A déli Tannuol-törészóna (Oroszország északi közép-ázsiai orogénövezetének Tuva régiója) tektonikus története: A többmódszeres geokronológia korlátai

A közép-ázsiai orogén öv (CAOB) északi részének digitális magassági modellje (SRTM adatok). A Dél-Tannuol Hiba Zóna (STFZ) vizsgálati területünket a fekete doboz jelöli.

ásványi

a) A dél-tannuoli törési zóna (STFZ) egyszerűsített geológiai térképe ([5] alapján) a mintahelyek megjelölésével; (b) az STFZ digitális domborzati modellje (SRTM-adatok, Mercator-vetület - WGS84) a fő szerkezeti jellemzők, a medencék és a hegyláncok feltüntetésével. A mintahelyeket feltüntetjük, a részleteket lásd az 1. táblázatban.

206 Pb/238 U kontra 207 Pb/235 U concordia-ábrák (Isoplot-tal rajzolva [18]) és a cirkonszemcsék belső szerkezete katódolumineszcenciás képeken. A középső, vastagabb ellipszis a Concordia-korot képviseli bizonytalanságával.

A szibériai kontinens margójának paleogeodinamikai modellje 540–520 Ma-on a [3] után.

Késői karbon – Közép-Ázsia korai perm nagy magmás tartományai [51] után.

Plagioklász és K-földpát 40 Ar/39 Ar fokozatos fűtési fennsík-korok, amelyek tükrözik az elhelyezés korát vagy a gabbrók posztmagmatikus hűtési korát (a részletes vitát lásd a szövegben).

A szibériai kontinens peremének szerkezete a középső paleozoikumban [50, 51] után.

A Kyzyldag-hegység szerkezeti térképe (lásd a 2. ábra jelmagyarázatát), az AFF eredmények alapján összeállított profil az STFZ és az A – B profilon (életkor, átlagos spontán pályahosszak és hőtörténetek). A QTQt szoftver által kiadott sávhosszú hisztogramokat a Kiegészítő anyagok (S1 ábra) tartalmazza. .

Az STFZ mintákhoz az U/Pb, 40 Ar/39 Ar geokronológia és az apatit termokronológia alapján kapott korhoz kapcsolódó tektonikus események. Az időt a vízszintes tengely mutatja; a függőleges tengely jelzi az izotóp rendszer zárási hőmérsékletét.

Absztrakt

510 Ma) cirkon U/Pb korosztályok a felzikus vulkanikus kőzetekre datálják az STFZ alagsorképződésének utolsó szakaszát. Ordovician (

460–450 Ma) cirkon U/Pb korokat kaptunk a felszikus kőzetekre a szerkezet mentén, elhelyezésüket datálva, és megjelölve a poszt-formáció utáni helyi magmás aktivitást az STFZ mentén. 40 Ar/39 Ar fokozatos fűtési fennsík (

340 Ma) kora devon és késő devon – mississippiai behatolás és/vagy posztmagmatikus lehűlési epizódok tárják fel az alagsorban lévő maffikus sziklákat. Permi (

290 Ma) cirkon U/Pb a mafic kőzetei először dokumentálják a permi magmatizmust a vizsgált területen, ami előfeltételeket teremt Közép-Ázsia permi nagy magmás tartományainak terjedésének felülvizsgálatához. Az AFT datálásán alapuló AFT datálási és hőtörténeti modellezés az STFZ két intrakontinentális tektonikus reaktivációs epizódját tárja fel: (1) a kréta – eocén periódusát (

100–40 Ma) reaktiváció és (2) a késői neogén (a

10 ma-tól) impulzus az eocén – miocén (

1. Bemutatkozás

2. Módszerek

2.1. Cirkon U/Pb társkereső

2.2. Plagioklász és K-földpát 40 Ar/39 Ar randevú

315 ° C) az ortoklász esetében [20]. Ismeretes, hogy a szemcseméret, kémiája és kristályszerkezete befolyásolja a zárási hőmérsékletet [21]. Ebben a tanulmányban a K-földpát kristályok osztályozása nem mindig nyilvánvaló, ezért a zárási hőmérsékletet 150 és 350 ° C közötti széles intervallumban vesszük [22].

2.3. Apatit hasadási pálya (AFT) randevú

120 ° C-on a kristályrács regenerálódik és a hasadási nyomok gyorsan lágyulnak, miközben alacsonyabb hőmérsékleten

60 ° C, az apatitban lévő nyomokat stabilnak tekintik [25]. A hőmérséklet-ablakban

60–120 ° C (vagy az apatit részleges hőkezelési zóna, APAZ), a nyomok mind felhalmozódnak, mind lágyulnak. Az AFT-kor azt az időt jelzi, amikor a felhalmozódott vágányok száma megegyezik a lágyított pályák számával, amikor az apatit tartalmú kőzet áthaladt az APAZ-on.

100 zárt pálya, amire általában vágynak. Általában mindegyik mintánkhoz körülbelül 50 vízszintes, korlátozott sávot mértünk a prizmás szakaszokon, párhuzamosan a kristálytani c tengellyel, a hosszúsági frekvenciaeloszlások kialakításához (3. táblázat). A korlátozott vágányhosszakat 100 × síkú apokromat osztályú objektív és 2 × másodlagos optikai nagyítás (Nikon DSC zoom port) segítségével mértük c-tengelyes vetítés nélkül [32]. A megszámolt szemek hegesztési viselkedésének becsléséhez mért, korlátozott vágányhosszakkal, elvégeztük a Dpar kinetikai paraméter mérését (a marási gödör átlagos átmérője párhuzamos a kristálytani c tengellyel; [40,41]). A Dpar-értékeket legalább 20 különböző szemcsében mértük, szemenként öt mérést. A hőtörténeteket minden mintához a QTQt szoftver (5.4.6 verzió, Rennes, Franciaország) [39] alkalmazásával szimuláltuk [38] hőkezelési modelljének alkalmazásával. A hőtörténeti modellezéshez használt bemeneti paraméterek részletezését a Kiegészítő anyagok (S1 és S2 táblázatok) tartalmazzák.

3. Eredmények és megbeszélés

3.1. Cirkon U/Pb társkereső

3.2. Plagioklász és K-földpát 40 Ar/39 Ar randevú

3.3. AFT termokronometria

60–40 Ma) AFT korosztály, míg két mintának (2224–1, 2226–1) késő kréta kori AFT-kora van (

80 és 75 Ma). Általában a kapott AFT-kor fiatalabb, mint Altay – Sayan régió más területein [26,27,28,62,63,64,65]. Meg lehet oldani az elemzett mintákat, amelyek egyértelműen a nagyobb hibarendszerekben [62,63] találhatók, például az STFZ-ben.

100 mérhető, zárt pályát nem sikerült elérni; mintáink többsége azonban kevesebb számot mutat be zárt pályákon (

50). Minden mintához elegendő, elfogadható számú vízszintes, korlátozott sávot (ebben a vizsgálatban 43-tól 58-ig) hőtörténeti modelleket készítettünk a QTQt szoftver segítségével [39]. A hőtörténeti modellek három szakaszot tárnak fel a modellezett tT-utak (fekete vonalak) jó illeszkedése alapján, bár nem minden minta mutatja egyértelműen az első szakaszt: (1) Kréta – eocén hűtés (

100–40 Ma), (2) eocén – miocén stabilitás (

(40–10 Ma), (3) késői neogén a legutóbbi lehűlésig (

10–0 Ma) (8. ábra). Meg kell jegyezni, hogy ez utóbbi „fázist” egy jól ismert modellezési artefaktum fokozhatja [38].

4. Következtetések

510 Ma) cirkon U/Pb korú felsikus vulkanikus kőzetek és egyetlen öröklött gabona egy permi gabronban szinkronitást mutat az Altay – Sayan térségben elterjedt granitoid magmatizmussal. Ezt úgy értelmezik, mint a sziget-ív vulkanizmus korát az STFZ alagsorában a kialakulásának utolsó szakaszában.

410–400 Ma) és késő devon – kora karbon (

Az STFZ menti kis alaptestek posztmagmatikus fejlődésével járó 365 és 340 Ma) aktivációs epizódokat plagioklász és K-földpát 40 Ar/39 Ar keltezéssel határoztuk meg. Az STFZ ezen tektonikus aktiválódási epizódjai valószínűleg összefüggenek az aktív kontinentális perem backarc régiójában lévő riftelő folyamatokkal.

290 Ma) a cirkon U/Pb gabrokor az STFZ-re és a keleti Altay – Sayan régióra jellemző. Ezeknek a gabbroidoknak a geodinamikai elhelyezkedése további tanulmányokat igényel, de feltételezhetjük, hogy kapcsolat van az észak-ázsiai köpenycsomóval és kölcsönhatásával az észak-ázsiai litoszférával.

80 és 75 Ma) és a kora-középső paleogén (

60–40 Ma) Az AFT-korok megmaradtak az STFZ menti kristályos alagsorban. Az AFT adatok hőtörténeti modellezése kréta-eocént (

100–40 Ma) hűsítő epizód. Ezeket az életkorokat és a kréta – eocén hűtést úgy értelmezik, hogy az a megújult STFZ reaktiváció időszakát tükrözi.

40–10 Ma). Az STFZ tektonikus nyugalom ezen időszakát a Cenozoic Ubsunur-medence üledékrekordja bizonyítja. Ebben az időszakban egy tó foglalta el az Ubsunur-medencét, és lacustrine üledékei mélyebb lerakódási környezetet mutatnak az eocéntől a miocénig.

10 Ma-tól) az STFZ megújult reaktiválódást tapasztalt, amelynek eredményeként a változó éghajlati viszonyok között kialakult a mai hegyvidéki domborzat. Ez a reaktivációs epizód, ha nem is javítja a műtárgyak modellezése, nagy valószínűséggel összefügg a vizsgált területünktől délre fekvő India – Eurázsia ütközés távoli hatásával és a terület mai hegyvidéki domborzatának következményes fejlődésével.