: degtkir@mail.ru
Russian Federation, 35, Staromonetny, Moscow, 119017

K. E. Degtyarev

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: degtkir@mail.ru
Russian Federation, 7, Pyzhevsky lane, Moscow, 119017

References

Supplementary files