Ископаемые палеозойские гайоты Джидинской зоны палеозоид
(Западное Забайкалье и Северная Монголия) 1А. В. Филимонов, 1В. С. Климук, 2М. А. Горнова, 2А. Я.Медведев
1Геологический институт СО РАН, 670047, Улан-Удэ, ул. Cаxьяновой, 6а, Роccия
2Институт геохимии CО PАН, 664033, Иpкутcк, ул. Фавоpcкого, 1а, Pоccия
В последние годы все чаще фиксируются случаи нахождения фрагментов океанических островов (симаунтов, гайотов) в структуре складчатых поясов различного возраста. Геодинамическая типизация подобных структурно-вещественных комплексов (СВК) всегда представляет собой известную проблему в связи с тем, что их трудно отделить от совмещенных с ними в составе аккреционных клиньев СВК островных дуг и окраинных палеобассейнов [Добрецов и др., 2004].
В современной структуре складчатого обрамления юга Сибирской платформы Джидинская зона палеозоид Центрально-Азиатского складчатого пояса рассматривается как область развития венд-палеозойских СВК, формировавшихся на активной окраине Палеоазиатского океана [Гордиенко, 2006]. В качестве основных элементов структуры Джидинской зоны выделяются три типа СВК: 1) островодужные СВК; 2) СВК Джидотского и Ургольского гайотов; 3) флишевые СВК окраинных палеобассейнов (рис. 1).
Рис.1. Распространение основных типов СВК в строении Джидинской зоны палеозоид.
1-4 – структурно-вещественные комплексы: 1, 2 – островодужные: 1 – без расчленения, 2 – аккреционной призмы, 3 – гайотов, 4 – флишевые.
СВК Джидотского гайота (рис. 2) формирует крупный аллохтон с меланжем в основании.
Рис.2. Схема строения Джидотского гайота. 1- метаморфиты Хамардабанской зоны; 2-3 – островодужный СВК: 2 – магматиты, 3 – стратифицированные образования; 4 – базит-гипербазитовые комплексы; 5-9 – СВК гайота: 5 – толща мафических брекчий, 6 – толща толеитовых базальтов, 7 – толща субщелочных базальтов, 8 – доломитовая толща, 9 – тектонические меланжи; 10-11 – флишевый СВК: 10 – терригенная ассоциация, 11 – терригенно-карбонатная ассоциация; 12 – граница структурно-формационных зон.
Выше в тектоническом разрезе аллохтона залегает меланжированные толщи мафических брекчий и толеитов. Верхи тектонического разреза сложены покровами толщ субщелочных базальтов и доломитов. В составе СВК выделяяются следующие основные элементы:
1. Комплекс фундамента гайота объединяет образования океанической коры, представленные тектоническими блоками базит-гипербазитового комплекса и толщей мафических брекчий в составе автокластических меланжей и грубообломочных эдафогенов.
Базит-гипербазитовый комплекс сложен преимущественно апоперидотитовыми серпентинитами и метасоматитами (тальк-карбонатными породами, лиственитами). Пироксениты, габбро и апобазитовые метасоматиты (листвениты, родингиты) имеют крайне ограниченное распространение. По химическому составу преобладающие апоперидотитовые серпентиниты представлены холодными реститами, сформировавшимися в срединно-океанических хребтах [Горнова и др., 2005].
Толща мафических брекчий объединяет серпентинитовые конгломераты и габбровые конглобрекчии. Толща формирует пакет пологозалегающих тектонических пластин, границы которых маркируются полосами метасоматитов и тектонитов. Габбровые конглобрекчии сложены обломками метагаббро, реже – метадолеритов и метабазальтов. Мафические брекчии, вероятно, представляют собой тектонизированные эдафогены, широко распространенные в осевых рифтовых впадинах и желобах трансформных разломов современных океанов.
2. Толща толеитовых базальтов сложена массивными высокохромистыми толеитами, их подушечными лавами, а также осадочными породами. Кроме того, встречаются дайки высококремнистых долеритов. Подушечные лавы представлены вариолитами с выполнением межподушечных пространств дисквамационными гиалокластитами. Осадочная ассоциация толщи представлена известняками и силицитами. По химическому составу толеитовые базальты слабо недосыщены SiO2 и резко обогащены Na2O по сравнению с K2O. Породы имеют относительно высокие концентрации Al2О3 (14-16 %) и низкие – MgO, железа и TiO2. По геохимическим характеристикам их отличает относительно высокие содержания когерентных элементов, особенно хрома (до 750-850 г/т) и низкие – некогерентных элементов (Rb, Sr, Zr, Ba), включая легкие лантаноиды. Базальты толщи сопоставимы по ряду характеристик их химического состава с толеитами типа N-MORB [Кузьмин и др., 1995; Альмухамедов и др., 1996]. Вторичные преобразования пород толщи ограничиваются глубинным эпигенезом. Ассоциация пиллоу-лав и дисквамационных гиалокластитов определенно свидетельствует о глубоководности подводных излияний. Возраст толщи в настоящее время пока не определен. В известняках одного из блоков осадочной ассоциации толщи в районе устья руч. Юхта (левобережье Джиды) установлены остатки раннекембрийских микропроблематик [Руженцев и др., 2005].
3. Толща субщелочных базальтов объединяет дифференцированные вулканиты ряда: субщелочной оливиновый базальт – гавайит – трахиандезибазальт – трахит с петро- и геохимическими характеристиками пород субщелочной серии океанических островов. В строении толщи преобладают фации лавовых потоков базальтов, часто с включениями обломков, блоков и линз известняков и силицитов. Средние вулканиты обычно формируют мелкие потоки флюидальных лав с линзами пеперитов и известняков. Фациальный комплекс удаленных зон вулканизма представлен пачками вулканокластитов (туфы, туффиты, гиалокластиты) основного, среднего и смешанного состава в ассоциации с горизонтами известняков и силицитов. В отдельных частях толщи присутствуют мощные пачки агломератовых резургентных туфов с включениями крупных блоков, отторженцев и лавовых залежей ферротолеитов и андезибазальтов (исландитов) по химизму сходных с породами внутриокеанических рифтовых зон. В некоторых разрезах. присутствуют пачки вулканомиктовых конгломератов. Химический состав всех разновидностей субщелочных базальтов по содержаниям петрогенных оксидов удовлетворительно укладывается в пределы вариаций химического состава гавайитов. Вулканокластиты (лавакластиты, туфы) представлены в основном мелкообломочными породами. Для них характерно преобладание в обломках ювенильного материала, отсутствие пемз, плотная упаковка и однородный состав обломков. Везикулярные гиалокластиты сложены обломками пузыристых базальтовых стекол [Gordienko, Filimonov, 2005]. В осадочной ассоциации толщи субщелочных базальтов преобладают известняки и силициты. Реже встречаются кремнекластиты и туффиты. Известняки часто представлены оолитовыми разностями. Для состава известняков характерны высокие содержания карбоната (96-98%) и часто очень высокие значения параметра Al2O3/SiO2, отвечающему силикатно-аллитовому составу примеси. Это достаточно определенно указывает на изоляцию обстановки седиментации от источников терригенного материала (Gordienko, Filimonov, 2005). Вулканиты в основном формировались в мелководных обстановках (оолитовые известняки, везикулярные гиалокластиты, конгломераты). По вещественному составу вулканиты субщелочной толщи хорошо сопоставляются с породами геодинамических обстановок внутриокеанических поднятий (асейсмических хребтов, гайотов), связанных с "горячими точками". На петрохимических диаграммах точки составов субщелочных базальтов концентрируются в областях внутриплитных геодинамических обстановок (рис. 3). Возраст субщелочной толщи пока может быть определен только как раннепалеозойский в широком интервале кембрия – девона. В единичных пробах из пород осадочной ассоциации установлены остатки неопредилимых радиолярий и смешанные комплексы акритарх и миоспор силура-девона [Gordienko, Filimonov, 2005].
4. Толща доломитов сложена доломитами с подчиненными слоями известняков, микрокварцитов и пачками чередования слоев вулканокластитов, алевропелитов, аргиллитов, глинистых доломитов. В нижней части доломитовой толщи присутствует пачка слоистых везикулярных гиалокластитов. По простиранию гиалокластиты сменяются фрагментами потоков глыбовых лав гиалобазальтов (проксимальная часть) или чередованием слоев аргиллитов, окремненных аргиллитов, алевропелитов (туффитов), глинистых и окремненных доломитов (дистальная часть). По химическому составу гиалобазальты близки ферробазальтам субщелочной толщи. По ряду фациальных особенностей (ассоциация доломитов с красноцветными алевропелитами, присутствие барита, типоморфизм минералов кремнезема в конкрециях, отсутствие примеси терригенного материала и др.) обстановки седиментации отвечают условиям ограниченного водообмена и повышенного испарения. Они характерны для частично осушаемых карбонатных платформ завершающей (постэрозионной?) стадии формирования гайотов. Высокая “эвапоритность” обстановки может быть объяснена осушением части карбонатной платформы и ее нахождением выше уровня моря в условиях жаркого климата Возраст доломитовой толщи по комплексам водорослей и миоспор оценивается интервалом от ордовика-силура (?) до позднего девона включительно (Gordienko, Filimonov, 2005).
5. Микститовые образования слагают значительную часть СВК Джидотского гайота и представлены олистостромами, тектонизированными олистостромами и тектоническими меланжами. Олистостромы обычно приурочены к границам толщи субщелочных базальтов, а также присутствуют внутри нее в виде крупных линзовидных тел. Олистолиты в них представлены субщелочными вулканитами, известняками, силицитами, кремнекластитами. Матриксом служат мелкообломочные тектонические брекчии с тем же составом обломков. Из матрикса олистостромов выделены богатые комплексы микрофоссилий, включающие отдельные формы кембрийских акритарх, а также миоспор девона-карбона. Эти данные могут свидетельствовать о позднепалеозойском времени формирования значительной части микститовых образований.
СВК Ургольского гайота Джидинской зоны Северной Монголии слагают крупную синформу, осложненную рядом более мелких складок-чешуй (рис. 3).
 Рис.3. Геологическая схема Ургольского гайота. 1 – серпентинитовый меланж с блоками габбро, пироксенитов, габбро-долеритов и долеритов; 2 - толща пиллоу-лав субщелочных базальтов; 3 - толща субщелочных вулканитов; 4 – карбонатная толща ( 1); 5 – микститовая толща; 6 – вулканомиктовые конгломераты; 7 – флишевая толща; 8 – разломы.
Основание СВК гайота сложено серпентинитовым меланжем с блоками апогипербазитовых серпентинитов, полосчатых и изотропных габбро, габбро-пироксенитов, а также дайками габбро-долеритов и долеритов. На этом основании залегают (см. рис. 3):
1. Толща подушечных лав субщелочных базальтов с характерными толеитовыми микроструктурами и межподушечными пространствами, выполненными гиалокластитами и кремнями. Иногда встречаются редкие дайки долеритов. По химическому составу породы толщи представлены базальтами и андезитами субщелочной серии. Для них характерны высокие содержания щелочей, P2O5, элементов группы LIL (Rb, Ba, Sr) и малоподвижных элементов группы HFS (Ti, Zr, Nb). Низкие содержания оксидов титана (0,6 мас.%) и фосфора (0,08 мас. %) в отдельных высококремнистых разностях пород (54-56мас.%) обусловлены процессом дифференциации. Отсутствует также толеитовый тренд дифференциации, так с ростом содержания SiO2 в рассматриваемых породах происходит уменьшение содержания кальция, железа, титана и накопление алюминия, что обусловлено более ранней кристаллизацией вкрапленников оливина, шпинели и авгита по сравнению с плагиоклазом. Такой порядок кристаллизации характерен для щелочных базальтов океанических островов.
2. Толща субщелочных вулканитов, в составе которой установлены лавовые потоки базальтов, трахиандезибазальтов и различные генетические типы вулканокластитов (лавокластиты, туфы). По химическому составу породы толщи в целом близки предыдущей, но отличаются более высокими содержаниями TiO2 и, соответственно P2O5.
3. Микститовая толща, развитая на границе вышеуказанных вулканогенных толщ. Матрикс микститов сложен тектоническими брекчиями базальтов. В олистолитах наблюдались известняки, силициты, субщелочные базальты, габброиды, серпентиниты.
4. Карбонатная толща сложена известняками, доломитами, калькаренитами, мелкообломочными карбонатными конглобрекчиями. В известняках установлен комплекс водорослей раннего кембрия.
5 Толща вулканомиктовых конгломератов с гальками субщелочных вулканитов.
Таким образом, СВК Джидотского и Ургольского гайотов Джидинской зоны близки по своему строению. В обоих случаях в качестве их основных элементов выделяются комплексы основания, толщи подушечных лав, толщи дифференцированных вулканитов океанических островов, микститы на границах толщ вулканитов. Ургольский гайот имеет меньшие размеры и его формирование, по-видимому, завершилось в кембрии. Джидотский гайот, вероятно, имел более длительную историю формирования, охватывающую большую часть палеозоя.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 05-05-64035 и 05-05-97228).
Список литературы
Альмухамедов А. И., Гордиенко И. В., Кузьмин М. И., Томуртогоо О., Томурхуу Д. Джидинская зона – фрагмент Палеоазиатского океана // Геотектоника, 1996, №4. С.25-42.
Гордиенко И. В. Геодинамическая эволюция поздних байкалид и палеозоид складчатого обрамления юга Сибирской платформы // Геология и геофизика, 2006, Т.47, №1. С.53-70.
Горнова М. А., Альмухамедов А. И., Гордиенко И. В., Медведев А. Я., Томуртогоо О. Геохимические особенности перидотитов Джидинской зоны // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Мат. научн. совещ., Т.1, Вып.3, Иркутск: Изд-во ИЗК СО РАН, 2005. С.67-68.
Добрецов Н. Л., Буслов М. М., Сафонова И. Ю., Кох Д.А. Фрагменты океанических островов в структуре Курайского и Катунского аккреционных клиньев Горного Алтая // Геология и геофизика, 2004, Т. 45, № 12. С. 1381-1403.
Кузьмин М. И., Гордиенко И. В., Альмухамедов А. И., Антипин В. С., Баянов В. Д., Филимонов А. В. Палеокеанические комплексы Джидинской зоны каледонид (Юго-Западное Забайкалье) // Геология и геофизика, 1995, Т.36, №1. С.3-18.
Руженцев С. В., Минина О. Р., Аристов В. А., Катюха Ю. П., Голионко Б. Г. Тектоника Икат-Багдаринской и Джидинской зон Западного Забайкалья // Проблемы тектоники Центральной Азии. М.: Геос, 2005. С.171-196.
Gordienko I. V., Filimonov A. V. The Dzida zone of the Paleo-Asian ocean: main stages of geodynamic evolution (Vendian-Early Paleozoic oceanic, island-arc and back-arc basin complexes) // Structural and tectonic correlation across the Central Asia orogenic collage: north-eastern segment. Ed. E.V.Sklyrov. Guidebook and abstract volume of the Siberiav Workshop IGCP 480. Irkutsk, 2005. P.99-164.
Достарыңызбен бөлісу: |
