Tectonic position of the Early Neoproterozoic–Early Paleozoic metamorphic belts within the Tuva–Mongolian terrane of the Central Asian Orogenic Belt

I. K. Kozakov; Козаков И. К.; E. B. Salnikova; Сальникова Е. Б.; I. V. Anisimova; Анисимова И. В.; P. Ya. Azimov; Азимов П. Я.; V. P. Kovach; Ковач В. П.; Yu. V. Plotkina; Плоткина Ю. В.; M. V. Stifeeva; Стифеева М. В.; A. M. Fedoseenko; Федосеенко А. М.

doi:10.31857/S0869-590327147-64

Tectonic position of the Early Neoproterozoic–Early Paleozoic metamorphic belts within the Tuva–Mongolian terrane of the Central Asian Orogenic Belt

Authors: Kozakov I.K.¹, Salnikova E.B.¹, Anisimova I.V.¹, Azimov P.Y.¹, Kovach V.P.¹, Plotkina Y.V.¹, Stifeeva M.V.¹, Fedoseenko A.M.¹
Affiliations:
1. Institute of Precambrian Geology and Geochronology of the Russian Academy of Sciences
Issue: Vol 27, No 1 (2019)
Pages: 47-64
Section: ARTICLES
URL: https://journals.eco-vector.com/0869-5903/article/view/11350
DOI: https://doi.org/10.31857/S0869-590327147-64
ID: 11350

Cite item

Full Text

Abstract
Full Text
About the authors
References
Supplementary files
Statistics

Abstract

The Tuva–Mongolian terrane (TMT) of the Central Asian Orogenic Belt is a composite structure with a Vendian–Cambrian terrigenous-carbonate cover. The formation of the northern part of TMT is marked by the granitoids of the Sumsunur Complex with an age of 785 ± 11 Ma. The Sangilen and Khan-Khukhay blocks of its southern part also form a composite structure, which originated during Early Paleozoic(500–490 Ma) low-moderate pressure regional metamorphism reaching amphibolites-granulite facies. The earlier high-pressure metamorphism was established in the Moren Complex of both the blocks. In the Sangilen block, this metamorphism reached conditions of kyanite-garnet-biotite-orthoclase subfacies of amphibolites facies (temperature ~750^oC, pressure 9–10 kbar). The upper age limit of this metamorphism is determined by granites with an age of 536 ± 6 Ma, which cut across migmatized biotite gneisses of the Moren Complex. The latter are intruded by the granitoids of the Ortoadir pluton, which were previously dated at 521 ± ± 12 Ma (U-Pb method, TIMS). Its emplacement predated the Early Paleozoic low-moderate pressure metamorphism, the timing of which is constrained by syn- and postmetamorphic granitoids with ages of 496 ± 4 and 489 ± 3 Ma. The age of 513 ± 4 Ma established for the granitoids of the Ortoadir Complex in the Khan-Khukhay Block more accurately constrains the lower age boundary of collision processes. This determined the amalgamation of the fragments of the high-pressure metamorphic belt with basement and carbonate-shelf cover units of the Tuva–Mongolian terrane, as well as the upper age boundary of early metamorphism. The timing of the main mappable structure of the Khan–Khukhay Block and low-moderate pressure regional metamorphism is marked by the synmetamorphic granitoids with an age of 505 ± ± 2 Ma. In general, the metamorphic rocks of the Sangilen, Khan–Khukhay, and Kaakhem blocks can be considered as fragments of the Late Ediacaran high-pressure metamorphic belt, which were amalgamated to the western margin of TMT within 515–505 Ma, after emplacement of the granitoids of the Ortoadir Complex, and were reworked by regional Early Paleozoic low-moderate pressure metamorphism.

Keywords

Central Asian Orogenic Belt, Tuva–Mongolian terrane, early Paleozoic, geochronology, zircon, regional metamorphism, magmatism

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Тувино-Монгольский, Дзабханский и Сонгинский террейны являются наиболее крупными фрагментами докембрийской континентальной коры центрального сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1). Тувино-Монгольский террейн (ТМТ) представляет собой композитную структуру с эдиакарий-кембрийским терригенно-карбонатным чехлом. В состав фундамента его северной части входят нео- и мезопротерозойские (1034–900 млн лет) вулкано-плутонические комплексы Дунжугурской дуги энсиматической островной дуги (Khain et al., 2002; Кузьмичев, Ларионов, 2013), неопротерозойские вулкано-плутонические образования Сархойской энсиалической островной дуги и Шишхидской энсиматической островной дуги с возрастами 782 ± 7 и 800 ± 3 млн лет соответственно (U-Pb метод по циркону, SIMS, Kuzmichev et al., 2005), а также вулканокластические породы Окинской аккреционной призмы (Кузьмичев, Ларионов, 2011, 2013). Раннедокембрийские образования (2664 ± 15 млн лет (SIMS) в структуре ТМТ представлены только в фундаменте «Гарганской глыбы» (Kovach et al., 2004; Анисимова и др., 2009). Гнейсо-граниты фундамента Гарганской глыбы перекрыты карбонатными отложениями иркутной свиты, возраст которых оценивается как мезопротерозойский (древнее 1250 млн лет) (Кузнецов и др., 2010). Становление фундамента северной части ТМТ фиксируют гранитоиды сумсунурского комплекса Восточного Саяна с возрастом 785 ± 11 млн лет (U-Pb метод по циркону (ID TIMS); Кузьмичев и др., 2000; Kuzmichev et al., 2001). В южной части ТМТ высокоградные метаморфические комплексы представлены в пространственно разобщенных Сангиленском и Ханхухэйском блоках (рис. 1).

Рис. 1. Схема геологического положения фрагментов докембрийской континентальной коры в структурах восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. 1 – древние платформы; 2–10 – структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса: 2 – ранние каледониды, 3 – толщи турбидитного бассейна среднего–позднего палеозоя, 4 – поздние каледониды, 5 – герциниды, 6 – индосиниды, 7 – вулкано-плутонические пояса позднего палеозоя–мезозоя, 8–10 – фрагменты континентальной коры с нижнедокембрийским (8), неопротерозойским (9) и позднегренвильским (10) основанием; 11 – Южно-Хангайский метаморфический пояс; 12 – главные тектонические границы. Римскими цифрами обозначены: I – Дзабханский террейн, II – Тарбагатайский террейн, III – Тувино-Монгольский террейн, IV – Сонгинский террейн, V – Южно- Гобийский микроконтинент.

¹Приведенные в тексте геохронологические данные авторов получены U-Pb методом по циркону (ID-TIMS). Оценки возраста, полученные другими методами, оговариваются отдельно.

Сангиленский блок представляет собой композитную структуру, в которой, в отличие от северной части ТМТ, различные по условиям формирования структурно-вещественные комплексы совмещены в ходе раннепалеозойского тектогенеза (Козаков и др., 1999). Сходные по Р-Т условиям и последовательности этапов регионального метаморфизма кристаллические комплексы установлены и в Ханхухэйском блоке. Однако до настоящего времени не были получены геохронологические данные, необходимые для корреляции эндогенных процессов в этих блоках, а также структурах северной части ТМТ, Сонгинского и Дзабханского террейнов (рис. 1). Существуют представления, согласно которым метаморфические комплексы Сангиленского блока сопоставляются с толщами Окинской аккреционнной призмы (Кузьмичев, 2004), а структурно разобщенные разновозрастные блоки ТМТ, а также Сонгинского, Тарбагатайского, Дзабханского и Байдарикского террейнов объединяются в систему «кратонных террейнов» (Badarch et al., 2002; Macdonald et al., 2009; Lehmann et al., 2010; Wilhem et al., 2012 и др.).

Целью исследований является определение тектонической обстановки и условий формирования метаморфических поясов эдиакария и раннего палеозоя (повышенного и низкого-умеренного давления) в юго-западной части ТМТ, а также обсуждение возможности корреляции неопротерозойских структурно-вещественных комплексов северной и южной частей ТМТ и других докембрийских террейнов Центрально-Азиатского складчатого пояса.

КРИСТАЛЛИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ САНГИЛЕНСКОГО БЛОКА

Структурный план Сангиленского блока определяет система тектонических пластин различного масштаба, сложенных породами нарынского, моренского и эрзинского комплексов (рис. 2). Породы этих комплексов в раннем палеозое были вовлечены в процессы регионального метаморфизма низких-умеренных давлений (андалузит-силлиманитовая фациальная серия), для которого установлен возраст в интервале 500–490 млн лет¹ (Козаков и др., 1999, 2001).

Рис. 2. (а) Схема геологического положения Сангиленского блока ТМТ в структурах Юго-Восточной Тувы на основе (Руднев, 2015). (б) Схема геологического положения метаморфических комплексов Западного Сангилена. (а): 1 – структуры Тувино-Монгольского террейна; 2 – ранние каледониды; 3 – поздние каледониды; 4 – раннепалеозойские гранитоиды. Римские цифры I – Каахемский батолит, Восточно-Таннуольский батолит. (б): 1 – отложения девонских наложенных впадин; 2 – офиолиты раннекаледонской Агардаг-Эрзинской зоны; 3, 4 – зонально метаморфизованные толщи нарынского комплекса вендского чехла Тувино-Монгольского микроконтинента: терригенные (3) и карбонатно-терригенные (4); 5, 6 – высокоградные полиметаморфические комплексы Сангиленского блока: 5 – моренский, 6 – эрзинский; 7 – ультраосновные породы; 8а – надвиги в структурах раннекаледонского обрамления Сангиленского блока, 8б – надвиги Чинчилигской системы, 8в – сдвиговые зоны, деформированные поверхности тектонических контактов; 9 – положение Нижнеэрзинской тектонической пластины.

В состав нарынского комплекса включены зонально метаморфизованные толщи карбонатных, терригенно-карбонатных пород нарынской, балыктыгхемской и чартисской свит, а также терригенные породы чинчилигской серии. Карбонатные и терригенно-карбонатные толщи эдиакария и нижнего кембрия были отнесены к образованиям шельфового чехла Тувино-Монгольского массива (Ильин, 1982; Кузнецов и др., 2010; Беличенко, Боос, 1988). В моренском комплексе представлены биотитовые, гранат-биотитовые и двуслюдяные гнейсы с отдельными горизонтами мраморов амфиболитов, кварцитов и железистых кварцитов. По петрохимическим характеристикам их протолиты сопоставимы с осадками глубоководного шельфа и, частично, с вулканогенными породами рифтогенных структур пассивных окраин (Козаков и др., 2001, 2005).

В моренском комплексе раннепалеозойскому метаморфизму предшествовал более ранний метаморфизм повышенного давления, достигающий условий кианит-гранат-биотит-ортоклазовой субфации амфиболитовой фации (Козаков, 1976). В более низкотемпературных зонах установлены парагенезисы ставролит-биотит-кианит-мусковитовой субфации амфиболитовой фации. Данный метаморфизм происходил на рубеже эдиакария–раннего кембрия. Его завершение фиксируют ассоциирующие с мигматитами субавтохтонные ультраметагенные граниты с возрастом 536 ± 6 млн лет (Козаков и др., 1999). В глиноземистых гнейсах моренского комплекса большая часть зерен детритовых цирконов характеризуется конкордантными и субконкордантными оценками возраста в интервале 0.82– – 0.75 млрд лет (среднее значение возраста по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U – 767 ± 15 млн лет, SIMS) (Salnikova et al., 2001). Другими словами, возраст терригенных толщ моренского комплекса находится в интервале 750–540 млн лет, а среди источников их преобладают неопротерозойские вулкано-плутонические и гранитоидные комплексы (Козаков и др., 2005).

Эрзинский комплекс изначально был отнесен к раннему докембрию на основании присутствия в слагающих его гнейсах и мигматитах амфиболитовой фации реликтов гранулитов (Козаков, 1976; Митрофанов и др., 1981). Позднее были получены геологические и геохронологические данные, которые показали, что породы гранулитовой и амфиболитовой фации связаны с процессами раннепалеозойского тектогенеза (Козаков и др., 1999, 2001). Кроме того, полученные для них оценки Nd-модельного возраста исключают возможность их отнесения к раннему докембрию (Козаков и др., 2003), а присутствие реликтовых парагенезисов гранулитовой фации связано с выведением глубинных уровней метаморфической зональности на уровень амфиболитовой фации (Козаков и др., 1999, 2003, 2017б). В целом по геохимическим характеристикам породные ассоциации эрзинского комплекса характерны для задуговых бассейнов с преобладанием продуктов размыва вулканических пород андезит-дацитового состава в шельфовых обстановках окраинных морей (Козаков и др., 2005). В метатерригенных породах эрзинского комплекса большая часть детритовых цирконов имеет возраст в интервале 0.90–0.76 млрд лет (средний возраст по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U – 809 ± ± 17 млн лет, SIMS) (Salnikova et al., 2001).

Подчеркнем, что в эдиакарий-раннекембрийское время в пределах ТМТ, включая восточную часть Сангиленского блока, происходило формирование субплатформенного карбонатного чехла. Это исключает отнесение моренского комплекса, породы которого в этот период подвергались региональному метаморфизу и складчатости, к фундаменту толщ шельфового чехла ТМТ. Кроме того, не установлено налегание толщ карбонатного чехла на породы моренского комплекса – контакты между ними тектонические. Геохронологические и Sm-Nd изотопные данные дают основание предполагать присутствие в фундаменте для толщ эдиакарий-раннекембрийского чехла пород неопротерозойской континентальной коры (Козаков и др., 2003, 2005, 2017а). Значения Nd-модельного возраста метатерригенных и метавулканических пород моренского комплекса (1.9–1.6 млрд лет) близки к установленным для пород эрзинского комплекса. Совмещение в пределах Сангиленского блока метаморфических пород повышенного давления и фрагментов шельфовых толщ проистекло в интервале 530–510 млн лет. В этот период произошло образование Тувино-Монгольского массива, в понимании А.В. Ильина (1982). Слагающие его породы были переработаны в условиях регионального метаморфизма низких-умеренных давлений, достигающего уровня амфиболитовой (Т = 600–650^оC, P = 5.5–6.0 кбар) и гранулитовой (T = 850^оС, P = 5.5–7 кбар) фаций (Козаков, Азимов, 2017). Возраст этих метаморфических преобразований составляет 500–490 млн лет (Козаков и др., 1999, 2001). Толщи карбонатного чехла в западной части Сангиленского блока также были вовлечены в эти метаморфические процессы этого возраста (Козаков и др., 1999, 2001).

Характерными интрузивными образованиями в моренском комплексе являются кварцевые диориты, трондьемиты и гранодиориты Ортоадырского массива, для которого получена оценка возраста 521 ± 12 млн лет (Козаков и др., 1999), т.е. его внедрение произошло в интервале между метаморфизмом повышенных и низких-умеренных давлений (рис. 3). Для трондьемитов Ортоадырского комплекса величина Nd-модельного возраста составляет T_Nd(DM-2) = = 1.7 млрд лет при ε_Nd(T) = –5.8 (Козаков и др., 2003). На породы массива, наложена пологая система кристаллизационной сланцеватости, а гранитоиды жильной фации смяты в лежачие складки. Эти структурные элементы участвуют в образовании главных картируемых прямых северо-восточных складок, сопряженных с наложенным метаморфизмом андалузит-силлиманитовой серии с возрастом 496 ± 4 – 489 ± 3 млн лет (Козаков и др., 1999).

Рис. 3. Схема геологического положения гранитоидов Ортоадырского массива. 1–3 – моренский комплекс: 1 – мигматизированные биотитовые гнейсы, 2 – горизонты мраморов, 3 – рассланцованные трондьемиты; 4 – поля ультраметагенных гранитоидов; 5 – дайки диабазов; 6 – кристаллизационная сланцеватость: наклонная (а) и вертикальная (б); 7 – ориентировка шарниров складок; 8 – ориентировка линейности; 9 – ориентировка шарниров, главных картируемых складок сопряженных с метаморфизмом андалузит-силлиманитовой фациальной серии; 10 – положение геохронологических проб с возрастами (млн лет): 1 – 536 ± 6, 2 – 521 ± 12.

Формирование пород тоналит-трондьемитовой ассоциации ортоадырского комплекса происходило в ходе причленения фрагмента континентальной коры, представленной в моренском комплексе, к образованиям пассивной окраины и шельфового чехла сформированной неопротерозойской структуры ТМТ. Внедрение гранитоидов ортоадырского комплекса в уже метаморфизованные породы моренского комплекса и их последующее преобразование в ходе раннепалеозойского регионального метаморфизма вместе с терригенными толщами пассивной окраины и карбонатного чехла Сангиленского блока определяет нижнюю границу возрастного интервала наложенного метаморфизма, т.е. преобразования пассивной окраины южной части ТМТ в активную.

КРИСТАЛЛИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ХАНХУХЭЙСКОГО БЛОКА

Метаморфические комплексы Ханхухэйского блока наиболее полно представлены на отрогах северного склона одноименного хребта (рис. 4а). С запада и юго-запада они приведены в контакт с палеоокеаническими и островодужными комплексами Озерной зоны, а с юга отделены широтным Ханхухэйским разломом от палеоокеанических и островодужных комплексов Идерской зоны, переходящих к западу в Озерную (Ильин, 1982). Следует подчеркнуть, что указанные зоны разделяют докембрийские блоки ТМТ и Сонгинского террейна. Исходя из этого, нельзя согласиться с объединением этих террейнов (Badarch et al., 2002; Bold et al., 2016; Macdonald et al., 2009; Rojas-Agramonte et al., 2014; Wilhem et al., 2012 и др.).

Рис. 4. (а) Схема геологического положения Ханхухэйского блока кристаллических пород ТМТ в структурах Северной Монголии, на основе (Ильин, 1982, Моссаковский и др., 1993). (б) Схема геологического строения кристаллических комплексов фундамента Ханхухэйского блока ТМТ. (а): 1 – рыхлые отложения, 2 – кристаллические породы фундамента Ханхухэйского блока, 3 – остро- водужные вулкано-плутонические комплексы эдиакария–раннего кембрия Идерской и Озерной зон, 4 – палеозойские гранитоиды. (б): 1 – эрзинский комплекс (мигматизированные биотитовые и гранат-биоитовые гнейсы с реликтами гранулитов); 2–5 – моренский комплекс: 2 – толща переслаивания гнейсов, амфиболитов, железистых кварцитов, гранат-слюдистых кварцитов, слюдисто-карбонатных сланцев; 3 – тектонические пластины амфиболизированных гранат-клинопироксеновых пород; 4 – серые однородные биотитовые гнейсы иногда с горизонтами мраморов; 5 – рассланцованные гранитоиды ортоадырского комплекса; 6 – мраморизованные известняки с прослоями кварцитов; 7 – горизонт кварцитов; 8 – ультраметагенные плагиомикроклиновые и пегматоидные граниты; 9 – синметаморфические гранодиориты; 10–12 – толщи аллохтона: 10 – биотит-серецит-кварцевые бластомилониты, псевдоконгломераты по мигматитам, 11 – графи- тистые биотит-серицитовые метапесчаники, 12 – толща переслаивания мраморизованных известняков, кварцитов, метапесчаников; 13–14 – толщи Озерной зоны: 13 – известняки с онколитами (?), 14 – вулканиты островодужного компллекса раннего кембрия; 15 – постметаморфические гранодиориты, трондьемиты раннего палеозоя (?); 16 – гранит-порфиры, фельзиты (средний–поздний палеозой?); 17 – разломы, сдвиговые зоны, тектонические границы; 18 – надвиги; 19 – ориентировка деформированных зон рассланцевания в метаморфических породах: наклонная (а) и субвертикальная (б); 20 – положение геохронологических проб: 1 – трондьемитов Барунтурунского массива (513 ± 4 млн лет); 2 – гранитоидов Хонгилцагиинского массива (505 ± 2 млн лет).

В Ханхухэйском блоке выделяется две зоны. В восточной зоне развиты толщи мигматизированных метаморфических пород амфиболитовой фации андалузит-силлиманитовой фациальной серии, смятые в прямые в различной степени сжатые складки северо-восточного простирания. В метаморфические процессы вовлечены гранитоиды, внедрение которых предшествовало метаморфизму и формированию главных картируемых северо-восточных структур (рис. 4б). В западной зоне наблюдаются пологозалегающие толщи аллохтона (метапесчаники, метаконгломераты, мраморизованные известняки, кварциты, сланцы), надвинутые с запада на восток на гнейсо-мигматитовые и карбонатно-кварцитовые толщи восточной зоны (рис. 4б). В западной части аллохтона породы метаморфизованы на уровне фации зеленых сланцев, в восточном направлении степень метаморфизма повышается до эпидот-амфиболитовой фации. В тектонических пластинах аллохтона, надвинутых на толщи восточной зоны, в гранат-биотит-мусковитовых гнейсах установлены минеральные парагенезисы кианит-силлиманитовой фациальной серии. Необходимо отметить, что данные гнейсы не вовлекались в наложенные структурно-метаморфические преобразования андалузит-силлиманитовой фациальной серии, которые регионально проявлены в породах восточной зоны.

Ханхухэйский и Сангиленский блоки разделены пустыней Алтан-Элс. Поэтому корреляция структурно-вещественных комплексов в этих блоках была основана на сходстве составов пород, последовательности и соответствует условиям проявления в них эндогенных процессов (Митрофанов и др., 1981). Таким образом, в пределах Ханхухэйского блока были выделены породные ассоциации, сопоставляемые с эрзинским и моренским комплексами Сангиленского блока. К эрзинскому комплексу Ханхухэйского блока были отнесены мигматизированные биотитовые, гранат-биотитовые, гранат-кордиерит-силлиманит-биотитовые гнейсы с реликтами гиперстена. В них установлены парагенезисы гиперстен + моноклинный пироксен + плагиоклаз + кварц и гиперстен + плагиоклаз + кварц ± ± биотит. В биотитовых гнейсах амфиболитовой фации обнаружены будины известково-силикатных пород с парагенезисом анортит + клинопироксен + гранат + кварц ± роговая обманка. P-T параметры метаморфизма этих пород соответствуют условиям, переходным от высокотемпературной амфиболитовой к гранулитовой фации умеренного давления, как и в эрзинском комплексе Сангиленского блока. В мигматизированных глиноземистых гнейсах Ханхухэйского блока установлены ассоциации (плагиоклаз + + кварц + биотит + калиевый полевой шпат + + гранат + кордиерит ± силлиманит ± андалузит ± шпинель), также отвечающие переходным условиям от амфиболитовой к гранулитовой фации низких-умеренных давлений.

Ассоциация пород, относимая к моренскому комплексу Ханхухэйского блока, включает мигматизированные биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы, гранатовые амфиболиты, амфиболиты, гранат-слюдистые кварциты, железистые кварциты, фаялитсодержащие кварциты, мраморы (рис. 4б). Величина Nd-модельного возраста для биотитовых гнейсов, вмещающих Барунтурунский гранитоидный массив ортоадырского комплекса, составляет 1.6 млрд лет при ε_Nd(T) = = –4.9 (см. ниже табл. 2), что исключает их отнесение к раннедокембрийскому фундаменту. В них так же, как и в породах моренского комплекса Сангиленского блока, устанавливаются процессы полиметаморфизма. Главные картируемые структуры Ханхухэйского блока сформированы в условиях регионального метаморфизма амфиболитовой фации низких- умеренных давлений. Метаморфические преобразования более раннего эпизода происходили в условиях метаморфизма повышенного давления (кианит-силлиманитовая фациальная серия). В глиноземистых биотит-мусковитовых гнейсах аллохтона представлен парагенезис плагиоклаз + кварц + биотит + мусковит + + кианит + ставролит. В восточной зоне среди мигматизированных гнейсов, в которых установлены парагенезисы амфиболитовой фации низких-умеренных давлений (плагиоклаз + + кварц + гранат + силлиманит ± кордиерит ± ± андалузит), встречены тела амфиболитов. В центральных частях этих тел обнаружен парагенезис плагиоклаз + кварц + клинопироксен + + бурая роговая обманка + гранат; в краевых пироксен замещен зеленой роговой обманкой. В интервале между метаморфизмом повышенных и низких-умеренных давлений происходило внедрение даек порфиритов (Митрофанов и др., 1981).

Таблица 2. Sm-Nd изотопные данные для гранитоидов Ханхухэйского блока

Номер п/п	Номер образца	Возраст, млн лет	Sm, мкг/г	Nd, мкг/г		¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd		¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd	e_Nd(0)		e_Nd(T)	T_Nd(DM)	T_Nd(DM-2)
1	45*	515	1.60	8.	66	0.	1122	0.512056	-11.	4	-5.7	1643	1736
2	7864	515	1.89	10.	31	0.	1106	0.512262	-7.	3	-1.7	1314	1393
3	2786	515	2.53	14.	50	0.	1057	0.512172	-9.	1	-3.0	1381	1512
4	1842-2	515	8.60	39.	53	0.	1320	0.512098	-10.	5	-6.2	1960	1777
5	7863	500	2.95	20.	6	0.	0869	0.512225	-8.	0	-1.2	1112	1331
6	2785	500	9.72	40.	94	0.	1439	0.512349	-5.	6	-2.3	1750	1430
7	7865	500	2.59	14.	99	0.	1044	0.512095	-10.	6	-4.9	1470	1634
8	1841	500	2.99	15.	26	0.	11483	0.512130	-9.	9	-4.9	1628	1650

Примечание. 1–4 – ортоадырский комплекс: 2–3 – тродьемиты Барунтурунского массива, 4 – жильные граниты; 5–6 – синметаморфические граниты Хонгилцагиинского массива; 7 – постметаморфические граниты; 8 – биотитовые гнейсы, вмещающие трондьемиты Барунтурунского массива Ханхухэйского блока. * Трондьемиты Ортоадырского массива Сангиленского блока (Козаков и др., 2003).

В восточной зоне Ханхухэйского блока в водораздельном хребте рек Барун-турун и Хонгилцагийн-гол закартирован Барунтурунский массив (рис 4б). Слагающие его гранитоиды аналогичны по составу (табл. 1) и структурному положению, а также Sm-Nd изотопным характеристикам (T_Nd(DM-2) = 1.7–1.4 млрд лет при ε_Nd(T) = –1.5 — –1.4 (табл. 2)) гранитоидам Ортоадырского массива Сангиленского блока рис. 3. Их внедрение также предшествовало региональному метаморфизму амфиболитовой фации низких-умеренных давлений. На гранитоиды Барунтурунского массива наложена пологая система кристаллизационной сланцеватости. Жилы гранитов, как и мигматитовая полосчатость во вмещающих биотитовых гнейсах, смяты в лежачие изоклинальные складки. Гранитоиды Барунтурунского массива, так же как и гранитоиды Ортоадырского массива Сангиленского блока, разделяют два эпизода регионального метаморфизма. Во вмещающих его породах новообразованные пологие структурные элементы участвует в формировании главных картируемых прямых северо-восточных складок.

К более поздним гранитоидам Ханхухэйского блока относятся гранодиориты Хонгилцагиинского массива, сходные по структурному положению и составу (табл. 1) с синметаморфическими гранитоидами Баянкольского (497 ± 4 млн лет) и Эрзинского массивов (492 ± 10 млн лет) Сангиленского блока (Козаков и др., 1999). В структурном плане Хонгилцагиинский массив занимает согласное положение по отношению к главным картируемым прямым северо-восточным складкам, но имеет секущие контакты с более ранней пологой кристаллизационной сланцеватостью (рис. 4б). Его внедрение коррелируется с региональным метаморфизмом амфиболитовой фации. Для гранитоидов этого массива получены оценки Nd-модельного возраста T_Nd(DM-2) = =1.4–1.3 при ε_Nd(T) = –2.3 — –1.2 (табл. 2).

P-T УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

В мигматизированных гранат-биотитовых и гранат-кианит-биотитовых гнейсах моренского комплекса Сангиленского блока представлен парагенезис плагиоклаз + ортоклаз + кварц + биотит + + гранат + кианит (Козаков, 1976; Козаков и др., 1999). В лейкосомах мигматитов и ассоциирующих с ними субавтохтонных анатектических гранитах также присутствует кианит (Козаков, 1976; Козаков и др., 1999). Это свидетельствует об условиях гранат-биотит-кианит-ортоклазовой субфации амфиболитовой фации повышенных давлений.

Калиевый полевой шпат, представленный преимущественно ортоклазом, присутствует и в лейкосоме, и в меланосоме мигматитов. При ретроградных изменениях ортоклаз замещается микроклином и мусковитом, кианит-мусковитом, а гранат исчезает. Такая смена минералов указывает на снижение температуры и повышение активности воды во флюиде. Методом мультиравновесной термобарометрии (TWEEQU) в программе TWQ (Berman, 1991) c базой данных BA96 (Berman, Aranovich, 1996; Aranovich, Berman, 1996) и дополнениями TWQ_Comb и TWQ_View (Д.В. Доливо-Добровольский: http://dimadd.ru) для парагенезиса плагиоклаз + кварц + + биотит + ортоклаз + гранат + кианит + рутил определены пиковые параметры раннего метаморфизма: T ~ 750^оС и P = 9–10 кбар (рис. 5а, 5б), отвечающие области перехода от высокобарной гранулитовой фации к высокотемпературной амфиболитовой фации повышенных давлений (кианитовая фациальная серия). Парагенезис ортоклаз + кианит указывает на то, что на пике метаморфизма активность воды в метаморфическом флюиде была невелика (a_H₂_O ≤ 0.4–0.6). По породам основного состава в этих условиях образуются гранатовые амфиболиты. Завершение метаморфизма повышенных давлений в моренском комплексе фиксируют ультраметагенные граниты с возрастом 536 ± 5 млн лет (Козаков и др., 1999). Для наложенного на ранний метаморфизм более позднего метаморфизма низких-умеренных давлений, достигавшего уровня гранулитовой фации, получены оценки возраста в интервале около 500–490 млн лет (Козаков и др., 1999). P-T условия этого метаморфизма определены тем же методом TWEEQU в образце гранат-кордиерит-силлиманит-двуполевошпатового гнейса. По парагенезису плагиоклаз + кварц + биотит + кордиерит + + гранат + силлиманит рассчитаны значения T = 620–670^оС и P = 4–4.6 кбар (рис. 5в). Близкие параметры установлены для глиноземистых гнейсов эрзинского комплекса северного обрамления Баянкольского массива (T ~ 600–640^оС и P ~ 5.5–6.0 кбар) и гнейсов обрамления Нижнеэрзинской тектонической пластины гранулитов (T = 580–650^оС и P = 5.5–6.5 кбар) с возрастом 494 ± 11 млн лет (Козаков и др., 2001; Козаков, Азимов, 2017; Азимов и др., 2018).

Рис. 5. Результаты термобарометрических исследований метаморфических комплексов Западного Сангилена и Хан-Хухэя: (а) – TWQ-диаграмма для кианит-гранат-биотит-двуполевошпатового гнейса моренского комплекса, Западный Сангилен (термодинамическая база данных BA96, число независимых реакций IR = 3); (б) – P-T тренд высокоградной эволюции гнейсов моренского комплекса; (в) – TWQ-диаграмма для гранат-силлиманит-кордиерит-биотит-двуполевошпатового гнейса эрзинского комплекса, Западный Сангилен (термодинамическая база данных BA96, IR = 4); (г) – TWQ-диаграмма для гранат-роговообманково-клинопироксен-кварц-плагиоклазовой породы в парапородах эрзинского комплекса, хр. Хан-Хухэй (термодинамические базы данных B92 и BA96, IR = 4); (д) – P-T тренд, определенный для гранатсодержащей известково-силикатной породы эрзинского комплекса, хр. Хан-Хухэй (P-T значения для глиноземистого гнейса по (Азимов и др., 2018)).

Породы гранулитовой и амфиболитовой фаций Сангиленского и Ханхухэйского блоков были образованы в условиях низких-умеренных давлений. Так, в гранулитах Нижнеэрзинской пластины при пике метаморфизма температура достигала 910–950^оC, а давление 3–4 кбар, что соответствует условиям сверхвысокотемпературного метаморфизма низких давлений, а затем их формирование продолжалось при снизившейся до ~ 850^оС температуре и возросшем до ~ 5.5–7 кбар давлении (Азимов и др., 2018).

В Ханхухэйском блоке P-T условия метаморфизма определены нами методом TWEEQU для гранатсодержащих известково-силикатных пород, слагающих будины в парагнейсах (рис. 5г, 5д). Температура метаморфизма достигала 730–750^оС при давлении ~ 5–5.5 кбар (расчеты в программе TWQ с базами данных BA96 (Berman, Aranovich, 1996; Aranovich, Berman, 1996) и B92 (Berman, 1988)), что близко к условиям этого метаморфизма в Западном Сангилене (рис. 5д) (Козаков, Азимов, 2017; Азимов и др., 2018).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Методика геохронологических исследований. Выделение циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для U-Pb геохронологических исследований кристаллы циркона (или их фрагменты) подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 M HNO₃. При этом после каждой ступени они промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялись по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). В некоторых случаях для уменьшения степени дискордантности использовалась аэроабразивная обработка (Krogh, 1982). Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI как в статическом режиме, так и при помощи счетчика ионов. Для изотопных исследований использовался изотопный индикатор ²³⁵U-²⁰²Pb. Точность определения U/Pb отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программам «PbDAT» (Ludwig, 1991) и «ISOPLOT» (Ludwig, 2003). При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана (Steiger, Jager, 1976). Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975). Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Методика Sm-Nd изотопных исследований. Sm-Nd изотопные данные были получены авторами в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (Санкт-Петербург). Изотопные составы Sm и Nd были измерены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Измеренные отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к отношению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511860 в Nd-стандарте La Jolla. Уровень холостого опыта за время исследований составлял 0.03–0.2 нг для Sm, 0.1–0.5 нг для Nd. Точность определения концентраций Sm и Nd составила ± 0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – ± 0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – ± 0.005% (2s). При расчете величин ε_Nd(Т) и модельных возрастов Т_Nd(DM) использованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967) и деплетированной мантии (DM) по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2137). При расчете величин ε_Nd(Т) и модельных возрастов Т_Nd(DM) использованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по (Jacobsen, Wasserburg, 1984) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1967) и DM по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2137). Для учета возможного фракционирования Sm и Nd во внутрикоровых процессах для коровых (S-тип) гранитоидов и осадочных пород рассчитаны двустадийные Nd-модельные возрасты Т_Nd(C) (Keto, Jacobsen, 1987) с использованием среднекорового отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.12 (Taylor, McLennan, 1985).

Результаты геохронологических исследований. Акцессорный циркон из биотитового трондьемита Барунтурунского массива (проба 7864) представлен идиоморфными, реже субидиоморфными прозрачными и полупрозрачными кристаллами светло-желтой окраски, габитус которых изменяется от короткопризматического до игольчатого. Эти кристаллы огранены сочетанием призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {112}, {211} (рис. 6, I–IV), размер которых составляет 50–300 мкм (К_удл.≈ ≈ 2.0–4.0). В режиме катодолюминесценции наблюдается осцилляторная зональность (рис. 6, V–VIII), частично нарушенная в краевых частях некоторых кристаллов (рис. 6, V, VI).

Рис. 6. Микрофотографии кристаллов циркона из проб 7864 и 8084, выполненные на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3: I–IV – в режиме вторичных электронов; V–VIII – в режиме катодолюминесценции.

U-Pb геохронологические исследования проведены для трех микронавесок наиболее прозрачных идиоморфных и длиннопризматических кристаллов циркона, отобранных из размерных фракций 85–100 и >100 мкм (№ 1–3, табл. 3). Точки изотопного состава изученного циркона располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 515 ± 20 млн лет (нижнее пересечение – 78 ± 490 млн лет, СКВО = = 0.004). Полученные для него по разным изотопным отношениям оценки возраста характеризуются незначительной дискордантностью (2–6%), среднее значение его возраста (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb) составляет 513 ± ± 4 млн лет (СКВО = 0.05) (рис. 7а) и совпадает с возрастом, определенным верхним пересечением дискордии. Морфологические особенности циркона указывают на его кристаллизацию из расплава. Соответственно, полученную для него оценку возраста 513 ± 4 млн лет можно рассматривать как наиболее точную для становления Барунтурунского массива.

Таблица 3. Результаты U-Pb изотопных исследований циркона гранитоидов Барунтурунского и Хонгилцагиинского массивов Ханхухэйского блока

Номер п/п

Размерная фракция (мкм) и характеристика циркона

Навеска, мг

Pb, мкг/г

U, мкг/г

Изотопные отношения

Rho

Возраст, млн лет

²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb

²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb^a

²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb^a

²⁰⁷Pb/²³⁵U

²⁰⁶Pb/²³⁸U

²⁰⁷Pb/²³⁵U

²⁰⁶Pb/²³⁸U

²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb

Торондьемиты пробы 7864 (координаты: 49^о50553 с.ш., 94^о41343 в.д.)

>100, 20 крист.

0.08

53.70

653

2598

0.0578±1

0.1334±1

0.6327±16

0.0793±1

0.61

498±1

492±1

524±4

85–100, 28 крист.

0.10

72.70

841

591

0.0575±1

0.1452±1

0.6337±16

0.0799±1

0.89

498±1

495±1

512±3

85–100, 18 крист.

0.05

19.90

229

1723

0.0576±1

0.1709±1

0.6452±13

0.0813±3

0.70

506±1

504±3

514±3

Гранодиориты пробы 8084 (координаты: 49^о 61047 с.ш., 94^о 29234 в.д.)

>150, 15 крист.

U/Pb=13.33

2568

0.0572±1

0.1260±1

0.5801±9

0.0735±1

0.85

464±1

457±1

501±2

100–150, 30 крист.

1.25

10.50

126

1311

0.0572±1

0.1586±1

0.6023±9

0.0764±1

0.88

479±1

474±1

500±2

100–150, 15 крист.

U/Pb=12.45

2108

0.0571±1

0.1199±1

0.6039±11

0.0767±1

0.70

480±1

477±1

495±3

100–150, 20 крист., А = 20%

0.04

44.00

363

143

0.0575±2

0.1445±1

0.6432±31

0.0811±1

0.54

504±2

503±1

511±9

Примечание. ^аИзотопные отношения, скорректированные на бланк и обычный свинец; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений ²⁰⁷Pb/²³⁵U – ²⁰⁶Pb/²³⁸U; А = 20% – количество вещества, удаленное в процессе аэроабразивной обработки; * навеска циркона не определялась. Величины ошибок (2σ) соответствуют последним значащим цифрам.

Рис. 7. Диаграмма с конкордией для циркона из проб: (а) – 7864 и (б) – 8084. Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 3.

Акцессорный циркон из биотитового гранодиорита Хонгилцагиинского массива (проба 8084) образует идиоморфные и субидиоморфные прозрачные бесцветные призматические и длиннопризматические кристаллы. Их облик определяется сочетанием призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {211} (рис. 6, IX–XII). Размер зерен циркона изменяется от 50 до 400 мкм, К_удл.≈ 2.0–4.0. Для его внутреннего строения характерна магматическая зональность (рис. 6, XIII–XVI).

Для U-Pb геохронологических исследований использованы четыре микронавески циркона из размерных фракций 100–150 и >150 мкм (№ 4–7, табл. 3). При этом циркон одной из них был подвергнут аэроабразивной обработке (№ 7, табл. 3). На диаграмме с конкордией (рис. 7б) точки изотопного состава циркона располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует возрасту 501 ± 16 млн. лет (нижнее пересечение – 21 ± ± 250 млн лет, СКВО = 0.29) (рис. 7б). Точка изотопного состава циркона после аэроабразивной обработки (№ 7, табл. 3) располагается на конкордии, а его конкордантный возраст составляет 505 ± 2 млн лет (СКВО = 0.002, вероятность 0.97) Полученные оценки возраста совпадают в пределах погрешностей. Учитывая морфологические особенности изученного циркона, указывающие на его магматическое происхождение, полученная для него конкордантная оценка возраста 505 ± 2 млн лет принимается в качестве наиболее точной для становления Хонгилцагиинского массива.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные данные позволяют выделить по крайней мере два этапа формирования высокоградных метаморфических комплексов Сангиленского и Ханхухэйского блоков: к рубежу позднего эдиакария—раннего кембрия и к началу позднего кембрия. Реликты кианитсодержащих пород, связанных с раннем эпизодом метаморфизма и переработанных в условиях амфиболитовой и гранулитовой фации, обнаружены также в Каахемском блоке ТМТ (рис. 2а). Метаморфические породы, связанные с региональным метаморфизмом эдиакария, известны в различных структурах южного обрамления Сибирской платформы. Оценка возраста метаморфизма 555 ± 5 млн лет получена U-Pb методом по циркону (ID TIMS) для трондьемита Верхнеканского массива, становление которого рассматривается в связи с аккреционно-коллизионными процессамим в ходе амальгамации неопротерозойских островодужных комплексов (Ножкин и др., 2003). Однако в большинстве случаев кианитсодержащие породы встречаются только в виде реликтов среди метаморфических пород, связанных с раннепалеозойским метаморфизмом высокотемпературной амфиболитовой фации. Вследствие этого выделение раннего эпизода метаморфизма в значительной мере затруднено. Тем не менее в структурах Центральной Азии реликты метаморфических пород, связанных с более ранним эпизодом регионального метаморфизма (530 ± 5 млн лет), установлены, в частности, в лейкосомах мигматизированных гнейсов раннепалеозойского (485–495 млн лет) метаморфического пояса Ольхонского региона Западного Прибайкалья (Владимиров и др., 2011). Исключением являются метаморфические породы неопротерозойского (570–545 млн лет) Южно-Хангайского метаморфического пояса (Козаков и др., 2015). Последний расположен среди блоков докембрия Хангайской группы, а входящие в его состав породы не вовлекались в раннепалеозойские структурные и метаморфические преобразования (рис. 1). В целом процессы раннепалеозойского метаморфизма с возрастом 500–480 млн лет в структурах южного обрамления Сибирской платформы проявлены очень широко (Бибикова и др., 1990; Котов и др., 1997; Гладкочуб и др., 2010; Донская и др., 2000; Donskaya et al., 2017; Gladkochub et al., 2008). При этом они установлены не только в непосредственном обрамлении Сибирской платформы, но и на значительном удалении от нее. В частности, раннепалеозойский Центрально-Монгольский метаморфический пояс трассируется высокоградными породами, локализованными вдоль южной области развития блоков докембрия Хангая и раннекаледонских структур Озерной зоны (Козаков и др., 2012). Породы гранулитовой и амфиболитовой фации Дарибского блока западной части этого пояса имеют возраст соответственно 510 ± 4 и 490 ± 4 млн лет (Козаков и др., 2002). Близкая оценка возраста метаморфизма амфиболитовой фации (477 ± ± 5 млн лет) получена для Амсархалойского блока его восточной части (Козаков и др., 2012). В тектоническом плане этот пояс фиксирует внутреннюю границу каледонид, проходящую вдоль окраины каледонского палеоконтинента (Руженцев и др., 1990).

Вместе с тем фрагменты раннепалеозойских метаморфических пород установлены в меланже зоны сочленения южного обрамления Хангайской группы блоков докембрия с раннекаледонскими палеокеаническими и островодужными комплексами Озерной зоны. В этом меланже представлены тектонические пластины ортогнейсов с возрастом 983 ± 6, 956 ± 3, 954 ± 8 (SIMS; Demoux et al., 2009), 955 ± 7 (SIMS; Kröner et al., 2010), 959 ± 8, 944 ± 6 и 930 ± 6 млн лет (SIMS; Козаков и др., 2016, 2017а). Установлены тектонические пластины гнейсо-гранитов и гнейсо-диоритов с возрастом 498 ± 3, 499 ± 3 и 501 ± 4 млн. лет (SIMS; Demoux et al., 2009). Кроме того, в пределах этой зоны присутствуют ортогнейсы с возрастом около 953–941, а также габбро-диориты и ортогнейсы с возрастом около 542–538 млн лет (LA-ICP-MS; Buriánek et al., 2017).

В целом становление метаморфических поясов позднего эдиакария и раннего палеозоя Центральной Азии происходило в палеоокеанической области независимо от блоков раннего докембрия и неопротерозоя, представленных в структурах ТМТ и блоках докембрия Хангайской группы. Породы ранненеопротерозойских блоков выступали в качестве главных источников терригенных и метатерригеннных пород позднего эдиакария и раннего палеозоя (Ковач и др., 2015; Козаков и др., 2015; Школьник и др., 2016; Rojas-Agramonte et al., 2014).

Сопоставимые значения возраста гранитоидов ортоадырского комплекса (513 ± 4 и 521 ± ± 12 млн лет), их сходное положение по отношению к процессам регионального метаморфизма и сопряженным с ними структурам дают основание полагать, что они определяют раннюю стадию преобразования пассивной окраины ТМТ в активную в среднем кембрии. Учитывая более точную оценку возраста ортоадырского комплекса Ханхухэйского блока 513 ± 4 млн лет, можно полагать, что собственно коллизионный процесс и связанное с ним образование надвиговых структур начались после внедрения гранитоидов ортоадырского комплекса в интервале около 516–510 млн лет назад. Его завершение фиксируют постметаморфические гранитоиды с возрастом около 490–485 млн лет, когда фрагменты метаморфического пояса повышенного давления «вошли» в структуру ТМТ. В гранитоидах ортоадырского комплекса нет признаков наложения раннего эпизода метаморфизма, но присутствуют ксенолиты мигматизированных биотитовых гнейсов. Наложенные преобразования связаны только с региональным метаморфизмом низких- умеренных давлений, происходившим в позднем кембрии в интервале 505–495 млн лет. К его началу фрагмент континентальной коры, в котором представлены метаморфические породы повышенного давления, был приведен в контакт с толщами глубоководного шельфа, фундамента ТМТ и карбонатными толщами его чехла. В результате эти образования были вовлечены в раннепалеозойские метаморфические преобразования и процессы корового анатексиса. Как отмечалось, в Ханхухэйском блоке в тектонических пластинах аллохтона западной зоны установлены парагенезисы метаморфизма повышенного давления уровня ставролит-биотит-кианит-мусковитовой суб- фации амфиболитовой фации. В них нет признаков наложения метаморфизма низких-умеренных давлений, которые регионально проявлены во всех породах восточной зоны, включая гранитоиды ортоадырского комплекса. Можно полагать, что данные толщи были расположены в верхнем структурном этаже и в ходе сочленения находились вне зоны наложенного метаморфизма. В породах восточной зоны, представленных на современном эрозионном срезе, уровень наложенного метаморфизма достигал условий амфиболитовой и переходной к гранулитовой фации. Таким образом, в этой зоне формирование надвиговых структур, с которыми связано сочленение метаморфических пород повышенного давления с толщами ТМТ, происходило в глубинных условиях. Вследствие этого не во всех случаях удается выделить толщи, в которых сохраняются реликтовые парагенезисы раннего метаморфизма. Однако присутствие в гранитоидах ортоадырского комплекса ксенолитов мигматизированных гнейсов дает основание полагать, что ранний эпизод метаморфизма достигал условий анатексиса.

В целом строение Сангиленского и Ханхухэйского блоков определяется сочетанием тектонических пластин, сложенных метаморфическими породами повышенных и низких-умеренных давлений, и сопряженных с ними гранитоидов. Это является результатом коллизии неопротерозойского композитного террейна – ТМТ (включая толщи пассивной окраины), перекрытого карбонатными толщами шельфового чехла эдиакария–нижнего кембрия, и поздненеопротерозойского блока континентальной коры, в котором представлены метаморфические породы моренского комплекса. Становление последнего было завершено за пределами ТМТ, причем ко времени сочленения метаморфические породы повышенных давлений были уже сформированы (Козаков, Азимов, 2017). Об этом свидетельствует присутствие в отдельных реликтовых структурах жильных постметаморфических пегматоидных гранитов и даек диабазов, предшествующих наложенному раннепалеозойскому метаморфизму. Возможным объяснением различий P-T параметров метаморфизма UHT-LP гранулитов Нижнеэрзинской пластины (Т = 910–950^оС и Р = 3–4 кбар) и пересекающих их гранат-ортопироксеновых трондьемитов (Т = 850^оС и Р = 5.5–7 кбар) является снижение температуры при повышении давления. Можно предположить, что UHT-LP гранулиты на ранней стадии были сформированы в условиях повышенного теплового потока, а затем в ходе продолжающихся коллизионных процессов были перекрыты относительно холодной тектонической пластиной, что обеспечило некоторое снижение температуры и в то же время повышение давления (Азимов и др., 2018). В качестве такой пластины могли выступать образования вендского метаморфического пояса, становление которого завершилось на рубеже венд–кембрий до начала раннепалеозойского регионального метаморфизма. В ходе коллизионного процесса они были повторно вовлечены в структурно-метаморфические преобразования совместно с ранее неметаморфизованными толщами глубоководного шельфа, карбонатными толщами шельфового чехла и фрагментов неопротерозойского фундамента. В глубинных сечениях этой новообразованной структуры P-T условия регионального метаморфизма достигали уровня гранулитовой фации. Источник тепла, необходимый для высокотемпературного раннепалеозойского метаморфизма низких-умеренных давлений, связан с развитием активной окраины неопротерозойского ТМТ. В этот период происходило поступление мантийного материала, что фиксирует присутствие габбро, норитов и диоритов ранних фаз Эрзинского и Баянкольского массивов, а также даек базитов, предшествующих метаморфизму низких-умеренных давлений. В ранней фазе Чжаргалантского массива граносиенитов и щелочных гранитов с возрастом 490 ± 3 млн лет, локализованном в карбонатной толще шельфового чехла, также представлены габброиды.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные к настоящему времени результаты геологических, геохронологических и изотопных исследований свидетельствуют о принципиальном различии в геологическом развитии образований структурно-вещественных комплексов северной и южной частей ТМТ. В состав фундамента его северной части, как отмечалось, входят нео- и мезопротерозойские вулкано-плутонические комплексы Дунжугурской дуги, неопротерозойские образования Сархойской энсиалической вулканической дуги, Шишхидской островной дуги и вулканокластические породы Окинской аккреционной призмы (Kuzmichev et al., 2005; Кузьмичев, Ларионов, 2011, 2013). Формирование северной части ТМТ фиксируют гранитоиды сумсунурского комплекса Восточного Саяна с возрастом 785 ± 11 млн лет (Кузьмичев и др., 2001), в то время как высокоградные метаморфические комплексы юго-западной части ТМТ связаны с процессами эдиакарий-раннепалеозойского тектогенеза.

Метаморфические породы Сангиленского блока нельзя рассматривать как аналоги толщ Окинской аккреционной призмы. Накопление толщ моренского комплекса происходило в интервале 750–540 млн лет (Salnikova et al., 2001). Верхнюю же возрастную границу накопления толщ Окинской аккреционной призмы определяют силлы с возрастом 753 ± 16 млн лет (SIMS, Кузмичев, Ларионов, 2013), то есть возможный интервал накопления этих толщ составляет 820—750 млн лет. Однако в источниках пород как Окинской призмы, так и моренского комплекса значимую роль играли неопротерозойские вулканические и плутонические породы с возрастом в интервале 0.75—0.90 млрд лет (Salnikova et al., 2001).

Проявление регионального метаморфизма в породах моренского комплекса на рубеже эдиакария–раннего кембрия не позволяет относить их к фундаменту карбонатных толщ шельфового чехла ТМТ. Метаморфические породы повышенного давления, представленные в Сангиленском, Ханхухэйском и Каахемском блоках, можно рассматривать в составе метаморфического пояса, сформированного за пределами неопротерозойского композитного террейна на рубеже эдиакария–раннего кембрия (Козаков и др., 2017б). Можно полагать, что коллизия блока новообразованной континентальной коры и неопротерозойского композитного террейна, перекрытого к этому времени карбонатными толщами шельфового чехла эдиакария–нижнего кембрия, сопровождалась региональным метаморфизмом низких-умеренных давлений. Этот метаморфизм был проявлен как наложенный на кристаллические породы моренского комплекса, включая гранитоиды ортоадырского комплекса с возрастом 513 ± 4 млн лет и прорывающие их жильные граниты. По отношению к образованиям глубководного шельфа и карбонатного чехла ТМТ этот метаморфизм является прогрессивным.

В том, что касается соотношения ТМТ с блоками Сонгинского и Дзабханского террейнов, нужно отметить следующее. Во-первых, эти структуры разделены палеоокеаническими и островодужными образованиями Джидинской зоны, переходящей в Озерную зону (Ильин, 1982). Во-вторых, формирование структуры Сангиленского и Ханхухэйского блоков ТМТ связано с процессами эдиакарского и раннепалеозойского метаморфизма, а региональный метаморфизм и складчатость Сонгинского террейна (как и Дзабханского) происходили около 800–810 млн лет, его завершение фиксируют посткинематические гранитоиды с возрастом 790–780 млн лет. Таким образом, в эдиакарий–раннепалеозойское время ТМТ и Дзабханский террейн были пространственно разобщены. В-третьих, процессы эдиакарского регионального метаморфизма и магматизма не проявлены в сопредельных поздне- и раннедокембрийских структурах Хангая: Сонгинском, Тарбагатайском, Дзабханском, Байдарикском террейнах. Это также свидетельствует о пространственной разобщенности метаморфических поясов эдиакария и фрагментов ранее сформированной докембрийской континентальной коры. Следует подчеркнуть, что в раннедокембрийских блоках не проявлены процессы ранненеопротерозойского (880–780 млн лет) регионального метаморфизма и/или коллизионного и надсубдукционного магматизма, хотя в современной структуре Центральной Азии блоки пород раннего и позднего докембрия практически совмещены. Можно полагать, что в этот период зоны конвергенции, в которых шло формирование новообразованной континентальной коры, развивались независимо от структур древних кратонов. Положение блоков ранне- и неопротерозойской континентальной коры в современной структуре Центральной Азии, по-видимому, обусловлено более поздними палеозойскими сдвиговыми движениями.

Источники финансирования. Исследования проведены в рамках Госзадания НИР № 0153-2018-0003.