Stages of granitoid magmatism in the eastern part of the Kazakhstan composite continent in the early-middle paleozoic

Full Text

Большинство этапов эволюции складчатых областей (субдукционный, коллизионный, внутриплитный) сопровождаются формированием гранитоидов различных геохимических типов. Выделение этапов гранитоидного магматизма позволяет получить информацию об основных эпизодах развития орогенов, а геохимические особенности дают возможность составить представление о строении коры, составе субстратов и условиях их плавления. Регион исследований располагается в западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса (рис. 1), и рассматривается в составе раннепалеозойской Бощекуль-Чингизской складчатой области, состоящей из трёх сегментов — Селетинского, Бощекульского и Чингиз-Тарбагатайского [3]. Отличительной особенностью этой области является широкое распространение нижнепалеозойских островодужных комплексов. Конкретным полигоном исследований являлась северо-восточная часть Чингиз-Тарбагатайского сегмента. В этом районе широко распространены различные гранитоиды, прорывающие вулканические и вулканогенно-осадочные толщи, для которых в большинстве случае отсутствуют данные об их возрасте и составе, полученные современными прецизионными методами. На этом полигоне нами были проведены широкомасштабные работы по U‒Pb-геохронологическому изучению магматических комплексов, преимущественно гранитоидов и вмещающих кислых вулканитов, и получены новые данные по составу петрогенных и редких элементов. На основе этих результатов выделены основные этапы формирования континентальной коры, сопровождавшиеся гранитоидным магматизмом и сделаны предположения о геодинамических обстановках формирования гранитоидов.

 

Рис. 1. Геологическая схема северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента. Схема составлена на основе [2] с авторскими изменениями. В кружках подписаны массивы, изученные в работе: Км – Кельмембет, Шм – Шереметьевский, Ст – Сарытау, Ат – Агаштыенрекейский, Ая – Аягозский. На врезке – положение полигона исследований на схеме тектонического районирования палеозоид Казахстана и Северного Тянь-Шаня по [3]: 1 – Бощекуль-Чингизская складчатая область (БЧСО); 2 – Кокчетав-Северотяньшаньская складчатая область; 3 – позднепалеозойские складчатые области, Иртыш-Зайсанская (ИЗСО), Джунгаро-Балхашская (ДБСО); 4 – девонский вулкано-плутонический пояс (ДВПП); 5 – Балхаш-Илийский вулкано-плутонический пояс (Б-И ВПП); 6 – границы и разломы.

 

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Полигон исследований представляет собой полосу северо-западного простирания шириной около 100 км и протяжённостью более 220 км, локализованную на территории Восточного Казахстана (см. рис. 1). В строении северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента участвуют нижнепалеозойские и силурийские комплексы, которые формировались в процессе эволюции внутриокеанических островных дуг [3]. На северо-востоке полигон исследований ограничен Жарма-Саурской зоны, являющейся составной частью герцинской Иртыш-Зайсанской складчатой области. Западная граница полигона проходит по Чингизскому разлому, представляющему собой региональную сдвиговую зону, разделяющую Чингиз-Тарбагатайский сегмент.

К настоящему времени в сопряжённых регионах юго-западной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента [3, 4], Иртыш-Зайсанской складчатой области [6, 15, 16] и на южном продолжении этих структур в Китае ([9, 10, 20] и др.) получен значительный объём современных данных по возрасту и составу магматических комплексов. Однако для магматических образований, рассматриваемого полигона, отсутствуют опубликованные современные геохронологические данные, за исключением работы [12], где описаны только наиболее ранние интрузивы этого района.

Сопоставление схем магматизма рассматриваемого региона, принятых при составлении геологических карт различных поколений и публикаций предшественников, позволяет выделить как минимум три различных схемы [1, 2, 5]. Все они имеют отличия как по возрасту внедрения и объёмам комплексов, так и по названиям этих комплексов. При этом в большинстве случаев возраст формирования того или иного интрузивного комплекса устанавливался по геологическим взаимоотношениям. К ограничениям этого метода относятся отсутствие достоверных сведений о возрасте пород, вмещающих интрузивы, и слабая обнажённость контактов. Как следствие, на многих геологических картах возраст гранитоидов, рассматриваемых в настоящей работе, указывался либо как предполагаемый, либо определялся как средне-поздепалеозойский.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для проведения U‒Pb-датирования циркона использовалась система лазерной абляции на основе эксимерного лазера (длина волны 193 нм) Analyte Excite (“Teledyne Cetac Technologies”), соединенная с квадрупольным масс-спектрометром с ионизацией в индуктивно-связанной плазме ThermoScientific iCAP Q центра Геотермохронологии Казанского федерального университета (КФУ). Диаметр лазерного луча составлял 35 мкм, частота повторения импульсов 5 Гц и плотность энергии лазерного излучения 3.0 Дж/см2. Для анализа использовались эталонные образцы циркона: 91500 – контрольный образец (1065 млн лет) и Plešovice – внешний стандарт (337 млн лет). В начале, середине и в конце сессии измерений дополнительно измерялось стандартное синтетическое стекло NIST SRM 612 для учёта чувствительности масс-спектрометра. Обработка масс-спектрометрических данных, учёт коррекций, выбор оптимального участка сигнала, расчёт изотопных отношений (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, ²⁰⁶Pb/²³⁸U, ²⁰⁷Pb/²³⁵U, ²⁰⁸Pb/²³²Th) и соответствующих возрастов проводился с помощью программы Iolite 3.65, встроенной в Igor Pro 7. Расчёт средневзвешенных значений возраста по изотопным отношениям, построение диаграмм с конкордией выполнялись в Microsoft Excel со встроенным пакетом Isoplot 4.15. Для расчёта дискордантности применялась формулы D = 100*(Возраст(²⁰⁷Pb/²³⁵U)/Возраст(²⁰⁶Pb/²³⁸U)–1). Измерения, где дискордантность < -5% или >5%, исключались из выборки.

Определение химического состава пород проводилось в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований СО РАН. Состав породообразующих компонентов определялся с помощью рентгенофлуоресцентного анализа на рентгенофлуоресцентном спектрометре ARL-9900XP (“Thermo Fisher Scientific”, Германия) (аналитик Н.Г. Карманова). Концентрации редкоземельных (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu) и редких (Rb, Sr, Cs, Ba, Nb, Zr, Y, Hf, Ta, Th, U) элементов были получены методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на одноколлекторном масс-спектрометре Finnigan Element II (Германия) с предварительным разложением проб путём сплавления с метаборатом лития (аналитик И.В. Николаева).

РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Проведенные U‒Pb-геохронологические исследования (табл. 1, рис. 2; табл. 1S; дополнительные материалы размещены в электронном виде по DOI статьи) позволили в пределах полигона выделить три этапа гранитоидного магматизма: 1) кембрийский (512–509 млн лет); 2) силурийский (428–425 млн лет) 3) девонский (414–409 млн лет).

1. Кембрийский этап. Описание и обоснование возраста гранитоидов кембрийского этапа северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента приведено в статье [12]. Породы этого этапа представлены плагиогранитами, тоналитами и кварцевыми диоритами и слагают пояс небольших интрузивов северо-западного простирания вблизи Чингизского разлома. Для пород двух массивов получены U‒Pb (ID-TIMS и SIMS)-оценки возраста, примерно соответствующие границе раннего-среднего кембрия (512±3 и 509±2 млн лет).
2. Силурийский этап. Получены U‒Pb-оценки возраста для пород Аягозского, Агаштыенрекейского и Шереметьевского массивов (см. рис. 1, 2). Аягозский массив расположен в 5 километрах на юго-восток от города Аягоз и представляет собой тело северо-западного простирания размером 7×14 км. Возраст гранитоидов данного массива считался дискуссионным и согласно различным источникам оценивался в интервале от силура до позднего палеозоя. Для гранитов Аягузского массива по 25 точкам получена оценка возраста 425±2 млн лет. Агаштыенрекейский массив расположен в 50 км на север от города Аягоз и представляет собой два сопряжённых интрузивных тела с диаметрами в 6 и 8 км, соединённых небольшой субширотной перемычкой. Вмещающими породами являются позднеордовикские вулканические толщи, а сами граниты чаще всего рассматривались в составе аягозского комплекса каменноугольного возраста. Для гранитов этого массива по 45 точкам получена оценка возраста 428±2 млн. Шереметьевский массив расположен в 100 км на север от Аягоза, вытянут в северо-западном направлении более чем на 30 км при ширине около 13 км и является самым крупный интрузивом в пределах северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента, который традиционно относился среднему-позднему девону. Вмещающими породами являются метаморфизованные кислые вулканиты – дациты, риолиты и их туфы, ранее условно относившиеся к машанской (кайдаульской) свите нижнего девона. Нами для гранитов Шереметьевского массива по 39 точкам получена оценка возраста 425±2 млн лет. Оценки возраста в интервале 428–425 млн лет, полученные для пород Аягозского, Агаштыенрекейского и Шереметьевского массивов, соответствуют верхам венлокского-лудловскому отделам силура. Также были изучены дациты, вмещающие граниты Шереметьевского массив, для которых по 29 точкам получена оценка возраста 440±2 млн лет, примерно соответствующая середине лладоверийского отдела силура, что позволяет относить эти породы к доненжальской свите силура.
3. Девонский этап. Получены U‒Pb-оценки возраста для небольших массивов Кельмембет и Сарытау, расположенных на северо-западе и юго-востоке полигона исследований (см. рис. 1, 2). Массив Кельмембет расположен в северо-западной части района исследований и представляет собой линзовидное тело, вытянутое в северо-западном направлении на 25 км при максимальной ширине в 5 км. Вмещающими породами являются кислые вулканиты, относящиеся к нижнему девону, при этом породы самого массива считаются раннепермскими. Для граносиенитов этого массива по 37 точкам получена оценка возраста 411±2 млн лет. Массив Сарытау участвует в строении вулкано-плутонической структуры, расположенной на юго-востоке полигона в 20 километрах на юг от посёлка Жарма. Эта структура образована риолитами, их туфами и игнимбритами кислого состава, которые прорваны интрузивным телом гранитов овальных очертаний размером 12×6 км. Возраст гранитов на различных геологических картах принимался каменноугольным или раннепермским. При U‒Pb-геохронологическом изучении циркона из 40 экспериментальных точек, только 18 имеют конкордантные оценки возраста — 414±3 млн лет, остальные точки располагаются на линии дискордии с нижним пересечением в 412±4 млн лет. Для вмещающих риолитов по 37 точкам получены оценка возраста 410±2 млн лет. Оценки возраста пород массивов Кельмембет и Сарытау в интервале 414–410 млн лет соответствуют верхам лохковского-низам пражского веков раннего девона.

 

Таблица 1. Результаты U‒Pb-геохронологического изучения пород северо-восточной части Чингиз-Тарабагатайского сегмента

№	Массив	Порода	Координаты	Количество точек	Возраст, млн лет
К23-71	Аягозский	Гранит	47.961836 с. ш. 80.556313 в. д.	24	425.4±1.7
К22-356	Агаштыенрекейский	Гранодиорит	48.39703 с. ш. 80.44704 в. д.	45	427.9±1.8
К22-49	Шереметьевский	Гранит	48.79667 с. ш. 80.58875 в. д.	39	425.2±1.7
К23-77	Шереметьевский, вмещающие породы	Дацит	48.803934 с. ш. 80.538974 в. д.	29	440.3±2.2
К23-6	Кельмембет	Граносиенит	49.736276 с. ш. 78.533441 в. д.	37	411±2.3
К22-3	Сарытау	Лейкогранит	48.61991 с. ш. 80.99895 в. д.	40 (18)	414.3±2.7
К22-13	Сарытау	Риолит	48.62220 с. ш. 81.02251 в. д.	37	409.5±1.5

 

Рис. 2. Диаграммы с конкордией для пород северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента и микрофотографии представительных зёрен циркона, выполненные в режиме катодолюминесценции.

 

ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ

Для определения основных черт химического состава использовались данные по 28 образцам из силурийских гранитоидов, 22 образцам из девонских пород и 10 опубликованным данным по кембрийским породам по [12]. Полная таблица с составами представлена в дополнительных материалах.

1. Кембрийский этап. Гранитоиды данного этапа подробно описаны в работе [12] и приведены на графиках для сравнения. Они представлены преимущественно плагиогранитами, гранодиоритами и кварцевыми диоритами низкокалиевыми, умеренноглинозёмистыми. Их состав соответствует продуктам частичного плавления метабазитов океанической коры, а формирование происходило в пределах энсиматической островной дуги.
2. Силурийский этап. Породы данного этапа представлены биотит-роговообманковыми гранитами, гранодиоритами, кварцевыми диоритами до диоритов с достаточно широкими вариациями SiO₂ от 62 до 73 мас. %. На диаграммах [14] (рис. 3) эти породы локализуются в полях магнезиальных, щёлочно-известковистых, низко- и умеренноглинозёмистых пород. Данные гранитоиды имеют достаточно высокие содержания щелочей K₂O+Na₂O от 4.8 мас. % в диоритах до 9.3 мас.% в гранитах при содержаниях CaO от 1 до 4 мас. %. Породы имеют умеренно фракционированные распределения РЗЭ (La_n/Yb_n= 7.5–9.6) и слабовыраженный европиевый минимум (Eu/Eu*= 0.47–0.76). На мультиэлементных спектрах для силурийских гранитоидов характерно наличие минимумов по Nb, P, Ti.
3. Девонский этап. Породы этого этапа представлены серией пород от граносиенитов до лейкогранитов (SiO₂ = 66.9–76.8 мас. %). Относительно гранитоидов силурийского этапа главными отличительными особенностями пород девона является несколько повышенные содержания щелочей (K₂O+Na₂O) и SiO₂. На диаграммах [14] девонские гранитоиды локализуются в полях железистых, щелочных и щёлочно-известковистых, умеренноглинозёмистых пород. Также для этих гранитов характерны менее фракционированные распределения РЗЭ (La_n/Yb_n= 1.4–6.4) и глубокие европиевые минимумы (Eu/Eu*= =0.04–0.66). На мультиэлементных спектрах гранитов и лейкогранитов характерны минимумы по Ba, Sr, P, Nb, Ti, для граносиенитов минимум по Ba отсутствует, а остальные отрицательные аномалии менее выражены.

 

Рис. 3. Особенности состава гранитоидов северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента на диаграммах: (а): SiO₂—FeO_tot/(FeO_tot+MgO) [14]; (б): SiO2—MALI [14]; (в): Al2O3/(CaO+Na₂O+K₂O)—ASI, мол. кол. [14]; (г): на хондрит-нормализованном распределении РЗЭ [8]; (д): на мультиэлементной диаграмме, нормирование на примитивную мантию [18].

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Особенности химического и минерального состава гранитоидов силурийского возраста позволяют рассматривать их как породы I-типа, согласно “алфавитной” классификации [9, 11, 13]. По составу и возрасту изученные породы соответствуют гранитоидам сарыкольского комплекса, описанного в юго-западной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента, возраст которых устанавливался по геологическим взаимоотношениям [3]. Гранитоиды сарыкольского комплекса образуют крупные батолитовые тела, а их формирование связано с поздними стадиями эволюции островодужных систем. Поскольку подобные батолиты отмечены во всех зонах Чингиз-Тарбагатайского сегмента, вероятнее всего они связаны с процессами амальгамации и отвечают начальному этапу формирования Казахстанского составного континента, как единого блока земной коры.

Повышенные щёлочность, железистость и особенности распределения редких элементов позволяют рассматривать изученные раннедевонские гранитоиды как породы А-типа или переходные породы I-A-типа. Подобные породы описаны в юго-западной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента в составе саргалдагского комплекса, возраст которого на основании геологических взаимоотношений принят как ранне-среднедевонский [3]. В настоящее время сложно судить о распространённости пород этого комплекса из-за недостаточного количества геохронологических и геохимических данных в пределах рассматриваемого региона. Характерной чертой строения комплексов этого возраста является их приуроченность к изолированным вулкано-плутоническим структурам, центральные части которых сложены интрузивными породами, окружённые толщами кислых вулканитов и их туфов — структуры Сарытау и Кельмембет на северо-востоке Чингиз-Тарбагатайского сегмента и Машанская структура — на юго-западе. Геодинамическая обстановка формирования гранитоидов раннедевонского этапа является предметом дискуссий. С одной стороны, особенности их состава могут указывать на внутриплитные обстановки магматизма, возможно, связанные с участками растяжения в пределах сдвиговых зон. С другой стороны, в девонское время предполагается наличие субдукционной зоны с погружением океанической плиты под Казахстанский континент со стороны Джунгаро-Балхашского океана и формированием окраинно-континентального Девонского вулкано-плутонического пояса. Поэтому можно предполагать, что описанные в данной работе девонские комплексы формировались в тыловых частях этого пояса наиболее удалённых от зоны субдукции. Однако, следует учитывать, что в настоящее время отсутствуют опубликованные геохронологические данные, доказывающие широкое распространение раннедевонских вулканических пород, маркирующих активную окраину Казахстанского составного континента. Возраст этих комплексов определяется на основании их положения в разрезе и находок остатков флоры раннедевонского и эйфельского возраста. Возможно, что ряд вулканических толщ, возраст которых не имеет палеонтологического обоснования, ошибочно рассматривается в качестве раннедевонских. Однако два рассматриваемых механизма не являются взаимоисключающими, и, возможно, что внедрение раннедевонских интрузивов являлось результатом формирования участков растяжения в пределах сдвиговых зон на фоне субдукционных процессов.

Положение полей составов кембрийских, силурийских и раннедевонских пород на диаграммах для реконструкции геодинамических условий формирования гранитоидов [17, 19], а также особенности химического состава позволяют проследить эволюцию источников для данного участка земной коры (рис. 4). Кембрийские породы локализуются в поле гранитоидов энсиматических островных дуг. Силурийские гранитоиды за счёт более высоких содержаний крупноионных литофильных компонентов (Rb) попадают в поле пород энисалических субдукционных зон или магматитов аккреционно-коллизионных событий. Раннедевонские гранитоиды имеют более высокие содержания высокозарядных элементов (Ta, Nb, Yb), что приводит к их локализации в поле внутриплитных пород. Подобные изменения состава гранитоидов Чингиз-Тарбагатайского сегмента во времени являются отражением эволюции земной коры складчатой области от раннепалеозойской энсиматической дуги к вулканическому поясу с достаточно зрелой земной корой в среднем палеозое.

 

Рис. 4. Состав гранитоидов северо-восточной части Чингиз-Тарбагатайского сегмента на геодинамических диаграммах: а): Rb — (Y+Nb) [17]; б) Rb — (Ta+Yb) [17]; поля VAG — граниты вулканических дуг, syn-COLG — граниты коллизионных орогенов, WPG — внутриплитные граниты, ORG — граниты океанических хребтов; в): Nb/Y – (Nb+Y) [19].

 

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работы выполнены за счёт Российского научного фонда, проект № 22-77-00061, а также в соответствии с планами Государственного задания ИГМ СО РАН.

About the authors

P. D. Kotler

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; Kazan Federal University

Author for correspondence.
Email: pkotler@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk; Kazan

S. V. Khromykh

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: pkotler@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk

K. E. Degtyarev

Geological Institute of the Russian Academy of Sciences

Email: pkotler@igm.nsc.ru

Academician of the RAS

Russian Federation, Moscow

A. V. Kulikova

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; Kazan Federal University

Email: pkotler@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk; Kazan

M. D. Tsareva

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: pkotler@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk

V. A. Penkina

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: pkotler@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk

References

Supplementary files