Петрология, 2023, T. 31, № 5, стр. 510-530

ВВЕДЕНИЕ

Выявление приуроченности крупных сегментов земной коры к конкретным геотектоническим структурам представляет собой сложную задачу и часто решается неоднозначно для одного и того же региона с позиций разных исследователей. Одним из примеров областей неопределенного тектонического происхождения (Badarch et al., 2002; Kröner et al., 2010) является блок Хан-Хухей. Его структурная позиция трактуется неоднозначно. Являясь продолжением Сангиленского метаморфического блока, он рассматривается как составная часть Тувино-Монгольского неопротерозойского массива (Митрофанов и др., 1981; Ильин, 1982; Кузьмичев, 2004). Однако, согласно точке зрения (Козаков и др., 2019), блок Хан-Хухей представляет собой композитную структуру, которая сформировалась в ходе тектонического сочленения отдельных пластин, испытавших метаморфизм за пределами Тувино-Монгольского массива.

Одним из эффективных подходов, позволяющих успешно реконструировать геодинамическую эволюцию отдельных структур, является определение Р-Т трендов метаморфических преобразований горных пород (Перчук и др., 1983; Аранович и др., 1994; Скляров и др., 2001). Использование методов геотермобарометрии позволяет построить эволюционные тренды, характерные для обстановок субдукционных (низкие температурные градиенты dT/dP), коллизионных (промежуточные dT/dP) или связанных с интрузией магмы (повышенные до аномально высоких dT/dP) (Johnson, Harley, 2012; Reverdatto et al., 2019). Ключевыми факторами, влияющими на форму Р‑Т-t трендов при формировании метаморфических комплексов, являются тип источника тепла и механизм теплопереноса (кондуктивный или адвективный). Установить природу тепловых источников при формировании комплексов, в которых не наблюдается очевидной связи с высокотемпературными базит-ультрабазитовыми магматическими телами, оказывается проблематичным (Kelsey, Hand, 2015; Сухоруков и др., 2016; Полянский и др., 2019б).

Метаморфические породы северной части блока Хан-Хухей известны давно (Митрофанов и др., 1981), однако современными аналитическими методами стали изучаться только в последние годы (Козаков и др., 2019). Количественные оценки параметров метаморфизма с использованием минеральной геотермобарометрии и реконструкция Р-Т трендов для блока Хан-Хухей единичны (Козаков и др., 2019). Имеются осредненные характеристики по всему блоку (там же), однако, пространственное распределение Р-Т параметров и их соотношение в разных тектонических зонах практически не охарактеризовано. Нами выполнен детальный площадной отбор образцов в зоне сочленения двух ключевых метаморфических комплексов блока Хан-Хухей – моренского и эрзинского – для определения Р-Т параметров метаморфизма.

Целью настоящего исследования является: 1) реконструкция Р-Т тренда метаморфизма блока Хан-Хухей; 2) обоснование двух этапов метаморфизма, отвечающих разным тектоническим обстановкам; 3) обоснование единой метаморфической истории эрзинского и моренского комплексов, слагающих блок Хан-Хухей; 4) обоснование вхождения Сангиленского и Хан-Хуэйского блоков в единую структуру; 5) обоснование необходимости дополнительного термального источника для метаморфических процессов на основе проведенного численного моделирования.

Результаты настоящего исследования сопоставлены с известными геологическими данными по Западному Сангилену. Реконструированные Р-Т параметры различных этапов метаморфизма, структурно-кинематические данные и значения концентраций радиоактивных теплогенерирующих элементов в породах использованы для построения термотектонической модели коллизионного метаморфизма блока Хан-Хухей. С использованием результатов термомеханического численного моделирования показана схема последовательности этапов регионального метаморфизма с обоснованием смены типа теплового источника.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ, ВОЗРАСТНЫЕ РУБЕЖИ И СХЕМЫ ФОРМИРОВАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ БЛОКА ХАН-ХУХЕЙ

Блок Хан-Хухей (Северная Монголия) расположен в пределах докембрийского составного Тувино-Монгольского массива (террейна) (Кузьмичев, 2004; Badarch et al., 2002; Kröner et al., 2010; Ярмолюк, Дегтярев, 2019). Блок размером около 50 × 20 км ограничен с юга одноименным широтным разломом, с запада – Агардагским тектоническим швом, к северу он соседствует со структурно-метаморфическими комплексами блока Западный Сангилен (Тува), восточная граница явно не выделяется (рис. 1).

Рис. 1.

Структурно-тектоническая схема Северной Монголии и примыкающей части Алтае-Саянской области (составлена на основе Кузьмичев, 2004; Монгуш, 2012; Badarch et al., 2002; Ярмолюк, Дегтярев, 2019; Геологическая …, 2002, с изменениями). 1 – Сангиленский террейн (серый прямоугольник – область исследований, показаны метаморфические блоки Западный Сангилен (ЗС) и Хан-Хухей (Х-Х)); 2 – границы между структурными элементами; 3 – разломы неопределенной кинематики (а), надвиги (б); 4 – сдвиги; 5 – кайнозойские осадки. Цифры в кружках – террейны: 1 – Агардагский, 2 – Дархатский, 3 – Гарганский, 4 – Ильчирский.

Его неопротерозойская-раннепалеозойская история развития до конца не выяснена и активно обсуждается. На схемах тектоно-стратиграфического районирования Северной Монголии блок относится к нерасчлененному Сангиленскому террейну, состав которого определен как “метаморфические породы неясной тектонической приуроченности” (Badarch et al., 2002; Kröner et al., 2010). Более детальные схемы эволюции блоков Западный Сангилен (Тува) и Хан-Хухей как единого террейна описаны в (Кузьмичев, 2004; Ярмолюк, Дегтярев, 2019; Козаков и др., 2019). Возраст формирования метаморфических блоков пересматривался с появлением новых данных от докембрийского (Митрофанов и др., 1981) до раннепалеозойского (Козаков и др., 1999; Salnikova et al., 2001).

Определение возрастных рубежей синметаморфического гранитоидного магматизма (Козаков и др., 1999; Salnikova et al., 2001) и взаимоотношения минеральных ассоциаций в комплексах Западного Сангилена и Хан-Хухея указывают на двухэтапный характер метаморфизма в обоих блоках (Азимов и др., 2018), в альтернативной интерпретации выделяется три этапа в отношении Западного Сангилена (Владимиров и др., 2005). Композитная структура сформировалась в конце кембрия–начале ордовика при коллизии островодужных и континентальных блоков с окраиной неопротерозойского Тувино-Монгольского массива (Кузьмичев, 2004).

В блоке Хан-Хухэй выделяются две зоны (Козаков и др., 2019). Восточная зона представляет собой композитную структуру, состоящую из пород эрзинского и моренского комплексов – аналогов пород блока Западный Сангилен. В ней распространены толщи мигматизированных пород амфиболитовой фации. В западной зоне наблюдаются пологозалегающие толщи аллохтона: метапесчаники, метаконгломераты, мраморизованные известняки, кварциты, сланцы, метаморфизованные от зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой фации. Они надвинуты на гнейсо-мигматитовые и карбонатно-кварцитовые толщи восточной зоны. В тектонических пластинах аллохтона восточной зоны, в гранат-биотит-мусковитовых гнейсах установлены минеральные парагенезисы кианит-силлиманитового типа.

Поскольку блоки Хан-Хухей и Западный Сангилен имеют сходные тектонические и вещественные характеристики, то результаты настоящего исследования сопоставляются с известными геолого-петрологическими данными по Западному Сангилену. В отношении метаморфизма в блоках Западный Сангилен и Хан-Хухей обсуждаются две основные эволюционные схемы.

Схема формирования метаморфических комплексов предложена в работах (Козаков и др., 1999; Козаков, Азимов, 2017; Козаков и др., 2019), из которой следует, что породы восточной и западной зон блока Хан-Хухей имели разную метаморфическую историю. Авторы считают, что породы моренского метаморфического комплекса (аллохтона западной зоны) были подвержены метаморфизму повышенного давления уровня St-Bi-Ky-Mu²² субфации амфиболитовой фации за пределами Тувино-Монгольского массива и не были подвержены наложенному высокотемпературному метаморфизму (см. далее). Второй этап метаморфизма проявился только в породах эрзинского метаморфического комплекса и характеризовался условиями низких–умеренных давлений амфиболитовой и переходной к гранулитовой фации (парагенезисы с силлиманитом и кордиеритом). Затем метаморфические комплексы были тектонически совмещены в ходе коллизионных процессов.

Иной точки зрения придерживаются (Каргополов, 1997; Изох и др., 2001; Владимиров и др., 2005; Полянский и др., 2019а, 2021; Селятицкий и др., 2021), исследования которых указывают на смену на Западном Сангилене регионального метаморфизма М1 на контактово-региональный высокоградиентный метаморфизм М2, связанный с интрузивными источниками тепла. Данные из работ (Каргополов, 1991, 1997; Владимиров и др., 2005, 2017; Изох и др., 2001; Egorova et al., 2006; Шелепаев и др., 2018; Полянский и др., 2021) свидетельствуют о том, что породы-предшественники моренского и эрзинского комплексов на Западном Сангилене находились в единой геодинамической структуре и испытали два крупных этапа метаморфизма совместно. Этап М1 – региональный метаморфизм повышенных давлений и умеренных температур Ky-Sil типа с критической ассоциацией St-Ky-Grt-Ms-Bt-Pl-Qtz. Р-Т параметры этого этапа оцениваются примерно одинаково: 620–700°С, 6–8 кбар (Владимиров и др., 2005) и 550–650°С, 7–8 кбар (Каргополов, 1991, 1997). По данным (Козаков и др., 2019), пиковые параметры метаморфизма М1 в Сангиленском блоке достигали условий Ky-Grt-Bt-Kfs субфации амфиболитовой фации с Р-Т параметрами ~750°С, 9–10 кбар. Метаморфический этап М1 связывается с утолщением коры в процессе конвергенции и вовлечением аккреционных, окраинно-континентальных и островодужных комплексов в пликативные и надвиговые структуры (Федоровский и др., 1995; Владимиров и др., 2005, 2017). Этап М2 – высокоградиентный метаморфизм, развивающийся преимущественно по минеральным ассоциациям этапа М1, локально достигающий гранулитовой фации и имеющий субконцентрическое распределение изоград на площади 75 × 75 км. Для этого этапа с ассоциацией Sil-Crd-Opx-Kfs-Spl ± And (Каргополов, 1997) характерен полихронный метаморфизм, связанный с синколлизионным базитовым магматизмом (Изох и др., 2001; Владимиров и др., 2005; Egorova et al., 2006; Шелепаев и др., 2018). Метаморфические ассоциации М2 на Западном Сангилене имеют площадное (региональное) распространение. Два дискретных этапа внедрения разноглубинных габбро-монцо-диоритовых массивов на рубежах 500–490 и 465 млн лет привели к формированию высокоградиентных термических ареалов умеренных (7–8 кбар) и низких давлений соответственно (Селятицкий и др., 2021). Сопутствующий прогрев коры привел к формированию региональной термальной аномалии на этапе метаморфизма М2.

СТРУКТУРНО-КИНЕМАТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ

С целью структурного анализа и выяснения кинематики движения по разломам и плоскостям сланцеватости в точках наблюдения были отобраны ориентированные образцы. Стереографические проекции (сферические диаграммы) строились с использованием программы GeoCalculator 4.9 (Holcombe, 2016). Результаты обработки структурных элементов показаны на схеме (рис. 2). Для каждой точки строились стереопроекции на нижнюю полусферу, в которых заданы структурные координаты плоскостей сланцеватости (азимут и угол падения) и угол отклонения деформационной минеральной линейности от вертикали в анализируемой плоскости. В результате на стереопроекции сектор серого цвета соответствует плоскости сланцеватости, наклон которой обращен в сторону дуги большого круга, однако, чем сильнее изогнута дуга, тем положе наклонена плоскость. Прямая линия, проходящая через центр большого круга, соответствует простиранию плоскости сланцеватости. Пунктирная линия с кружком на конце показывает направление деформационной минеральной линейности в плоскости сланцеватости. Чем ближе к центру дуги направлен пунктирный отрезок, тем больше проявляется взбросовая или сбросовая составляющая движения по плоскостям рассланцевания; чем ближе к краю дуги, тем больше проявлена сдвиговая компонента.

Рис. 2.

Схема геологического строения метаморфического блока Хан-Хухей (Северная Монголия) в районе междуречья Хангил-Цагиин-Гол и Барун-Турун-Гол (Митрофанов и др., 1985; Козаков и др., 2019, с изменениями). 1 – постметаморфические гранодиориты, трондьемиты раннего палеозоя; 2 – синметаморфические гранодиориты; 3 – раннескладчатые биотитовые плагиогранодиориты; 4 – мраморизованные известняки с прослоями кварцитов балыктыгхемского комплекса; 5 – моренский комплекс нерасчлененный (гнейсы, амфиболиты, кварциты, сланцы, рассланцованные гранитоиды); 6 – эрзинский комплекс (биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы с реликтами гранулитов); 7 – внемасштабные тела монцодиоритов; 8 – разломы: взбросы и надвиги (а), сдвиги (б); 9 – элементы залегания сланцеватости, гнейсовидности; 10 – точки отбора проб. Стереопроекции по периметру рисунка отражают кинематику движений минеральных масс вдоль плоскостей сланцеватости (описание в тексте).

Определение знака сдвига (правого или левого), а также сбросового или взбросового характера перемещений устанавливается по анализу кинематических индикаторов движений (ориентировка порфирокластов и порфиробластов, тени давления, расположение S-, С- и С'-структур и т.п.) в ориентированных шлифах. Далеко не во всех шлифах проявлены кинематические индикаторы, по которым устанавливается направление движения вдоль плоскостей рассланцевания. Так, для пород эрзинского комплекса в 6 из 10 проанализированных образцах проявлены отчетливые индикаторы, свидетельствующие о преимущественно правосдвиговых перемещениях с незначительной взбросовой составляющей.

На основе анализа кинематических индикаторов выявлено некоторое различие в направлении перемещения минеральных масс при формировании метаморфической полосчатости и деформационной минеральной линейности пород эрзинского и моренского комплексов. Используя кинематические индикаторы движения в ориентированных шлифах в породах эрзинского комплекса определен чистый левый сдвиг в т. н. 31 и правые взбросо-сдвиги в т. н. 14 и 36. Исходя из этого, можно утверждать, что формирование пород эрзинского комплекса в изучаемом районе происходило в условиях преобладающего сдвига со сжатием. Установлено, что для эрзинского комплекса характерны преимущественно сдвиговые деформации, тип сдвига устанавливается как по ориентированным образцам, так и по деформационным картинам в мигматитах. Преимущественный вид напряженно-деформированного состояния для моренского комплекса – сдвиго-взбросовый (см. стереопроекции на рис. 2). Среднее простирание сланцеватости и гнейсовидности составляет для моренского комплекса 60°, а для эрзинского 30° при вариации от 25° до 40°. Общий тип деформаций отвечает условиям транспрессии, при этом с запада (моренский) на восток (эрзинский комплекс) характер тектонических движений меняется от преимущественно взбросовой к сдвиговой кинематике. Это согласуется с данными (Владимиров и др., 2005) о смене тектонических режимов на рубеже 490 млн лет с коллизионного (D_{n + 1}–D_{n + 3}) на трансформно-сдвиговый (D_{n + 4}–D_{n + 6}), полученными при исследованиях блока Западный Сангилен.

Таким образом, подтверждается совпадение северо-восточного простирания плоскостных элементов метаморфической толщи в блоках Хан-Хухей и Западный Сангилен, ранее установленное в (Митрофанов и др., 1981). Структурно-кинематические данные используются при построении математической модели коллизионного метаморфизма, учитывающей утолщение коры в режиме надвигообразования (см. раздел Моделирование).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Изучение состава пород и минералов проводилось в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН (г. Новосибирск). Анализы минералов и изображения шлифов в отраженных электронах получены на электронном микрозонде JEOL JXA-8100 Superprobe (аналитик Е.Н. Нигматулина). Уcкоpяющее напpяжение cоcтавляло 20 кВ, ток поглощенныx электpонов – 40 нА, диаметp зонда 2 мкм, вpемя cчета 10 c на каждой аналитичеcкой линии. Cтандаpтами для анализируемых оксидов cлужили пpиpодные и cинтетичеcкие минеpалы. Химические анализы пород на основные породообразующие оксиды выполнены рентгенофлюоресцентным методом на рентгеновском спектрометре ARL-9900-XP (аналитик Н.Г. Карманова). В качестве стеклоизлучателей были использованы таблетки, полученные путем сплавления пробы, смешанной с флюсом (66.67% тетрабората лития; 32.83% метабората лития и 0.5% лития бромистого) в соотношении 1 : 9. Смесь плавили в золото-платиновых тиглях в индукционной печи Lifumat-2,0-Ox, Германия. Для построения градуировочных графиков использованы государственные стандартные образцы состава горных пород. Концентрации редких и редкоземельных элементов в породах получены методом ICP-MS на масс-спектрометре Element (Германия) с предварительным переводом пробы в раствор (аналитик И.В. Николаева).

ПЕТРОГРАФИЯ МЕТАПЕЛИТОВ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МИНЕРАЛОВ

Ключевыми минералами-индикаторами метапелитов метаморфического этапа М1 в изученных образцах являются кианит и мусковит. Этап М2 характеризуется исчезновением кианита и мусковита и широким развитием калиевого полевого шпата, кордиерита и силлиманита. Индикаторным для этапов М1 и М2 также является химический состав граната. Составы минералов приведены в Supplementary³³ 1–5, ESM_1.xlsx –ESM_5.xlsx.

Особенности состава граната из метапелитов М1 и М2. На примере метапелитов блока Западный Сангилен важно отметить, что гранат разных метаморфических этапов существенно отличается по своему химическому составу. По преобладающему химическому компоненту (FeO) гранаты обоих этапов относятся к альмандинам, однако для гранатов этапа М1 (умеренных температур) характерно преобладание MnO и СаО над MgO (в мас. %), тогда как для гранатов М2 (высоких температур) наоборот характерно существенное снижение MnO и СаО и возрастание MgO, так что из этих трех компонентов MgO становится преобладающим (Селятицкий и др., 2021). При постепенном переходе от этапа М1 к этапу М2 в гранатах в первую очередь снижается содержание СаО, что хорошо видно в термальном ореоле М2 вблизи Баянкольского габбро-монцодиоритового массива на Западном Сангилене. Поэтому состав граната может являться диагностическим признаком, позволяющим косвенно оценить степень преобразования сланцев М1 при наложенном метаморфизме М2 в случае, когда породы имеют простой минеральный состав и не содержат минералов-индикаторов этапа М2 (кордиерита, силлиманита, калишпата). Данный диагностический признак использован нами для первичной диагностики сланцев М1 и М2 в блоке Хан-Хухей.

Путем сопоставления минерального состава пород и химического состава граната из них с изученными минеральными парагенезисами метаморфических комплексов Западного Сангилена (Каргополов, 1991, 1997; Селятицкий и др., 2021) можно выделить три разновидности метапелитов в блоке Хан-Хухей: сланцы М1, сланцы М2 и гнейсы М2. Корректность выделения групп подтверждается полученными Р-Т параметрами метаморфизма.

Grt cланцы М1. Мезократовые тонкополосчатые гранолепидобластовые породы. Минеральный состав: Grt + Bt + Pl + Qtz ± Ms ± Kfs. Проявлены как в моренском (обр. Х1901, Х1903, Х1905/2), так и в эрзинском (обр. Х1926, Х1942) комплексах. Выделены на основании отсутствия в минеральной ассоциации силлиманита и кордиерита (типичных минералов М2 на Западном Сангилене) и, в первую очередь, особенностей состава граната. Порфиробласты граната содержат включения кварца, плагиоклаза и биотита. Эти же минералы слагают матрикс породы.

Калиевый полевой шпат встречается в обр. Х1901 и Х1903, как интерстиционная фаза в межзерновом пространстве матрикса и развивается по границам зерен на контакте кварца или плагиоклаза с биотитом. Контакты минералов неровные, извилистые. В биотите калишпат образует червеобразные вростки и Qtz-Kfs симплектиты, а по зернам кварца образует тонкие каемки. Это указывает на образование калишпата при прогрессивном повышении температуры и его принадлежность к этапу М2. В обр. Х1905/2 калишпат встречен во включениях в центре и средней части граната совместно с плагиоклазом и кварцем. Ровные прямолинейные контакты этих минералов указывают на их равновесный характер.

Составы гранатов из ханхухейских сланцев М1 (обр. Х1901, Х1903, Х1926, Х1942) подобны гранатам из западно-сангиленских сланцев М1 и метапелитов внешней метаморфической зоны глубинного термального ореола Баянкольского массива Западного Сангилена (Селятицкий и др., 2021) и характеризуются повышенным содержанием MnO в ядре порфиробластов, превышающим содержание MgO, что характерно именно для этапа М1 (рис. 3, 4; Supplementary 1, ESM_1.xlsx). К краю в порфиробластах граната возрастает содержание MnO и снижается MgO, отражая регрессивную зональность.

Рис. 3.

Состав гранатов из метапелитов М1 и М2 в блоке Хан-Хухей в сравнении с составом гранатов из метапелитов М1 и М2 на Западном Сангилене. 1–4 – гранаты из метапелитов блока Хан-Хухей: 1, 2 – Grt сланцы М1 (центр и край, соответственно); 3, 4 – Grt сланцы М2 и Grt-Crd гнейсы М2, соответственно (только центры кристаллов); 5–9 – гранаты из метапелитов Западного Сангилена по данным (Селятицкий и др., 2021): 5 – Grt-St-Ky сланцы М1; 6, 7 – Grt сланцы из внешней метаморфической зоны глубинного термального ореола Баянкольского габбро-монцодиоритового массива (Ms-Sil зона): 6 – периферия ореола, 7 – средняя часть ореола; 8 – поле составов граната М1 (не измененного при метаморфизме М2); 9 – поле составов граната М2, приконтактовые Grt-Crd-Sil метапелиты. Для гранатов блока Хан-Хухей показаны только центры порфиробластов, без регрессивных изменений в крае кристаллов (за исключением граната из обр. Х1905/2, отражающего прогрессивную зональность от центра к краю – точечная стрелка). Пунктирные стрелки – изменения состава граната от центра к краю в отдельных образцах внешней Ms-Sil зоны термального ореола Баянкольского массива, отражающие переход от этапа М1 к этапу М2 в начале термального прогрева).

Рис. 4.

Эволюция состава граната (центр → край) из метаморфических пород блока Хан-Хухей (а, б) и соотношение магнезиальности в парах Grt-Bt (в) и Grt-Crd (г). 1, 2 – Grt сланцы М1; 3, 4 – Grt сланцы М2; 5, 6 – Grt-Crd гнейсы М2. 1, 3, 5 – центры порфиробластов граната (а, б), либо включения биотита или кордиерита в центре граната (в, г); 2, 4, 6 – край порфиробластов граната или зерна граната в матриксе (а, б), либо включения биотита или кордиерита в крае порфиробластов граната или их зерна в матриксе (в, г). Сплошные тонкие стрелки, соединяющие состав минералов по направлению центр → край, демонстрируют регрессивную зональность. Точечной стрелкой показан состав граната с прогрессивной зональностью по MnO и Mg# (обр. Х1905/2). Штриховая стрелка на (б) показывает изменение состава граната от центра к краю в сланцах и гнейсах этапа М2. Стрелки на (в, г) показывают изменение Mg# граната и Mg# включений Bt и Crd от центра к краю граната.

Исключение составляет обр. Х1905/2, в котором порфиробласты граната характеризуются иной зональностью, указывающей на прогрессивный рост: по направлению от центра к краю снижаются содержания СаО, MnO и возрастают FeO, MgO и Mg#⁴⁴. При этом гранат обладает высоким содержанием СаО: в центре – 10.02 мас. %, в крае – 7.15 мас. % (рис. 3, 4; Supplementary 1, ESM_1.xlsx). Для этого образца характерен и основной плагиоклаз-битовнит (Supplementary 4, ESM_4.xlsx), что может указывать на нетипичный для метапелитов петрохимический состав, хотя минералогический состав образца метапелитовый (Grt, Bt, Kfs, Pl, Qtz).

Grt cланцы М2. Мезократовые полосчатые гранолепидобластовые порфиробластовые метапелиты. Минеральный состав: Grt + Bt + Pl + Qtz ± Sil. Так же, как и сланцы М1, распространены и в моренском (обр. Х1905, Х1905/1), и в эрзинском (обр. Х1921, Х1924) комплексах. Порфиробласты граната содержат включения кварца, плагиоклаза и биотита, тоже слагающих матрикс породы. Минеральный состав этой группы метапелитов прост и подобен сланцам М1: отсутствует кордиерит (за исключением обр. Х1905), силлиманит (за исключением обр. Х1905 и Х1905) и калиевый полевой шпат (за исключением обр. Х1924), однако состав граната существенно отличается от такового сланцев М1 – в нем преобладает MgO над MnO (в мас. %), что характерно для граната метаморфического этапа М2 (рис. 3). Магнезиальность граната в образцах снижается от центра к краю порфиробластов, отражая регрессивную зональность (рис. 4). Состав зерен граната в матриксе практически идентичен составу краевых частей порфиробластов.

Гранат в обр. Х1905/1 характеризуется сложной зональностью: слабая прогрессивная зональность от центра к середине порфиробластов (рост Mg#) и регрессивная зональность со снижением Mg# от середины к краю, при этом содержание MnO сначала слегка снижается, а затем возрастает. В зернах матрикса Mg# снижается, а MnO возрастает (Supplementary 1, ESM_1.xlsx).

Grt-Crd гнейсы М2. Широко распространены в эрзинском комплексе. Мезократовые и лейкократовые среднезернистые породы с волнисто-полосчатой и гнейсовидной текстурой и лепидогранобластовой порфиробластовой структурой, часто интенсивно мигматизированные. Лейкосома сложена преимущественно кварцем, плагиоклазом и калиевым полевым шпатом с резко подчиненным количеством биотита, кордиерита, реже силлиманита. Меланосома состоит преимущественно из кварца, биотита, кордиерита и силлиманита, с подчиненным количеством полевых шпатов. Порфиробласты граната распространены и в лейко-, и в меланосоме и часто насыщены пойкилитовыми включениями кварца, плагиоклаза, биотита, кордиерита, силлиманита, реже калиевого полевого шпата.

Центральные части порфиробластов граната характеризуются наибольшей магнезиальностью и минимальным содержанием MnO. В крае порфиробластов и зернах матрикса Mg# снижается, а MnO – возрастает (рис. 4). Состав граната в крае порфиробластов и в зернах матрикса, как правило, идентичен, но в некоторых образцах зерна матрикса могут быть более марганцовистые (обр. Х1943-44), чем центры и края порфиробластов. Включения биотита и кордиерита во внутренних частях кристаллов граната также характеризуются повышенной магнезиальностью по сравнению с зернами матрикса и аналогичными включениями в крае порфиробластов граната (рис. 4).

Реликты этапа М1. В сланцах и гнейсах М2 встречаются реликты мусковита М1. В сланцах М2 моренского комплекса (обр. Х1905) сохранились резорбированные фрагменты мусковита предыдущего метаморфического этапа М1, по которому развиваются каемки новообразованного биотита, состоящие из серии мелких чешуек (биотит также прорастает мусковит по спайности) и заливообразные выделения кордиерита, вдающиеся в мусковит. В Grt-Crd гнейсах эрзинского комплекса (обр. Х1943-4) присутствует два типа мусковита: 1 – реликты метаморфического этапа М1, имеющие неправильную форму и такие же взаимоотношения с биотитом и кордиеритом, как в обр. Х1905, и 2 – регрессивный мусковит М2, развивающийся по краю зерен калиевого полевого шпата. В Grt-Crd гнейсах эрзинского комплекса (обр. X1943/2 и Х1943-4) найдены также фрагменты кианита неправильной формы, окруженные агрегатом мелкопризматического силлиманита.

Grt сланцы М1 присутствуют как в моренском (обр. Х1901, Х1903, Х1905/2), так и в эрзинском комплексе (обр. Х1926, Х1942), а минеральные реликты метаморфического этапа М1 (мусковит и кианит) встречены в Grt-Crd гнейсах М2 эрзинского комплекса (обр. Х1943-44, Х1943/2а).

ОЦЕНКА Р-Т ПАРАМЕТРОВ ЭТАПОВ МЕТАМОРФИЗМА М1 И М2 В БЛОКЕ ХАН-ХУХЕЙ

Совокупные Р-Т параметры метаморфизма рассчитаны с помощью программы Thermocalc (Powell et al., 1998) версии tc321, имеющей внутренне согласованную термодинамическую базу данных и модели смешения (Holland, Powell, 1998), позволяющей вычислять средние оценки температур и давлений на основе расчета линейно-независимых минальных реакций между всеми фазами определенного метаморфического этапа. Активности миналов рассчитывались с помощью специальной программы АХ, входящей в программный пакет Thermocalc 321. Результаты Р-Т оценок сведены в табл. 1 и рис. 5.

Рис. 5.

Результаты расчетов Р-Т параметров метаморфизма этапов М1 и М2 для блока Хан-Хухей. 1–5 – моренский метаморфический комплекс: 1 – гранатовый сланец М1 (обр. Х1903); 2, 3 – гранатовый сланец (обр. Х1905/2), фиксирующий переход от этапа М1 к этапу М2: 2 – этап М1 (центр порфиробласта граната), 3 – этап М2 (край порфиробласта граната); 4 – гранатовый сланец М2 (обр. Х1905/1); 5 – гранат-кордиеритовый сланец М2 (обр. Х1905); 6 – Р-Т оценка условий образования пород моренского комплекса (Козаков и др., 2019); 7–13 – эрзинский метаморфический комплекс: 7, 8 – гранатовые сланцы М1: 7 – обр. Х1942, 8 – обр. Х1926; 9, 10 – гранатовые сланцы и гранат-кордиеритовые гнейсы М2, фиксирующие снижение давления и температуры от центра к краю порфиробластов граната либо от центра порфиробластов к зернам матрикса (обр. Х1910, Х1910/2, Х1914/1, Х1918, Х1919, Х1920, Х1933, Х1934, Х1937, Х1943/2а, Х1943/4, Х1945/1): 9 – центр, 10 – край; 11, 12 – гранатовые и гранат-кордиеритовые гнейсы М2, фиксирующие снижение давления при одновременном повышении температуры от центра к краю граната (обр. Х1907/1, Х1924, Х1936, Х1936, Х1939, Х1940): 11 – центр, 12 – край; 13 – гранат-кордиеритовый гнейс М2 (обр. Х1940), продолжающий линию Р-Т тренда обр. Х1905/1 (подробности см. в тексте); 14 – Р-Т область метаморфического этапа М1 для Западного Сангилена (Каргополов 1991, 1997; Владимиров, 2005; Селятицкий и др., 2021); 15 – предполагаемый Р-Т тренд прогрессивного метаморфизма этапа М1 для Западного Сангилена и, вероятно, блока Хан-Хухей; 16 – Р-Т эволюция блока Хан-Хухей, полученная по совокупности определений условий метаморфизма пород моренского и эрзинского комплексов; 17 – регрессивный тренд для Западного Сангилена (Козаков и др., 2019). Тонкие стрелки соединяют Р-Т точки одного образца по направлению центр → край порфиробласта граната. Р-Т данные получены с использованием программы Thermocalc 321 (Powell et al., 1998).

ОБСУЖДЕНИЕ Р-Т ОЦЕНОК

По данным (Каргополов 1991, 1997; Владимиров, 2005; Селятицкий и др., 2021), Р-Т параметры М1 для блока Западный Сангилен составляют Р = 6–8 кбар, Т = 550–650°С. Комплексные Р-Т оценки этапа М1 для блока Хан-Хухей сделаны только по одному образцу моренского комплекса (Х1905/2), в то время как для остальных получены значения Т при заданном Р. Для обр. Х1905/2 комплексные Р-Т значения по центру граната составляют ~9.5 кбар, ~740°С (табл. 1). Они хорошо согласуются с Р-Т оценками метаморфизма М1 на Западном Сангилене: 9–10 кбар и 750°С, которые отражают условия кианит-ортоклазовой субфации (Козаков и др., 2019). Ровные прямолинейные контакты калиевого полевого шпата и плагиоклаза во включениях в ядре граната из обр. Х1905/2 указывают на их равновесный характер и принадлежность обоих минералов-включений именно к этапу М1. Р-Т оценки, сделанные по краю граната и зернам матрикса в этом же образце составляют ~8 кбар, 830°С и демонстрируют тренд со снижением давления и повышением температуры при росте граната (рис. 5). По нашему мнению, этот образец отражает изменение пиковых Р-Т условий при переходе от метаморфического этапа М1 к этапу М2 в моренском комплексе.

Отметим, что в обр. Х1901 и Х1903 извилистая форма выделений калиевого полевого шпата и его образование по границам зерен биотита, плагиоклаза и кварца, и имеющего с последними неравновесные (замещающие) контакты, демонстрируют его рост при повышении температуры, связанном, вероятно, с началом этапа М2, поскольку включение калишпата этапа М1 в центре граната из обр. Х1905/2 имеет ровные линейные контакты с другими минералами-включениями. Мусковит и кианит встречаются только в виде резорбированных реликтов (минеральные фрагменты неправильной формы) в некоторых образцах.

Наличие минеральных реликтов кианита и мусковита в Grt-Crd гнейсах эрзинского комплекса указывает на то, что первоначальные Р-Т условия были близки этапу М1 в моренском комплексе и является минералогическим свидетельством этапа М1 в эрзинском комплексе. Максимальные пиковые значения температуры этапа М2, полученные по образцам Grt-Crd гнейсов и Grt сланцев М2 эрзинского комплекса, составляют 860–880°С (обр. Х1933, Х1934, Х1945/1). Пиковое давление для этих образцов ~7 кбар. Р-Т тренды, соединяющие центр–край граната для большинства образцов ханхухейских гнейсов и сланцев М2 эрзинского комплекса, имеют регрессивный характер как по температуре, так и по давлению. Однако для некоторых образцов (1907/1, Х1924, Х1936, Х1940) Р-Т тренды, соединяющие центр–край граната, характеризуются снижением давления и ростом температуры (рис. 5).

Точка максимума по температуре (край) в обр. Х1905/2 моренского комплекса (~8 кбар, 830°С) практически совпадает с пиковой Р-Т оценкой двух образцов эрзинского комплекса: Х1910/2 (~8 кбар, 840°С) и Х1940 (~8 кбар, 820°С). Последний продолжает линию тренда обр. Х1905/2 с понижением давления и ростом температуры.

Для обр. Х1905 (Grt-Crd-Sil сланец М2 моренского комплекса) оценка раннего регрессивного этапа показывает, что пик метаморфизма М2 в моренском комплексе был при Р > 5.5 кбар и Т > 745°С. Эта оценка близка к Р-Т оценкам раннего регрессивного этапа для Grt-Crd гнейсов и сланцев М2 эрзинского комплекса и находится на линии их общего регрессивного Р-Т тренда (рис. 5). Оценки позднего регрессивного этапа для обоих комплексов практически совпадают по давлению, различаясь по температуре.

Итоговая Р-Т траектория (рис. 5), отражающая метаморфическую эволюцию блока Хан-Хухей и, вероятно, Западного Сангилена имеет форму Р-Т тренда “по часовой стрелке”, в которой присутствует: 1) предполагаемая прогрессивная ветвь кианитового метаморфизма М1 с одновременным повышением давления и температуры; 2) пик метаморфизма М1; 3) переходная от пика М1 к пику М2 область с понижением давления и ростом температуры; 4) пик высокоградиентного метаморфизма М2; 5) регрессивная ветвь М2 с одновременным понижением давления и температуры.

КВАРЦЕВЫЕ МОНЦОДИОРИТЫ КАК ТЕПЛОВОЙ ИСТОЧНИК ДЛЯ МЕТАМОРФИЗМА М2 В БЛОКЕ ХАН-ХУХЕЙ

Кварцевые монцодиориты были обнаружены впервые на территории блока Хан-Хухей. Они проявлены в пределах обоих метаморфических комплексов в виде небольших линзовидных, субпластовых или неправильной формы тел небольшого размера (до 5 × 10 м) среди Grt-Crd гнейсов и Grt сланцев М2. Поскольку для территории Западного Сангилена установлена генетическая связь габбро-монцодиоритовых интрузивов и высокоградиентного метаморфизма М2 (Изох и др., 2001; Владимиров и др., 2005; Селятицкий и др., 2021), находки тел кварцевых монцодиоритов в пределах блока Хан-Хухей имеют принципиальное значение для установления природы теплового источника высокоградиентного ордовикского метаморфизма М2.

Qtz монцодиориты – среднезернистые панидиоморфнозернистые породы. Образцы Х1904 и Х1912 сложены плагиоклазом (35–50 об. %), амфиболом (40–45 об. %), биотитом (5–10 об. %), кварцем (5 об. %) и калиевым полевым шпатом (5 об. %). Обр. Х1902 – среднезернистая порода, состоящая из плагиоклаза (30 об. %), зеленой роговой обманки (60 об. %), клинопироксена (<5 об. %), биотита (<5 об. %), кварца (5 об. %) и калиевого полевого шпата (5 об. %). Зерна клинопироксена в последнем образце имеют неправильную форму и замещаются амфиболом.

По петрохимическому составу обр. Х1902 и Х1912 относятся к породам нормального ряда, обр. Х1904 – субщелочного (рис. 6а; Supplementary 6, ESM_6.xlsx). По достаточно низкому содержанию SiO₂ и повышенным концентрациям СаО и MgO описываемые магматические породы могут быть отнесены к габбро или габбродиоритам – на TAS диаграмме обр. Х1904 и Х1912 находятся в центральной части поля основных пород (рис. 6). Наличие реликтов клинопироксена, замещенных зеленым амфиболом в обр. Х1902, с учетом петрохимии двух других образцов дает основания полагать, что наблюдаемый в породах амфибол является поздним и не является первично магматическим, а клинопироксен мог изначально присутствовать в значительных количествах во всех образцах. Однако почти полное отсутствие клинопироксена, широкое развитие амфибола, наличие интеркумулусного калиевого полевого шпата и кварца позволяют относить их к умеренно-щелочному ряду средних пород и называть кварцевыми монцодиоритами.

Рис. 6.

Состав кварцевых монцодиоритов Тувино-Монгольского массива на TAS диаграмме и MgO–Al₂O₃ вариационной диаграмме. 1 – впервые обнаруженные кварцевые монцодиориты блока Хан-Хухей (Монголия), 2–7 – ордовикские коллизионные габбро-монцодиоритовые массивы Западного Сангилена (Шелепаев и др., 2018; Кармышева и др., 2019): 2, 3 – габбродиды и монцодиориты Баянкольского массива соответственно, 4, 5 – габбродиды и монцодиориты Эрзинского массива соответственно, 6, 7 – габбродиды и монцодиориты Башкымугурского массива соответственно.

По минералогическому и петрохимическому составу обнаруженные кварцевые монцодиориты блока Хан-Хухей близки габброидам и монцодиоритам Баянкольского, Эрзинского и Башкымугурского габбро-монцодиоритовых массивов ордовикского возраста на Западном Сангилене (Шелепаев и др., 2018; Кармышева и др., 2019). На вариационной диаграмме MgО–Al₂O₃ (рис. 6б) точки их составов ложатся на единый тренд дифференциации базитового расплава, из которого образовались габбро-монцодиоритовые массивы Западного Сангилена. По геохимическим характеристикам (РЗЭ спектрам и спайдер-диаграммам, рис. 7) монгольские кварцевые монцодиориты идентичны монцодиоритам Баянкольского и Башкымугурского массивов Западного Сангилена. Эти два массива имеют практически одинаковые РЗЭ-спектры (рис. 7а), но разный возраст: 490 млн лет и 465 млн лет соответственно (Шелепаев и др., 2018).

Рис. 7.

Геохимия кварцевых монцодиоритов блока Хан-Хухей в сравнении с ордовикскими монцодиоритами Западного Сангилена. (а) – РЗЭ спектры, нормированные на состав хондрита С1 (Boynton, 1984), (б) – мультиэлементные спектры, нормированные на состав примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989). 1 – кварцевые монцодиориты блока Хан-Хухей, 2–4 – монцодиориты ордовикских коллизионных габбро-монцодиоритовых массивов Западного Сангилена (Шелепаев и др., 2018): 2 – Баянкольский, 3 – Башкымугурский, 4 – Эрзинский массивы.

Сходство геологической ситуации блоков Хан-Хухей и Западный Сангилен в совокупности с петро-геохимическим сходством с коллизионными габбро-монцодиоритовыми массивами последнего может указывать на ордовикский возраст обнаруженных в Монголии кварцевых монцодиоритов. Кроме того, само наличие монцодиоритовых магматических тел здесь косвенно указывает и на существование габброидной составляющей по аналогии с Западным Сангиленом.

Таким образом, обнаруженные кварцевые монцодиориты могут свидетельствовать о наличии ордовикского интрузивного габбро-монцодиоритового теплового источника для метаморфизма М2 в блоке Хан-Хухей. По геохимическому подобию монцодиоритов блоков Хан-Хухей и Западный Сангилен и сходству их геологической позиции можно сделать предварительный вывод о едином магматическом источнике в ордовике для этих двух блоков.

МОДЕЛИРОВАНИЕ ТЕРМО-ТЕКТОНИЧЕСКОГО РЕЖИМА

С целью реконструкции термального состояния коры в процессе формирования метаморфических комплексов блока Хан-Хухей выполнено термомеханическое моделирование. Рассмотрена двухмерная модель процесса коллизии Агардагского (Таннуольского) островодужного блока и континентального Тувино-Монгольского массива. Начальная геометрия модельной области и граничные условия приведены на рис. 8.

Рис. 8.

Начальная геометрия модельной области и граничные условия в задаче коллизии Агардагского/Таннуольского островодужно-океанического блока и Тувино-Монгольского массива. А – мощность радиоактивных источников тепла, Q – мантийный тепловой поток, V – скорость сближения плит, F(z) – уравновешивающая сила на боковой границе мантийной области модели ввиду изменения массы вещества в процессе утолщения коры. Овалом на вставке показано положение монцодиоритовой интрузии на этапе М2.

Мощность коры до столкновения Агардагского (Таннуольского) островодужно-океанического блока и Тувино-Монгольского массива принята одинаковой, 30 км. Контакт блоков в модели представляет собой наклонный под 45° в сторону островодужного блока шов. Итоговая конфигурация коры коллизионного орогена и установившаяся температура определяется из решения задачи о деформировании двух плит с разными реологическими свойствами, лежащих на вязко-пластичном основании (мантии). Термо-реологические параметры вещества коры и мантии, принятые в модели, следующие. В настоящей работе использовались полные определяющие соотношения с учетом упругой, пластической, вязкой (крип) деформаций и термического расширения.

Механические свойства характеризуется различной реологией: кора ТММ описывается свойствами вязко-пластичности:

где $\dot {\varepsilon }$ – скорость деформации, А, n, H – экспериментальные параметры в законе течения. Для вещества коры ТММ использовались параметры сухого диабаза (Carter, Tsenn, 1987). Пластичность описывается, согласно закону Хубера–Мизеса, с пределом пластичности 50 МПа для континентальной (ТММ) и 28 МПа для океанической (Агардагской) плиты. Свойства мантии описываются законом пластичности Мизеса с пониженным пределом пластичности σ_Y = 10 МПа (Sizova et al., 2014), вязкие деформации соответствуют параметрам сухого оливина (Karato, Wu, 1993).

Решались уравнения в двухмерной постановке: уравнения механического равновесия, уравнения теплопроводности и определяющее соотношение, которое описывает реологические свойства материала. Рассматривалась постановка связной термомеханической задачи в приближении плоских деформаций. Подробные формулировки уравнений и описание численного метода решения приведено в работах (Полянский и др., 2019а, 2019б) и здесь не повторяются.

Граничными условиями являются постоянная температура на поверхности T_surf  =  0°C и мантийный тепловой поток в основании области Q = 18 мВт/м². Типичные значения мантийного теплопотока для стабильной палеозойской коры лежат в интервале 11–24 мВт/м² (Hacker et al., 2011; Jaupart, Mareschal, 2003). Значение мантийного теплового потока, характеризующего термальный режим коры Тувино-Монгольского массива во время кембрий-ордовикских событий, принято средним из указанного интервала. В уравнении теплового баланса принимались постоянные значения: k = = 2, 3.5 Вт/м·К – теплопроводность коры и мантии, ρ = 3.0, 2.8, 3.3 Т/м³ – плотность океанической, континентальной плит и мантии, соответственно, C_p = 1250 кДж/кг – изобарическая теплоемкость, А (мкВт/м³) – мощность радиогенных тепловых источников (РТИ). Теплогенерация за счет РТИ, распределенных в коре, является определяющим параметром для оценки теплового режима коры наряду с мантийным тепловым потоком и теплопроводностью. Концентрация радиоактивных элементов, как правило, снижается с глубиной, согласно распределению Берча–Лашенбрука, однако для многих коллизионно-складчатых областей такая закономерность в пределах коры не наблюдается (Jaupart, Mareschal, 2003). Геохимические исследования фракционирования РТИ при плавлении корового вещества показывают, что их концентрация определяется, в первую очередь, составом источника, а не глубиной залегания (Bea, 2012). Имеется несколько моделей распределения РТИ в земной коре: экспоненциальное снижение с глубиной, однородное в теплогенерирующем сиалическом слое коры, кусочно-постоянное в многослойной коре (Stüwe, 2007; Hacker et al., 2011; Bea, 2012).

Концентрации радиоактивных элементов (U, Th, K) и мощность радиогенных источников тепла в породах моренского и эрзинского метаморфических комплексов приведены в Supplementary ESM_7, ESM_7.xlsx. На основании измеренного содержания радиоактивных элементов в моренском и эрзинском метаморфических комплексах Хан-Хухей радиоактивная теплогенерация оказалась практически одинаковой для двух комплексов: 1.51 и 1.52 мкВт/м³. Эти породы составляют средний слой утолщенной коры, соответствующий глубине 18–30 км (5–8 кбар). Считая, что измеренное содержание РТИ характеризует средний состав всей коры, мы используем модель с однородным тепловыделением.

Граничные условия для механической задачи: свободная верхняя поверхность, условия свободного скольжения на фиксированном основании литосферной мантии, уравновешивающее литостатическое давление на боковой границе мантии (F(z) на рис. 8). Кинематические граничные условия на боковых границах предполагают, что блоки коры сближаются в горизонтальном направлении с заданными скоростями в течение млн лет, вызывая обдукцию островодужных толщ аллохтона и погружение континентального блока. Предполагается, что после прекращения коллизии и скучивания произошло внедрение высокотемпературной магмы монцодиоритового состава, вызвавшее метаморфизм этапа M2. Ввиду обнажения только верхних апофиз интрузива, наблюдаемых на современном срезе, и неопределенности его строения на глубине, мы задаем безкорневое магматическое тело произвольной формы размером 22 × 14 км (Cruden, Weinberg, 2018).

Результаты моделирования

Результаты численного моделирования коллизионного этапа (М1) показаны на рис. 9а. Приведена структура деформированной коры, возникающая при столкновении блоков. Сближение блоков задавалось при начальной одинаковой толщине коры и продолжалось до того момента, когда мощность коры при надвигании и подслаивании увеличивалась в 1.5–2 раза. Затем конвергенция прекращается и происходит термальная стабилизация утолщенной коры. Западный блок полого надвигается, а восточный погружается и подслаивается (рис. 9а). Глубокой субдукции не происходит ввиду положительной плавучести материала коры относительно окружающей мантии. Длительность сближения плит в данном расчете составляла 1.2 млн лет со скоростью 8 см/год. Ввиду неопределенности продолжительности и скорости конвергенции эти параметры при моделировании не варьировались. В процессе коллизии возникает температурная аномалия ввиду утолщения коры, содержащей радиоактивные теплогенерирующие элементы. Равновесное термальное состояние в коре, установившееся за 50 млн лет, показано на рис. 9а. При более длительной коллизии и утолщении коры температурная аномалия в килевой части растет, профили температуры в зоне коллизии (по линии EF) соответствуют на рис. 9в геотермам этапа M1 при разной длительности коллизионного этапа. При реальных значениях теплогенерации 1.52 мкВт/м³ и утолщенной коре до 40–45 км температурные кривые не попадают в область устойчивости силлиманита даже при длительности коллизионного этапа 100 млн лет. Максимальная температура достигается в килевой области утолщенной коры и не превышает ~700°C. На глубине, соответствующей литостатическому давлению этапа М1 7–7.5 кбар, температура не превышает 550–630°C (рис. 9в).

Рис. 9.

Результаты термомеханического моделирования двух этапов тектонотермального режима конвергенции Агардагского (слева) и Тувино-Монгольского блоков. Приведено распределение температуры и конфигурация деформированной коры. Границы блоков показаны сплошными линиями. (а) – коллизионная стадия, на момент через 50 млн лет с начала коллизии, линия EF соответствует геотермам этапа М1 на рис. (в); (б) – стадия интрузии монцодиоритов (через 1 млн лет с момента внедрения), линия CD – уровень эрозионного среза; (в) – Р-Т тренды метаморфической эволюции пород моренского и эрзинского комплексов блока Хан-Хухей и модельные геотермы двух этапов, характеризующие режимы коллизионного метаморфизма (M1) и высокоградиентного метаморфизма (М2). Жирные линии со стрелками означают смену этапов метаморфизма от M1 к М2 и регрессивного этапа М2 по результатам геотермобарометрических оценок (см. рис. 6), регрессивный тренд М2(ЗС) соответствует метаморфическому этапу низких давлений при внедрении базитовых интрузий блока Западный Сангилен (Каргополов, 1997; Владимиров и др., 2005). Числа в овалах – возраст этапов в млн лет (источники см. в тексте).

Модель метаморфического этапа М2, связанного с интрузией магмы, приведена на рис. 9б. На рисунке показано распределение температуры в коре через 1 млн лет после “мгновенного” внедрения монцодиоритовой магмы с начальной температурой 1200°C. Этот момент соответствует максимальному прогреву вблизи магматического тела, на предполагаемом уровне современного эрозионного среза, обозначенного линией CD на рис. 9б.

По результатам двухмерного моделирования на рис. 9в приведены три стационарные геотермы, отвечающие этапу М1 с разной предполагаемой длительностью коллизионной стадии от 50 до 100 млн лет, а также геотерма постколлизионного этапа М2, связанного с магматическим источником тепла. На рис. 9в показана температурная кривая вдоль линии АВ с учетом плотности коры 2700 кг/м³. Температура над интрузивным телом соответствует Р-Т оценкам метаморфизма этапа М2, полученным по данным минеральной термобарометрии. Обобщая результаты моделирования двух этапов метаморфизма, можно заключить, что температура порядка 850°С при давлении 7–8 кбар не достигается за счет радиогенного тепла при утолщении коры в процессе скучивания. Указанная температура достижима только при наличии магматического источника тепла при интрузии в нижнюю кору.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Для блока Западный Сангилен выделяются этапы тектоно-магматической эволюции с возрастными интервалами 570–540 млн лет – островодужная стадия (Шелепаев и др., 2018); 525–490 млн лет – коллизионная стадия, метаморфизм повышенных давлений барровианского типа с критической ассоциацией гранат + ставролит + кианит (Козаков и др., 2019; Козаков, Азимов, 2017); 465–440 млн лет – постколлизионная трансформно-сдвиговая стадия высоких Т и низких Р с метаморфическими ассоциациями, включающими силлиманит и кордиерит (Владимиров и др., 2005; Кузьмичев, 2004). Для блока Западный Санилен по (Гибшер и др., 2017) возраст гранат-кианитовых сланцев хопсугской толщи моренского комплекса, установленный U/Pb методом по цирконам, составляет 515 млн лет и соответствует этапу метаморфизма М1; по данным (Травин и др., 2016) Ar-Ar датировки Grt-St-Ky сланцев М1 составляют 513–511 млн лет. Менее детально установлены возрастные рубежи для блока Хан-Хухей: получено два определения возраста синметаморфических гранитоидных массивов: 513 и 505 млн лет (Козаков и др., 2019).

Метаморфические комплексы высоких степеней вплоть до гранулитового уровня широко распространены на территории Западного Сангилена и локально проявлены в блоке Хан-Хухей. Породы последнего считаются вещественными аналогами метаморфических комплексов Западного Сангилена (Митрофанов и др., 1981) и объединяются с последними в пределах единого Сангиленского террейна (Badarch et al., 2002).

По тектонической схеме (Владимирова и др., 2005) для Западного Сангилена выделяются две сдвиговые зоны – Эрзинская и Кокмолгаргинская, ограничивающие Мугуро-Чинчилигский (моренский метаморфический комплекс) и Эрзин-Нарынский (эрзинский метаморфический комплекс) тектонические блоки. Эта область в кембрии–ордовике испытала смену обстановок сжатия (540–490 млн лет) на обстановку растяжения со сдвигом (490–430 млн лет) (Владимиров и др., 2005). Предполагается, что в период сжатия орогенез сопровождался увеличением мощности континентальной коры.

Реконструированная Р-Т эволюция метаморфизма, установленная по данным геотермобарометрии, характеризует смену режимов в блоке Хан-Хухей во время кембрий-ордовикских тектонотермальных событий (рис. 9в). Коллизионный этап, сопровождаемый метаморфизмом М1, характеризуется геотермой, лежащей в поле устойчивости кианита. Повышение температуры на этапе М2 до 780–880°C при 7–8 кбар не может быть объяснено радиогенными источниками тепла и требует поступления дополнительного тепла за счет интрузий магмы. Вероятным тепловым источником может являться интрузия монцодиоритов, локальные апофизы которой наблюдаются среди пород моренской и эрзинской толщи. Они представляют собой согласно залегающие субпластовые тела и линзы монцодиоритов с поперечным размером 0.5 м. Поэтому мы связываем Р-Т тренд от M1 до М2 с воздействием магматической интрузии, основное тело которой не обнажено и предполагается глубже уровня современного эрозионного среза. Скрытые магматические источники тепла встречаются не редко (Kelsey, Hand, 2015), в частности, были описаны в Чулышманском метаморфическом поясе Горного Алтая (Полянский и др., 2019б). Ввиду незначительного объема закартированных монцодиоритовых интрузий в пределах блока Хан-Хухей (в отличие от Западного Сангилена), это предположение требует дополнительных исследований.

ВЫВОДЫ

1. Установлена последовательность температурных режимов, определяющих два этапа метаморфизма блока Хан-Хухей: (1) синколлизионный прогрев за счет утолщения коры и повышения содержания РТИ и (2) нагревания, связанного с воздействием интрузивного магматического тепла. Структурно-кинематические данные указывают на разные деформационные режимы: взбросо-надвигового типа на этапе М1 и сдвигового на этапе М2.

2. Полученные количественные Р-Т оценки параметров метаморфизма блока Хан-Хухей позволяют провести корреляцию с этапами метаморфизма Западного Сангилена. Установлен тренд метаморфизма “по часовой стрелке”, характеризующий стадии погружения, деструкции орогена, магматического теплового воздействия. Реконструкция метаморфической эволюции и результаты численного моделирования указывают на совместную тектоно-метаморфическую историю эрзинского и моренского комплексов.

3. Впервые установлено присутствие интрузивных тел кварцевых монцодиоритов в пределах блока Хан-Хухей. Обнаруженные интрузивные тела могут быть апофизами глубинных габбро-монцодиоритовых интрузий, которые представляют скрытый тепловой источник метаморфического этапа М2, проявленного в блоке Хан-Хухей.

Источники финансирования. Работа выполнена по государственному заданию ИГМ СО РАН (№№ 122041400176-0, 122041400057-2).