1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геотектоника
  4. № 4, 2022

Геотектоника, 2022, № 4, стр. 3-34

Позднедокембрийские риолит-гранитные вулкано-плутонические ассоциации Южного Улутау (Центральный Казахстан)

А. А. Третьяков 1, *, К. Е. Дегтярев 1, Н. А. Каныгина 1, В. П. Ковач 2, Б. В. Федоров 3

1 Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., д. 7, Россия

2 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
199034 Санкт-Петербург, д. 2, наб. Макарова, Россия

3 Российский государственный геологоразведочный университет имени Серго Орджоникидзе
117997 Москва, д. 23, ул. Миклухо-Маклая, Россия

* E-mail: and8486@yandex.ru

Поступила в редакцию 24.05.2022
После доработки 06.06.2022
Принята к публикации 25.06.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

В статье приведены результаты изучения позднедокембрийских эффузивных и плутонических пород Дюсембайской и Актасской вулкано-плутонических ассоциаций западной части Южного Улутау. Результаты изотопно-геохронологического U‒Th‒Pb изучения акцессорных цирконов (SHRIMP II) показали, что формирование риолит-гранитных ассоциаций происходило во второй половине тонийского периода неопротерозоя: ~830 млн лет (Дюсембайская) и ~800–790 млн лет (Актасская). Формирование родоначальных расплавов для эффузивных и плутонических пород обеих ассоциаций происходило в результате дегидратационного плавления метатоналитовых (метаграувакковых) комплексов раннедокембрийской континентальной коры во внутриплитной обстановке. Неопротерозойская эволюция Южного Улутау происходила в обстановке активной континентальной окраины. Комплексы восточной части Южного Улутау формировались в пределах энсиалической островной дуги, а западной – в области рифтогенного магматизма, при растяжении в тыловой области. Тонийский магматизм Южного Улутау, а также других террейнов Улутау-Моюнкумской группы является отражением их вхождения в структуру фундамента крупного вулкано-плутонического пояса, маркировавшего процессы субдукции океанической литосферы под северо-западную окраину суперконтинента Родиния

Ключевые слова: неопротерозой, риолиты, граниты, U–Pb-датирование, рифтогенез, субдукция, Тарим, Родиния

ВВЕДЕНИЕ

Среди вулкано-плутонических поясов, являющихся одними из крупнейших структур Земли, могут быть выделены внутри- и окраинно-континентальные типы.

Происхождение окраинно-континентальных поясов связано с эволюцией надсубдукционных магматических систем, приуроченных к зонам конвергенции океанической и континентальной плит (пояса Андийской активной континентальной окраины). Формирование внутриконтинентальных поясов также может быть приурочено к конвергентным границам, сопровождающимся процессами коллизии (Альпийско-Гималийский пояс) или обусловлено развитием процессов рифтогенеза, сопровождающихся растяжением литосферы и подъемом мантийного диапира (пояса Восточно-Африканской рифтовой системы).

В строении разных типов вулкано-плутонических поясов участвуют магматические породы кислого состава, часто образующие вулкано-плутонические риолит-гранитные ассоциации. Они объединяют вулканические и интрузивные образования, обладающие сходными особенностями химического и изотопного составов, близкими оценками возраста, что свидетельствует об их связи с эволюцией одного родоначального расплава.

Риолит-гранитные ассоциации внутриконтинентальных поясов, как правило, являются крайними членами контрастных серий, в которых ассоциируют с магматическими породами ультраосновного и основного составов повышенной щелочности. В этом случае кислые породы рассматриваются как результат мантийно-корового взаимодействия, вызванного андерплейтингом базитовых расплавов и образованием внутрикоровых очагов плавления [18, 57].

Кислые эффузивы и гранитоиды окраинно-континентальных поясов часто ассоциируют с породами основного и среднего составов известково-щелочной специфики, формируя дифференцированные серии [8, 45]. Происхождение кислых разностей в данном случае рассматривается как конечный результат эволюции расплавов, включающей их зарождение в надсубдукционной обстановке активной окраины с последующими процессами кристаллизационной дифференциации и ассимиляции [8, 45]. При этом проявление в тыловой и осевой зонах окраинно-континентальных поясов рифтогенных процессов может приводить к образованию и контрастных серий [15].

Вулкано-плутонические пояса докембрийского возраста представляют особый интерес, так как их комплексы являются источниками информации о развитии зон конвергенции и рифтогенеза, определявших палеотектоническую эволюцию и рост континентальной коры докембрийских суперконтинентов (Родиния, Нуна) [46, 47, 54].

В фанерозойское время в результате раскрытия океанов, распада суперконтинентов и неоднократных коллизионных событий произошла фрагментация крупных докембрийских структур, в том числе вулкано-плутонических поясов, а их комплексы подверглись значительным перемещениям, деформациям и метаморфизму.

В западной части Центрально-Азиатского пояса, охватывающей территории Казахстана, Кыргызстана и Северо-Западного Китая, докембрийские образования участвуют в строении различного размера террейнов, находящиеся среди нижнепалеозойских аккреционных и островодужных комплексов (рис. 1). В результате изучения мезо- и неопротерозойских комплексов террейны этой части пояса были разделены на две группы, имевшие различную тектоно-магматическую эволюцию в позднем докембрии: северо-восточную – Исседонскую (Кокчетавский, Ишкеольмесский, Актау-Джунгарский, Иссыкульский и Илийский террейны) и юго-западную – Улутау-Моюнкумскую (Улутауский, Каратау-Джебаглинский, Срединно-Тяньшаньский, Чуйско-Кендыктасский и Жельтавский террейны) [23]. Исследования последних лет показали, что фрагменты докембрийских вулкано-плутонических поясов участвуют в строении докембрийских террейнов обеих групп. Так в пределах террейнов Исседонской группы широко распространены рассланцованные риолиты, трахиориолиты и гранитоиды, формирование которых было связано с эволюцией двух вулкано-плутонических поясов с возрастами ~ 1150 и ~ 900 млн лет [23, 34, 66]. Изотопно-геохимические особенности этих вулканитов и гранитов сближают их с гранитами А-типа и указывают на образование расплавов во внутриплитных обстановках при плавлении раннедокембрийской континентальной коры [1, 23].

Рис. 1.

Схема расположения докембрийских террейнов в западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса. Докембрийские террейны: К – Кокчетавский; И – Ишкеольмесский; Е-Н – Ерементау-Ниязский; АМ – Актау-Моинтинский; У – Улутауский; Ч-К – Чуйско-Кендыктасский; ИЛ – Илийский; ИК – Иссыккульский; ЦТ – Центрально-Тяньшаньский. 1 – докембрийские террейны; 2‒4 ‒ комплексы: 2 – нижнепалеозойские вулканогенно-осадочные, 3 – средне-верхнепалеозойские вулканогенно-осадочные, 4 – докембрийские и палеозойские Таримского кратона; 5 – крупные разрывные нарушения; 6 – государственная граница

Более молодые магматические комплексы участвуют в строении террейнов Улутау-Моюнкумской группы [23]. Здесь они представлены метаморфизованными, в том числе в высокобарических условиях, толщами кислых эффузивов и гранитоидами.

Геохронологические данные, полученные в последние годы, указывают на формирование этих пород в пределах неопротерозойского (830‒ 770 млн лет) вулкано-плутонического пояса [23, 37, 60, 63]. Однако недостаточность геохронологических данных, а также слабая сохранность вулканогенных разрезов и значительные метаморфические преобразования затрудняют корреляцию вулканических и плутонических комплексов разных террейнов. Коровые Nd изотопно-геохимические характеристики пород кислого состава, отсутствие их пространственной и генетической связи с породами более основного состава часто не позволяют определить условия формирования расплавов, что затрудняет реконструкции геодинамических обстановок формирования комплексов неопротерозойского вулкано-плутонического пояса. Поэтому наиболее интересен для исследования ‒ Улутауский террейн, расположенный на западе Центрального Казахстана, в строении которого участвуют неопротерозойские гранитоиды и вулканогенные толщи кислого состава, отличающиеся полнотой разрезов и слабой степенью метаморфизма.

ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ ДОЭДИАКАРСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЮЖНОГО УЛУТАУ

Доэдиакарские комплексы Улутауского террейна представлены слабометаморфизованными вулканогенными, вулканогенно-осадочными и гранитоидными комплексами, которые наиболее широко распространены в его южной части (Южный Улутау). В восточной части Южного Улутау (Карсакпайская зона) развиты дифференцированные (базальт-андезит-риолитовые) вулканогенно-осадочные дифференцированные толщи, ассоциирующие с хемогенными железистыми кварцитами, сланцами и известняками (аралбайская, карсакпайская и белеутинская серии), структурно ниже которых располагается амфиболит-гнейсовый комплекс (балажездинская свита) (рис. 2, рис. 3) [13, 14].

Рис. 2.

Схема геологического строения Южного Улутау (по данным [13], с дополнениями). Показаны (контур) районы детальных работ: 1 ‒ район р. Дюсембай, 2 – район р. Коктал и р. Акырлысай, 3 – район р. Береке. 1 ‒ мезозойско‒кайнозойские отложения; 2 – девонские и каменноугольные вулканогенные толщи; 3 – палеозойские гранитоиды; 4 – нижнепалеозойские кремнисто-терригенные и терригенные толщи; 5 – эдиакарские вулканогенно-осадочные и грубообломочные толщи; 6‒9 – неопротерозойские метаморфизованные вулканогенно-осадочные толщи восточной части Южного Улутау: 6 ‒ белеутинская серия, 7 – карсакпайская серия, 8 – аралбайская серия, 9 – балажездинская серия; 10‒15 – неопротерозойские метаморфизованные вулканогенно-осадочные толщи и плутонические комплексы западной части Южного Улутау (Майтюбинская зона): 10 ‒ коксуйская серия, 11 – актасский гранитный комплекс, 12 – карсакпайский комплекс щелочных сиенитов, 13 – боздакская серия, 14 – жаункарский гранитный комплекс, 15 – майтюбинская серия, 16 – мезопротерозойские вулканогенные толщи жиидинской серии

Рис. 3.

Схема корреляции докембрийских стратифицированных и плутонических комплексов различных зон Южного Улутау. 1 – песчаники; 2 – известняки; 3 – кварц–полевошпатовые сланцы, филлитовые сланцы; 4 ‒ тиллитоподобные конгломераты; 5 – конгломераты; 6 – кварциты, кварцито-песчаники; 7 – железистые кварциты; 8 – железистые сланцы; 9 – базальты; 10 – туфоалевролиты и туффиты основного состава; 11 – туфоконгломераты основного состава; 12 – андезиты; 13 – риолиты; 14 – туфоконгломераты кислого состава; 15 – туфы кислого состава; 16 – сланцы и гнейсы; 17 – амфиболиты и амфиболовые сланцы; 18 – сиениты; 19 – гранитоиды

В результате геохронологических исследований, проведенных в последние годы, были получены U‒Pb оценки возраста зерен акцессорного циркона из кислых эффузивов аралбайской, белеутинской, карсакпайской серий, а также из метамагматических пород балажездинской серии, свидетельствующие о поздненеопротерозойском (~740–760 млн лет) времени формирования этих толщ [10‒12].

Отличительной особенностью западной части Южного Улутау (Майтюбинская зона) является широкое распространение слабометаморфизованных кислых вулканитов и вулканогенно-осадочных пород (майтюинская и коксуйская серия), с которыми ассоциируют крупные массивы гранитоидов (жаункарский и актасский комплексы) (см. рис. 2, см. рис. 3). Структурно ниже майтюбинской серии располагается жийдинская серия, сложенная метаморфизованными вулканитами кислого и основного состава, рассланцованными терригенными и вулканогенно-осадочными породами. Толщи кислых вулканитов, входящие в состав майтюбинской серии перекрываются черносланцевыми, кварцито-сланцевыми и грубообломочными вулканогенно-осадочными толщами (кумолинская, уштобинская, боздакская и др. свиты) [2, 13]. Для гранитов жаункарского и актасского комплексов и кислых вулканитов коксуйской серии ранее были получены U‒Pb оценки возраста, свидетельствующие о неопротерозойском (~800‒830 млн лет) времени их формирования [5, 23].

В нашем исследовании представлены результаты геологических, геохронологических и изотопно-геохимических исследований неопротерозойских риолит-гранитных комплексов Майтюбинской зоны западной части Южного Улутау.

СТРОЕНИЕ И МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ И ПЛУТОНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

В западной части Южного Улутау могут быть выделены две ассоциации близких по возрасту вулканических и плутонических пород кислого состава: Дюсембайская и Актасская ассоциации.

Дюсембайская ассоциация

Комплексы Дюсембайской ассоциации слагают большую часть Майтюбинской зоны, где к ним относятся кислые вулканиты дюсембайской, жаункарской и, вероятно, татпенской свит майтюбинской серии, а также гранитоиды жаункарского комплекса (см. рис. 2, см. рис. 3).

Породы дюсембайской свиты. Вулканогенные породы дюсембайской свиты были изучены в стратотипическом разрезе в верховьях р. Дюсембай (центральная часть Майтюбинской зоны). Здесь рассланцованные кислые эффузивы с флюидальной текстурой и туфы того же состава дюсембайской свиты (мощностью до 2000 м) слагают ядро крупной меридиональной антиформы (рис. 4).

Рис. 4.

Схема геологического строения участка детального изучения в районе р. Дюсембай. 1 – кайнозойские отложения; 2 ‒ девонские и каменноугольные вулканогеннные и осадочные толщи; 3 – конгломераты, полевошпатовые сланцы, туфы, туфонконгломераты, эффузивы основного состава боздакской серии; 4 – кварциты, кварцито-песчаники, филлитовидные сланцы кумолинской свиты; 5 ‒ конгломераты, серицит-полевошпатовые, кварц-биотит-серицитовые сланцы, мраморы, железистые и графитистые кварциты, туфы и эффузивы основного, кислого составов колдыбайшокинской и жиландысайской свит; 6 – эффузивы и туфы кислого состава дюсембайской свиты; 7 – кварцитовые и филлитовидные сланцы жиидинской серии; 8 – палеозойские гранитоиды; 9 – разрывные нарушения: а – надвиги, б – прочие; 10 – гранитоиды жаункарского комплекса (Северо-Сарысайский массив); 11 ‒ места отбора и номера геохронологических проб

Эти породы с неясными соотношениями подстилаются серицит-хлорит-кварцевыми сланцами и кварцито-сланцами, условно относящимися к верхам разреза жийдинской серии. На южной периклинали и восточном крыле антиформы породы дюсембайской свиты с несогласием перекрыты маломощной пачкой углеродистых кварцитов и кварцито-сланцев, выше которой, вероятно, с тектоническим контактом залегают рассланцованные кислые вулканиты, относимые к жаункарской свите.

На крыльях антиформы и ее южном периклинальном замыкании кислые вулканиты с несогласием перекрываются вулканогенно-осадочными толщами пестрого состава (конгломераты, серицит-полевошпатовые, кварц-биотит-серицитовые сланцы, вулканиты основного и кислого составов, мраморы, железистые и графитовые кварциты), которые выделены как колдыбайшокинская и жиландысайская свиты [13].

Породы жаункарской свиты. Данные эффузивы изучены на западе Майтюбинской зоны в районе р. Коктал и р. Акырлысай, где непротерозойские комплексы участвуют в строении восточного крыла крупной синформы (рис. 5).

Рис. 5.

Схема геологического строения участка детального изучения в районе р. Коктал и р. Акырлысай. 1 ‒ кайнозойские отложения; 2 ‒ тиллитоподобные конгломераты, филлитовидные сланцы сатанской свиты; 3–4 ‒ уштобинская свита: 3 – кварциты, кварцито-сланцы, 4 – сецрито-кварцевые сланцы; 5–6 – жаункарская свита: 5 ‒ кварциты и углеродистые сланцы, 6 – эффузивы и туфы кислого состава; 7 – гранитоиды жаункарского комплекса; 8 ‒ разрывные нарушения: а – надвиги, б – прочие; 9 ‒ места отбора и номера геохронологических проб

Наиболее низкое положение в структуре здесь занимают крупнозернистые рассланцованные граниты Жаункарского массива одноименного комплекса. Граниты с несогласием перекрываются маломощной (до 60 м) пачкой бластопсаммитовых кварцитов и углеродистых сланцев, которая является маркирующей и протягивается на большое расстояние [13].

Структурно выше (вероятно, с тектоническим контактом) залегают породы жаункарской свиты, представленные рассланцованными флюидальными кислыми эффузивами и туфами, часто с линзовидными фьямме, общей мощностью до 1500 м. Наиболее высокое положение в структуре занимают кварциты и кварцито-сланцы поздненеопротерозойской уштобинской свиты, слагающие ядро синформы. Их контакты с эффузивами жаункарской свиты, скорее всего, также тектонические (см. рис. 5).

Кислые эффузивы, преобладающие в строении обеих свит, испытали метаморфические преобразования, выраженные в формировании сланцеватой, местами полосчатой, текстуры. Основная масса в породах перекристаллизована и превращена в мелкозернистый лепидогранобластовый агрегат, состоящий из кварца, щелочного полевого шпата, кислого плагиоклаза, биотита, мусковита, хлорита, цоизита и рудного минерала.

Преобладающими среди вкрапленников являются ортоклаз и плагиоклаз (олигоклаз-андезит, оликоглаз-альбит), кварц, в подчиненном количестве ‒ биотит, ильменит. Среди акцессорных минералов постоянно отмечаются апатит и циркон.

В породах нормальной щелочности минералы вкрапленников представлены ортоклазом и кварцем, в меньшем количестве присутствуют плагиоклаз (олигоклаз-альбит) и биотит. Среди акцессорных минералов постоянно отмечаются апатит и циркон.

Жаункарский гранитный комплекс. Он объединяет несколько интрузивов (Северо-Сарысайский, Куланбайский, Жаункарский, Жийдинский) развитых в осевой части Майтюбинской зоны и прорывающих вулканогенно-осадочные породы жийдинской серии, а также кислые эффузивы дюсембайской свиты. В строении интрузивов преобладают рассланцованные крупнозернистые, порфировидные лейкократовые граниты главной фазы внедрения. Менее распространенными являются среднезернистые лейкограниты поздней интрузивной фазы.

Актасская ассоциация

Комплексы Актасской ассоциация развиты в основном на западе Южного Улутау, где к ним относятся эффузивы коксуйской серии и граниты актасского комплекса. На востоке Майтюбинской зоны к этой ассоциации относятся кислые эффузивы верхов кумолинской свиты майтюбинской серии.

Породы коксуйской серии и гранитоиды актасского комплекса были изучены в северо-западной краевой части Майтюбинской зоны вблизи границы с эдиакарско-нижнепалеозойскими комплексами Байконурской зоны (см. рис. 2).

Породы коксуйской серии. В нижней части она сложена рассланцованными кислыми эффузивами и туфами. В верхней части она сложена эффузивами, туфами и ингимбритами риолитового состава с горизонтами песчаников и конгломератов (лакбайская свита). Общая мощность коксуйской серии достигает 1500 м.

Эффузивы коксуйской серии представлены рассланцованными риолитами с массивной, реже ‒ флюидальной текстурой. Вкрапленники, образованные кварцем и ортоклазом, погружены в мелкозернистую лепидогранобластовую основную массу, состоящую и кварца, щелочного полевого шпата, кислого плагиоклаза, биотита и мусковита.

Граниты Актасского комплекса. Они слагают линейно вытянутые тела (Актасский и Угырлытауский интрузивы) протяженностью до 20 км при ширине не более 3 км, которые образованы в основном крупнозернистыми, иногда порфировидными, биотитовыми биотитовыми гранитами.

Породы кумолинской свиты. В основном она распространена на востоке Майтюбинской зоны. Нижняя часть свиты сложена чередованием кварцитов, кварцито-сланцев, с подчиненным количеством филлитов, в верхах разреза залегает пачка флюидальных кислых эффузивов и туфов мощностью до 300 м. Породы верхней части кумолинской свиты были изучены на левобережье р. Береке, где они слагают западное крыло крупной синклинали, где без видимого несогласия перекрываются валунными конгломератами и основными эффузивами боздакской серии (рис. 6).

Рис. 6.

Схема геологического строения участка в районе р. Береке. 1 ‒ кайнозойские отложения; 2–4 – боздакская серия: 2 ‒ кварциты, кварцито-сланцы, кварц-полевошпатовые сланцы, филлитовидные сланцы, 3 ‒ кварц-серицит-хлоритовые сланцы, конгломераты, эффузивы основного и кислого составов, 4 – туффы и эффузивы основного состава; 5‒6 ‒ кумолинская свита: 5 ‒ эффузивы кислого составов, 6 – кварциты и кварцито-сланцы; 7 – эффузивы и туфы основного состава карсакпайской серии; 8 ‒ разрывные нарушения: а – надвиги, б – прочие; 9 ‒ места отбора c номерами геохронологических проб

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Определение главных породообразующих элементов было выполнено рентгенофлуоресцентным методом с применением последовательного волнодисперсионного спектрометра S4 PIONEER фирмы “Bruker AXS” (Германия) с рентгеновской трубкой мощностью 4 кВт с Rh-анодом и Be-окном толщиной 75 мкм в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН (г. Москва, Россия). Содержания рассеянных компонентов в породах были определены методом ICP MS в Аналитическом сертификационно-испытательном центре Института микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (г. Москва, Россия).

Sm‒Nd изотопные данные были получены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург, Россия). Навески около 100 мг растертых в пудру образцов, к которым был добавлен смешанный трассер 149Sm-150Nd, разлагали в тефлоновых бюксах в смеси HF, HNO3 и HClO4. РЗЭ были выделены посредством стандартной катионо-обменной хроматографии на колонках смолы BioRad AG1-X8 200–400 меш, а Sm и Nd – с помощью экстракционной хроматографии на колонках LN-Spec (100–150 меш).

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 143Nd/144Nd = 0.512115 в Nd-стандарте JNdi-1. Уровень холостого опыта – 0.05‒0.2 нг Sm и 0.1‒0.5 нг Nd.

Точность определения концентраций Sm и Nd – ±0.5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd – ±0.5%, 143Nd/144Nd – ±0.005% (2σ). При расчете величин εNd(t) и модельных возрастов TNd(DM) и-спользованы современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) по [35] (143Nd/144Nd = 0.512638, 147Sm/144Nd = 0.1967) и DM по [32] (143Nd/144Nd = 0.513151, 147Sm/144Nd = = 0.21365).

Для обоснования возраста плутонических и вулканических пород были проведены U‒Pb геохронологические исследования акцессорных цирконов. Выделение циркона из риолитов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами стандартных цирконов TEMORA и 91 500, а далее сошлифованы приблизительно на половину их толщины и приполированы. Для выбора участков зерен циркона для локальных геохронологических исследований использовались микрофотографии, выполненные на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции.

U‒Pb (SIMS) геохронологические исследования цирконов выполнены на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург, Россия). Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, описанной в [70]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла ~2.5–4 нА, диаметр пятна (кратера) – ~15 × 10 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID [43] и ISOPLO-T [42].

ДАННЫЕ U-Pb ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Комплексы Дюсембайской ассоциации

Для определения возраста кислых вулканитов дюсембайской свиты была отобрана проба U-1103 (47°46′34.80″ С; 66°31′52.10″ В) из риолитов в разрезе в верховьях р. Дюсембай (табл. 1).

Таблица 1.  

Характеристика проб, использованных для изотопно-геохронологических U–Pb исследований и полученные оценки возраста.

Образец Северная широта Восточная долгота Расположение Порода Свита/Комплекс Возраст (млн лет)
Дюсембайская вулкано-плутоническая ассоциация
U-1103 47°46′34.80″ 66°31′52.10″ р. Дюсембай Риолит Дюсембайская 836 ± 6
U-1671 47°22′57.10″ 66°22′56.70″ р. Акырлысай Трахидацит Жаункарская 823 ± 5
U-1331 47°46′46.3″ 66°24′47.2″ р. Шокырсай Лейкогранит Жаункарский 829 ± 10
Актасская вулкано-плутоническая ассоциация
U-1349 47°50′31.29″ 66°40′38.63″ р Береке Риолит Кумолинская 784 ± 5
TS-1180 47°55′32.0″ 66°16′13.01″ р. Байконур Трахириолит Актасская 797 ± 4
U-9003 48°02′52.59″ 66°19′15.04″ с. Актасс Щелочной гранит Актасский 791 ± 7

Примечание. Возраст, выделенный жирным шрифтом, получен авторами [9, 22].

Акцессорный циркон представлен идиоморфными кристаллами призматического и таблитчатого габитуса размером 50–200 мкм, с коэффициентом удлинения от 2 до 4. Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью (рис. 7).

Рис. 7.

Катодолюминесцентные изображения изученных цирконов из кислых эффузивов дюсембайской (U-1103), жаункарской (U-1671) и кумолинской (U-1349) свит. Обозначены (кружки) участки датирования и конкордантный возраст, рассчитанный по отношению 206Pb/238U.

U‒Pb геохронологические исследования были выполнены для 14 кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению 206Pb/238U, составляет 836 ± 6 млн лет (рис. 8, а; табл. 2).

Рис. 8.

Диаграмма с конкордией для цирконов дюсембайской, жаункарской и кумолинской свит. (а) ‒ Образец U-1103 цирконов из риолитов дюсембайской свиты; (б) ‒ образец U-1671 цирконов из трахидацитов жаункарской свиты; (в) ‒ образец U1349 цирконов из риолитов кумолинской свиты.

Таблица 2.  

Результаты геохронологических U–Pb-исследований акцессорных цирконов.

№ анализа 206Pbс % Содержание, мкг/г Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет
206Pb* U Th 232Th/ 238U 207Pb*/ 206Pb* 206Pb*/ 238U 207Pb*/ 235U 206Pb/ 238U 207Pb/ 206Pb
U-1671
1.1 0.00  15 128 163 1.32 0.0654 ± 1.5 0.1364 ± 1.2 1.231 ± 1.9 0.62 824 ± 9 788 ± 32
10.1 0.07 19.5 161 169 1.09 0.0672 ± 1.4 0.1413 ± 1.1 1.308 ± 1.8 0.60 852 ± 9 843 ± 30
11.1 0.04 26.3 223 286 1.32 0.0666 ± 1.2 0.1370 ± 1.0 1.258 ± 1.6 0.66 828 ± 8 825 ± 25
12.1 0.04 33.2 285 225 0.82 0.0664 ± 1.1 0.1353 ± 1.1 1.238 ± 1.5 0.70 818 ± 8 819 ± 23
13.1 0.00 2.76 23 23 1.04 0.0668 ± 3.5 0.1416 ± 1.8 1.305 ± 4.0 0.46 854 ± 15 833 ± 74
14.1 0.02 59.3 507 312 0.64 0.0664 ± 0.8 0.1361 ± 1.0 1.246 ± 1.3 0.77 823 ± 8 818 ± 17
15.1 0.81 2.09 18 18 1.03 0.0666 ± 8.2 0.1341 ± 2.1 1.230 ± 8.5 0.25 811 ± 16 825 ± 170
16.1 0.07 19.3 166 165 1.03 0.0654 ± 1.5 0.1353 ± 1.1 1.220 ± 1.8 0.59 818 ± 8 787 ± 31
17.1 0.88 3.19 28 36 1.34 0.0719 ± 6.7 0.1318 ± 1.8 1.307 ± 7.0 0.26 798 ± 13 984 ± 140
18.1 0.00 1.83 16 15 0.97 0.0688 ± 4.3 0.1372 ± 2.1 1.301 ± 4.8 0.44 829 ± 17 892 ± 89
19.1 0.06 21.7 186 99 0.55 0.0660 ± 1.4 0.1355 ± 1.1 1.233 ± 1.7 0.62 819 ± 8 806 ± 29
2.1 0.22 5.71 52 74 1.49 0.0641 ± 3.1 0.1287 ± 1.4 1.137 ± 3.4 0.41 781 ± 10 744 ± 66
3.1 0.08 17.2 149 146 1.02 0.0665 ± 1.6 0.1345 ± 1.1 1.233 ± 1.9 0.58 814 ± 9 821 ± 33
4.1 0.18 7.29 62 63 1.06 0.0655 ± 2.6 0.1376 ± 1.3 1.242 ± 2.9 0.45 831 ± 10 790 ± 55
5.1 0.44 5.17 43 43 1.03 0.0645 ± 4.3 0.1398 ± 1.5 1.244 ± 4.5 0.33 843 ± 12 759 ± 90
6.1 0.49 2.57 22 23 1.10 0.0664 ± 5.3 0.1371 ± 1.9 1.256 ± 5.6 0.33 828 ± 15 821 ± 110
7.1 0.30 4.35 36 44 1.25 0.0659 ± 3.8 0.1404 ± 1.6 1.275 ± 4.1 0.38 847 ± 12 803 ± 79
8.1 0.00 3.53 30 42 1.45 0.0682 ± 3.1 0.1360 ± 1.6 1.279 ± 3.5 0.46 822 ± 13 875 ± 65
9.1 0.77 1.78 15 13 0.90 0.0638 ± 7.9 0.1412 ± 2.3 1.240 ± 8.2 0.28 851 ± 18 736 ± 170
U-1103
5.1 0.00  44 378 182 0.50 0.0670 ± 1.6 0.1355 ± 0.7 1.250 ± 1.7 0.41 819 ± 5 835 ± 33
11.1 0.00 4.78 41 62 1.57 0.0701 ± 6.8 0.1375 ± 1.5 1.327 ± 7.0 0.21 830 ± 12 929 ± 1409
2.1 0.00  29 245 291 1.23 0.0675 ± 2.9 0.1379 ± 3.7 1.284 ± 4.7 0.79 833 ± 29 854 ± 59
10.1 0.00 81.1 684 691 1.04 0.0667 ± 0.9 0.1381 ± 1.1 1.271 ± 1.4 0.79 834 ± 9 829 ± 18
6.1 0.00 32.2 271 523 1.99 0.0680 ± 1.5 0.1384 ± 0.8 1.297 ± 1.7 0.48 835 ± 6 868 ± 31
3.1 0.00 128 1075 558 0.54 0.0674 ± 0.8 0.1386 ± 0.6 1.288 ± 1.0 0.64 837 ± 5 849 ± 16
4.1 0.00 9.7 81 169 2.15 0.0670 ± 3.3 0.1388 ± 1.1 1.283 ± 3.5 0.33 838 ± 9 839 ± 68
U-1349
15.1 1.03 79.3 732 766 1.08 0.0653 ± 2.8 0.1261 ± 1.6 1.136 ± 3.3 0.53 766 ± 13 785 ± 58
13.1 0.00 73.9 678 435 0.66 0.0659 ± 1.3 0.1268 ± 2.2 1.153 ± 2.6 0.86 770 ± 16 804 ± 27
5.1 0.04 108 976 821 0.87 0.0657 ± 1.1 0.1284 ± 0.9 1.162 ± 1.5 0.64 779 ± 7 796 ± 24
12.1 1.18 90.2 817 821 1.04 0.0664 ± 2.6 0.1284 ± 1.4 1.175 ± 3.0 0.46 779 ± 10 818 ± 55
7.1 0.27 94.5 855 714 0.86 0.0656 ± 1.5 0.1287 ± 1.5 1.165 ± 2.2 0.70 780 ± 11 795 ± 32
6.1 0.19 117 1058 944 0.92 0.0642 ± 1.3 0.1292 ± 1.3 1.143 ± 1.8 0.71 783 ± 10 747 ± 27
1.1 0.25 69.5 626 470 0.78 0.0638 ± 1.8 0.1292 ± 1.6 1.137 ± 2.4 0.66 783 ± 12 736 ± 38
3.1 0.00 78.1 703 572 0.84 0.0657 ± 1.3 0.1293 ± 1.1 1.172 ± 1.6 0.62 784 ± 8 798 ± 27
11.1 0.03 80.9 726 579 0.82 0.0662 ± 1.3 0.1297 ± 1.2 1.183 ± 1.8 0.69 786 ± 9 811 ± 27
14.1 0.03 78.9 706 518 0.76 0.0645 ± 1.3 0.1300 ± 1.4 1.156 ± 1.9 0.74 788 ± 11 759 ± 27
9.1 0.34 79.8 714 517 0.75 0.0633 ± 1.8 0.1300 ± 2.5 1.134 ± 3.1 0.81 788 ± 19 717 ± 39
8.1 0.05 109 976 878 0.93 0.0651 ± 1.2 0.1300 ± 1.8 1.167 ± 2.1 0.84 788 ± 13 777 ± 24
4.1 0.12 87.2 778 697 0.92 0.0659 ± 1.3 0.1304 ± 1.3 1.185 ± 1.9 0.70 790 ± 10 803 ± 28
2.1 0.25 88.8 791 692 0.90 0.0629 ± 1.6 0.1306 ± 0.7 1.134 ± 1.8 0.41 791 ± 5 706 ± 34
10.1 0.15 78.8 700 495 0.73 0.0653 ± 1.5 0.1310 ± 1.2 1.179 ± 1.9 0.62 793 ± 9 784 ± 31

Примечание. 206Pbс – обыкновенный Pb; 206Pb* – радиогенный Pb; Rho – коэффициент корреляции ошибок 207Pb/235U – 206Pb/238U. Ошибка измерений изотопных отношений дана в процентах на уровне 1σ.

Ранее для рассланцованных вулканогенно-осадочных пород кислого состава дюсембайской свиты в верховьях р. Дюсембай (см. рис. 3, проба М-12-13) были получены оценки возраста зерен обломочного циркона. Среди них преобладают субидиоморфные кристаллы с хорошо выраженной магматической зональностью, имеющие возрасты в интервале 840‒1010 млн лет с хорошо выраженными максимумами 846 и 904 млн лет. Также присутствуют немногочисленные зерна циркона округлой формы с плохо выраженной магматической зональностью с возрастами 1600–2200 млн лет [4].

Для установления возраста пород жаункарской свиты была отобрана проба U-1671 (47°22′57.10″ С; 66°22′56.70″ В) из трахидацитов на правом берегу р. Акырлысай (см. табл. 1). Акцессорный циркон представлен идиоморфными кристаллами призматического, дипирамидального и реже таблитчатого габитуса размером 100–200 мкм, с коэффициентом удлинения от 2 до 4 (см. рис. 7).

Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью. U‒Pb геохронологические исследования были выполнены для 19 кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению 206Pb/238U, составляет 823 ± 5 млн лет (см. рис. 8, б; см. табл. 2).

Таким образом, полученные данные свидетельствуют, что возраст кислых вулканитов дюсембайской и жаункарской свит в пределах ошибок совпадает и составляет 825‒830 млн лет. Учитывая близкое строение и особенности состава пород, их отнесение к различным свитам, скорее всего, связано с приуроченностью к нескольким тектоническим пластинам, занимающим различное структурное положение.

Для гранитоидов Северо-Сарысайского массива жаункарского комплекса ранее была получена оценка возраста 829 ± 10 млн лет [9] (см. рис. 4, проба U-1331).

Комплексы Актасской ассоциации

Для определения возраста кислых вулканитов верхней части разреза кумолинской свиты из риолитов на левом берегу р Береке была отобрана проба риолитов U-1349 (47°50′31.29″ С; 66°40′38.63″ В) (см. табл. 1). Акцессорный циркон представлен идиоморфными кристаллами короткопризматического, дипирамидального и реже таблитчатого габитуса размером 80–200 мкм, с коэффициентом удлинения от 1 до 2.

Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью (см. рис. 7). U‒Pb геохронологические исследования были выполнены для 15 кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению 206Pb/238U, составляет 784 ± 5 млн лет (см. рис. 8, в; см. табл. 2).

Для вулканитов коксуйской серии (актасская свита) и прорывающих их гранитодов актасского комплекса ранее были получены оценки возраста кристаллизации – 794 ± 3 млн лет и 791 ± 7 млн лет, соответственно [23].

Морфологические особенности изученных кристаллов циркона указывают на их магматическое происхождение, а полученные оценки возраста отражают возраст кристаллизации магматических пород Дюсембайской и Актасской ассоциаций. На основании анализа полученных данных мы полагаем, что формирование этих ассоциаций происходило на протяжении близких, но различных временных интервалах второй половины тонийского периода неопротерозоя: ~830 млн лет (Дюсембайская) и ~800–790 млн лет (Актасская).

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОРОД ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИХ АССОЦИАЦИЙ

Породы Дюсембайской ассоциации. По содержанию SiO2 и Na2O + K2O эффузивы дюсембайской и жаункарской свит соответствуют трахитам – трахидацитам – риолитам, к последним близки и гранитоиды жаункарского комплекса (рис. 9; табл. 3). Породы характеризуются умеренной и повышенной глиноземистостью (ASI 0.86–1.24) и высокой железистостью (FeO*/(FeO* + MgO) 0.77‒0.96) и невысокими значениями индекса агпаитности (Ka – 0.63–0.97) (рис. 10; см. табл. 3).

Рис. 9.

Диаграмма SiO2–Na2O + K2O для магматических пород Дюсембайской и Актасской вулкано-плутонических ассоциаций (по данным [38]). 1 – эффузивы дюсембайской и жаункарской свит; 2 – гранитоиды жаункарского комплекса; 3 – эффузивы актасской и кумолинской свит; 4 – гранитоиды актасского комплекса

Таблица 3.  

Содержание главных (мас. %) и малых элементов (г/т) в эффузивных и плутонических породах Дюсембайской ассоциации.

Компонент Дюсембайская свита Жаункарская свита Жаункарский гранитный комплекс
U 1102 U1102/1 U1103 U1104 U1666 U1667 U1668 U1670 U1671 U1326 U9005 U1325 U1331 U9006 U9008
SiO2 (%) 63.92 66.11 76.98 73.68 66.68 77.89 71.79 75.78 64.57 74.88 71.09 70.08 74.56 71.77 70.79
TiO2 (%) 0.61 0.41 0.08 0.14 0.38 0.15 0.35 0.22 0.42 0.12 0.12 0.22 0.24 0.20 0.22
Al2O3 (%) 17.89 17.32 12.03 14.44 15.41 11.03 13.94 11.80 16.25 12.83 15.54 15.10 12.54 14.86 15.12
Fe2O3 (%) 1.24 0.19 0.10 0.20 3.12 1.37 2.30 1.83 3.25 1.80 0.38 1.63 1.04 1.29 0.58
FeO (%) 2.87 3.55 1.26 2.07 0.14 0.12 0.18 0.50 0.46 0.20 1.15 1.32 1.29 1.20 1.84
MnO (%) 0.06 0.05 0.01 0.04 0.10 0.05 0.05 0.04 0.12 0.03 0.04 0.06 0.04 0.02 0.04
MgO (%) 1.22 0.16 0.01 0.19 0.42 0.27 0.33 0.33 0.60 0.12 0.31 0.82 0.35 0.43 0.61
CaO (%) 3.16 2.56 0.68 1.11 2.56 1.03 0.52 0.58 2.13 0.52 0.45 0.71 0.81 0.42 0.55
K2O (%) 3.73 3.46 4.97 1.72 4.86 3.42 6.00 4.77 5.88 4.98 5.76 5.21 4.78 4.92 4.64
Na2O (%) 4.43 4.36 3.38 5.47 4.89 3.70 3.81 3.33 4.84 3.84 4.85 3.26 3.47 4.41 5.00
P2O5 (%) 0.20 0.10 0.01 0.04 0.11 0.04 0.08 0.06 0.18 0.01 0.03 0.08 0.07 0.06 0.06
ппп (%) 0.52 1.21 0.38 0.87 1.32 0.91 0.64 0.71 1.26 0.65 0.58 1.37 0.68 0.96 0.90
Сумма 99.85 99.48 99.89 99.97 99.98 99.99 99.98 99.94 99.95 99.98 100.29 99.86 99.86 100.54 100.34
Na2O + K2O 8.16 7.82 8.35 7.19 9.75 7.13 9.81 8.10 10.71 8.82 10.61 8.46 8.24 9.33 9.64
K2O/Na2O 0.84 0.79 1.47 0.31 0.99 0.92 1.57 1.43 1.21 1.30 1.19 1.60 1.38 1.12 0.93
(Na + K)Al 0.63 0.63 0.91 0.75 0.86 0.89 0.92 0.90 0.88 0.91 0.91 0.73 0.87 0.85 0.88
FeO* 3.99 3.72 1.35 2.25 2.94 1.36 2.25 2.15 3.38 1.82 1.49 2.79 2.23 2.36 2.36
FeO*/(FeO* + MgO) 0.77 0.96 0.99 0.92 0.88 0.83 0.87 0.87 0.85 0.94 0.83 0.77 0.87 0.85 0.79
ASI 1.06 1.12 0.99 1.13 0.86 0.95 1.02 1.01 0.90 1.02 1.04 1.24 1.02 1.12 1.07
MALI 5.00 5.26 7.67 6.08 7.19 6.10 9.29 7.52 8.59 8.30 10.17 7.75 7.44 8.91 9.09
Sc ‒ ‒ ‒ ‒ 8.29 2.62 7.55 4.45 4.61 ‒ 3.41 ‒ ‒ 4.57 4.6
V 39.90 22.30 7.01 8.82 15.52 3.26 9.84 12.80 9.14 6.38 11.61 18.00 14.70 9.27 9.3
Cr 23.30 24.90 23.00 22.70 9.91 20.63 15.07 5.27 2.77 54.50 19.76 23.60 22.00 14.35 14.4
Co 4.56 3.18 0.58 0.95 1.57 1.08 1.78 1.39 1.84 0.73 2.11 2.86 2.68 3.36 3.4
Ni 12.80 14.30 8.09 13.90 6.13 11.19 10.24 3.73 1.57 23.10 8.62 8.75 9.25 15.44 15.4
Cu 7.76 10.90 8.94 11.80 2.88 1.71 2.59 1.18 3.02 19.40 12.50 15.50 13.20 19.71 19.7
Zn 61.70 81.00 65.20 59.50 29.90 20.93 30.34 26.44 53.04 81.70 38.97 128 64.60 34.85 34.8
Ga 17.40 20.30 18.40 16.70 14.01 7.80 12.48 15.56 13.82 19.20 14.43 18.70 16.80 12.54 12.5
Rb 90.90 104 218 48.70 74.96 85.95 123.04 204.44 85.91 174 122.87 185 137 88.19 88.2
Sr 574 378 28.30 37.10 249.26 124.54 131.43 59.90 254.51 10.60 67.80 79.60 113 81.67 81.7
Y 25.70 28.00 51.50 26.70 21.30 19.19 27.87 80.20 21.76 40.50 21.30 26.30 37.10 31.79 31.8
Zr 280 335 93.80 121 344.46 88.23 234.07 201.40 468.64 242 127.72 176 279 138.32 138
Nb 19.00 20.10 24.50 17.10 11.96 12.84 16.84 19.27 11.80 22.10 17.92 17.50 17.80 18.10 18.1
Mo 0.86 0.68 1.18 0.71 0.33 0.42 0.60 0.69 0.61 1.07 3.88 0.86 1.96 1.62 1.6
Cs 3.05 2.75 2.28 1.01 2.32 2.62 1.59 1.60 1.48 2.72 0.78 1.33 0.54 0.42 0.42
Ba 1320 1080 90.40 269 4307.20 840.30 1829.64 338.97 2917.13 63.30 438.38 444 888 498.95 499
La 58.90 62.40 18.10 49.80 65.53 44.86 80.70 99.41 84.86 80.60 21.79 47.40 71.90 34.07 34.1
Ce 109 113 44.40 97.50 114.17 85.08 141.35 196.93 149.94 150 48.83 81.30 137 68.03 68.0
Pr 12.50 13.00 6.99 11.40 11.23 8.27 15.75 20.36 14.39 16.90 6.01 8.77 15.10 7.84 7.8
Nd 46.10 49.20 32.70 44.60 43.03 30.94 54.85 68.86 54.29 63.30 23.52 33.40 51.00 29.81 29.8
Sm 7.61 7.41 10.80 7.34 6.60 5.28 8.88 12.69 7.52 10.70 4.95 5.80 8.46 5.93 5.9
Eu 2.07 2.05 0.29 0.58 3.05 0.67 1.92 0.78 3.26 0.12 0.41 0.79 1.12 0.47 0.47
Gd 6.83 6.18 11.90 6.60 4.98 4.04 6.81 11.05 5.38 9.10 4.62 4.87 7.45 6.00 6.0
Tb 0.86 0.91 2.07 0.85 0.70 0.61 0.98 1.92 0.77 1.26 0.82 0.70 1.04 1.05 1.1
Dy 5.16 5.31 13.10 5.27 3.97 3.49 5.57 11.81 4.27 7.30 4.32 4.55 6.32 5.49 5.5
Ho 0.99 1.07 2.20 0.93 0.77 0.67 1.04 2.52 0.83 1.47 0.88 0.86 1.40 1.09 1.1
Er 2.45 2.72 4.88 2.68 2.32 2.03 3.08 7.49 2.53 4.11 2.67 2.58 3.53 3.48 3.5
Tm 0.39 0.44 0.71 0.43 0.33 0.28 0.44 1.05 0.37 0.63 0.38 0.45 0.66 0.50 0.50
Yb 2.28 2.85 4.21 2.33 2.19 2.00 2.97 6.55 2.51 3.89 2.79 2.43 3.93 3.36 3.4
Lu 0.33 0.38 0.50 0.31 0.34 0.29 0.44 0.90 0.38 0.58 0.41 0.39 0.50 0.50 0.50
Hf 7.43 8.07 5.70 5.18 7.24 3.01 6.14 6.33 9.34 7.79 4.87 5.30 8.07 4.97 5.0
Ta 1.23 1.41 2.04 1.39 0.66 0.81 0.98 1.54 0.66 1.64 1.42 1.59 1.30 1.48 1.5
W 1.14 1.32 1.12 1.05 1.79 0.66 0.87 0.85 1.14 1.22 0.88 1.76 1.08 0.53 0.53
Pb 42.90 35.80 51.30 18.80 12.26 7.64 12.73 23.04 11.74 34.00 12.80 128 42.30 14.36 14.4
Th 11.70 12.50 15.70 15.00 6.28 9.85 9.86 38.98 5.09 17.20 9.61 18.40 20.40 14.36 14.4
U 1.78 1.39 2.80 1.49 1.11 1.11 1.69 2.73 1.29 1.53 1.47 2.89 2.35 0.82 0.82
Ti 3655.73 2457.13 479.44 839.02 2273.74 910.94 2100.55 1299.28 2543.43 702.98 700.08 1309.47 1461.69 1202.65 1305.93
P 873.20 436.60 43.66 174.64 458.43 166.78 332.25 249.30 764.05 52.39 115.86 370.24 296.01 269.08 274.30
(La/Yb)n 17.44 14.78 2.90 14.43 20.16 15.13 18.35 10.25 22.78 13.99 5.27 13.17 12.35 6.84 6.80
Eu/Eu* 0.88 0.93 0.08 0.25 1.63 0.44 0.75 0.20 1.56 0.04 0.26 0.45 0.43 0.24 0.23
T°C 820 850 741 769 819 734 815 807 849 823 761 807 837 777 770

Примечание. FeO* = 0.9 FeO + F2O3; ASI ‒ (Al/(Ca ‒ 1.67 P + Na + K)); MALI ‒ (Na2O + K2O‒CaO); T°C ‒ температура по насыщению цирконием с использованием термометра, по [70].

Рис. 10.

Диаграммы для магматических пород Дюсембайской и Актасской вулкано-плутонических ассоциаций (по данным [28]). (а) ‒ SiO2 –MALI (Na2O + K2O – CaO); (б) ‒ SiO2 – ASI (Al/(Ca – 1.67P + Na + K)); (в) ‒ SiO2 – FeO*/(FeO* + MgO). 1 – эффузивы дюсембайской и жаункарской свит; 2 – гранитоиды жаункарского комплекса; 3 – эффузивы актасской и кумолинской свит; 4 – гранитоиды а-ктасского комплекса

С ростом содержаний SiO2 в породах уменьшаются концентрации TiO2, Al2O3, FeO, MgO, P2O5. Между SiO2 и щелочами не наблюдается отчетливой корреляции, при этом сумма Na2O + K2O уменьшается с ростом кремнезема (рис. 11).

Рис. 11.

Вариационные диаграммы некоторых петрогенных и редких элементов. (а) ‒ SiO2 – TiO2; (б) ‒ SiO2 – Al2O3*; (в) ‒ SiO2 – FeO; (г) ‒ SiO2 – MgO; (д) ‒ Ba – Rb; (е) ‒ Ba – Sr; (ж) ‒ SiO2 – Zr; 1‒2 ‒ породы ассоциаций: 1 – Дюсембайской, 2 – Актасской

Все породы имеют близкие характеристики распределения микроэлементов. По мере увеличения SiO2 в вулканитах и гранитах проявляется европиевая аномалия: от положительной ‒ в трахитах и трахидацитах (Eu/Eu* 0.9‒1.6), до отрицательной ‒ в риолитах (Eu/Eu* 0.1‒0.8) и гранитах (Eu/Eu* 0.2‒0.5). В этом же направлении увеличивается деплетированность пород Ba, Sr.

Для пород характерно обогащение U, Th, Zr, Y и дифференцированный спектр распределения РЗЭ ((La/Yb)n = 3‒23) (рис. 12).

Рис. 12.

Спектры распределения редких и редкоземельных элементов в породах Дюсембайской ассоциации (по [61]). (а) ‒ Нормированные на состав хондрита; (б) – нормированные на состав примитивной мантии. 1 – эффузивы дюсембайской свиты; 2 – эффузивы жаункарской свиты; 3 – гранитоиды жаункарского комплекса

Породы Актасской ассоциации. По содержаниям SiO2 ‒ Na2O + K2O эффузивные породы актасской, лакбайской, кумолинский свит попадают в области трахидацитов и риолитов, а гранитоиды актасского комплекса – в область от трахитов до риолитов (см. рис. 9; см. табл. 4). Для пород характерна умеренная и высокая глиноземистость (ASI 0.92–1.34), высокая железистость (FeO*/ (FeO* + MgO) 0.77–0.96) и значения индекса агпаитности (Ka – 0.74–1) (см. рис. 10; табл. 4). Рост содержаний SiO2 в породах сопровождается уменьшением концентрации TiO2, Al2O3, FeO, MgO, P2O5, Na2O и ростом K2O (см. рис. 11).

Таблица 4.  

Содержание главных (мас. %) и малых элементов (г/т) в эффузивных и плутонических породах Актасской ассоциации.

Компонент Кумолинская свита Актасская свита Актасский гранитный комплекс
U-1349 U1328 U1329 U9001 TS1177 TS1180 U9002 U9003 TS1175 TS1176 TS1179 U1672
SiO2 74.51 78.24 76.31 69.25 73.71 73.39 71.94 72.11 68.20 63.00 76.41 74.58
TiO2 0.20 0.14 0.16 0.50 0.36 0.33 0.29 0.08 0.36 0.52 0.18 0.15
Al2O3 13.01 10.44 12.38 15.25 12.74 12.76 15.18 14.59 16.27 17.20 12.20 12.85
Fe2O3 1.65 2.04 2.31 2.02 2.21 2.12 1.11 0.92 3.06 1.44 1.39 0.49
FeO 0.17 0.31 0.23 0.42 0.35 0.25 0.66 0.48 0.12 3.92 0.12 0.81
MnO 0.03 0.02 0.02 0.04 0.06 0.06 0.03 0.01 0.02 0.18 0.01 0.02
MgO 0.43 0.15 0.26 0.60 0.29 0.27 0.50 0.42 0.20 0.47 0.12 0.20
CaO 0.63 0.19 0.07 1.21 0.87 1.11 0.30 0.39 0.31 1.92 0.13 0.41
K2O 5.28 6.01 5.48 3.13 4.40 4.33 4.56 5.60 5.27 5.46 5.07 6.60
Na2O 3.08 2.24 1.91 5.89 4.56 4.42 5.26 4.46 5.65 5.18 4.09 3.26
P2O5 0.03 0.02 0.03 0.17 0.06 0.08 0.05 0.03 0.07 0.13 0.03 0.04
ппп (%) 0.96 0.16 0.82 1.23 0.34 0.85 0.77 1.56 0.46 0.16 0.26 0.51
Сумма 99.98 99.97 99.98 99.71 99.95 99.97 100.66 100.65 99.99 99.59 100.00 99.91
Na2O + K2O 8.36 8.25 7.39 9.02 8.96 8.75 9.82 10.06 10.92 10.64 9.16 9.86
K2O/Na2O 1.71 2.68 2.87 0.53 0.96 0.98 0.87 1.25 0.93 1.05 1.24 2.02
(Na + K)Al 0.83 0.98 0.73 0.86 0.96 0.94 0.90 0.92 0.92 0.84 1.00 0.97
FeO* 1.66 2.15 2.31 2.24 2.34 2.16 1.66 1.31 2.87 5.22 1.37 1.25
FeO*/(FeO* + MgO) 0.79 0.93 0.90 0.79 0.89 0.89 0.77 0.76 0.93 0.92 0.92 0.86
ASI 1.09 0.99 1.35 1.01 0.92 0.92 1.08 1.04 1.05 0.97 0.98 0.97
MALI 7.73 8.06 7.32 7.81 8.09 7.64 9.52 9.66 10.61 8.72 9.03 9.45
Sc ‒ ‒ ‒ 3.72 7.50 6.42 3.72 ‒ 2.97 8.89 1.77 1.78
V 10.70 8.23 8.06 4.15 23.82 23.13 4.15 ‒ 9.57 12.37 8.95 6.83
Cr 28.30 54.00 22.40 17.10 4.96 5.99 17.10 ‒ 3.80 7.14 4.65 10.59
Co 1.06 0.87 0.93 1.57 1.25 1.34 1.57 ‒ 0.49 1.03 0.84 0.86
Ni 10.20 21.30 8.12 6.43 2.87 4.64 6.43 ‒ 1.44 3.43 1.92 6.63
Cu 5.90 14.80 18.50 7.84 4.59 4.24 7.84 ‒ 4.42 6.00 2.84 1.72
Zn 55.10 72.10 78.90 39.12 43.05 18.82 39.12 ‒ 19.41 131.21 21.78 17.36
Ga 18.50 23.20 24.70 14.65 18.62 18.07 14.65 ‒ 30.24 27.94 18.03 14.70
Rb 178 179 152 66.50 104.05 86.80 66.50 ‒ 78.76 59.42 111.80 242.77
Sr 27.30 19.60 13.80 39.05 75.79 61.53 39.05 ‒ 52.62 150.83 24.47 55.92
Y 51.40 93.00 96.20 39.91 50.55 45.98 39.91 ‒ 25.87 63.55 58.92 20.46
Zr 359 672 625 207.52 416.06 413.94 207.52 ‒ 173.99 234.32 265.35 81.46
Nb 21.30 33.40 29.10 12.26 20.11 20.02 12.26 ‒ 26.14 28.11 13.47 13.88
Mo 0.71 0.97 0.68 2.21 1.78 0.46 2.21 ‒ 1.21 0.84 0.55 1.08
Cs 1.15 0.54 1.28 1.06 1.08 0.66 1.06 ‒ 0.25 0.60 0.44 1.12
Ba 420 192 303 762.16 864.53 707.63 762.16 ‒ 406.20 1177.79 181.08 490.55
La 40.90 74.90 59.00 40.62 50.15 38.91 40.62 ‒ 43.96 97.08 50.19 35.42
Ce 85.50 142 114 100.96 115.80 97.83 100.96 ‒ 91.56 203.14 99.87 70.51
Pr 9.65 18.20 13.50 10.67 12.61 11.03 10.67 ‒ 10.65 22.94 10.66 6.64
Nd 34.50 67.20 54.30 41.09 47.37 41.36 41.09 ‒ 38.61 89.64 37.89 24.48
Sm 7.32 12.00 11.70 8.08 10.09 9.96 8.08 ‒ 7.01 16.23 7.92 4.73
Eu 0.62 0.17 0.33 1.21 1.86 1.07 1.21 ‒ 1.59 3.92 0.37 0.55
Gd 7.27 12.70 12.30 7.48 9.51 9.39 7.48 ‒ 5.75 14.04 8.70 3.82
Tb 1.27 2.33 2.16 1.23 1.49 1.44 1.23 ‒ 0.90 2.11 1.45 0.64
Dy 8.11 16.60 16.60 6.98 8.67 8.34 6.98 ‒ 4.68 11.19 9.00 3.91
Ho 1.87 3.49 3.57 1.46 1.80 1.65 1.46 ‒ 0.94 2.24 2.02 0.74
Er 5.51 10.20 10.30 4.58 5.50 4.97 4.58 ‒ 2.81 6.48 6.01 2.25
Tm 0.83 1.69 1.71 0.68 0.83 0.74 0.68 ‒ 0.43 0.93 0.86 0.33
Yb 5.04 10.00 10.10 4.50 5.42 4.94 4.50 ‒ 2.97 6.38 5.55 2.29
Lu 0.78 1.52 1.48 0.69 0.85 0.77 0.69 ‒ 0.48 1.03 0.86 0.31
Hf 9.68 17.00 15.50 6.53 9.21 9.89 6.53 ‒ 4.33 5.02 6.80 2.96
Ta 1.40 2.32 1.91 0.79 1.45 1.38 0.79 ‒ 2.49 1.75 1.00 1.60
W 1.38 2.16 2.24 0.50 0.64 0.50 0.50 ‒ 0.17 0.26 0.64 0.72
Pb 27.00 29.50 16.80 6.67 21.85 9.53 6.67 ‒ 6.54 21.86 7.16 16.23
Th 17.50 14.70 14.20 8.13 11.59 11.76 8.13 ‒ 4.96 5.42 8.77 35.19
U 2.63 2.96 2.22 1.07 2.55 2.31 1.07 ‒ 0.77 0.74 1.76 2.65
Ti 1175.83 849.81 932.51 2969.14 2157.48 1977.69 1726.23 483.93 2157.48 3116.36 1078.74 895.95
P 133.60 69.86 147.13 721.78 261.96 349.28 228.16 118.03 305.62 567.58 130.98 160.23
(La/Yb)n 8.12 5.06 3.94 6.09 6.24 5.31 6.09 ‒ 14.83 15.21 9.05 10.42
Eu/Eu* 0.08 0.04 0.08 0.48 0.58 0.34 0.48 ‒ 0.25 0.26 0.04 0.40
Tzr 870 931 956 797 861 859 808 ‒ 784 790 829 725

Примечание. FeO* = 0.9 FeO + F2O3; ASI ‒ (Al/(Ca ‒ 1.67 P + Na + K)); MALI ‒ (Na2O + K2O‒CaO); T°C ‒ температура по насыщению цирконием с использованием термометра, по [70].

Эффузивы и гранитоиды обладают близкими особенностями распределения элементов-примесей. При увеличении SiO2 в породах увеличивается деплетированность Eu, Ba, Sr. Для данных пород характерно обогащение U, Th, Zr, Y и дифференцированный спектр распределения РЗЭ ((La/Yb)n = 4‒15) (рис. 13).

Рис. 13.

Распределение редких и редкоземельных элементов в породах Актасской ассоциации (по данным [61]). (а) ‒ Диаграмма спектров распределения редкоземельных элементов, нормированных на состав хондрита, в породах Актасской ассоциации; (б) – мультиэлементная диаграмма распределения редких и редкоземельных элементов в породах Актасской ассоциации, нормированных на состав примитивной мантии, 1 – граниты актасского комплекса; 2 – эффузивы актасской свиты; 3 – эффузивы кумолинской свиты

Для вулканитов актасской свиты и гранитоидов актасского комплекса характерны широкие вариации εNd (+1.4–4.9) и значений модельного возраста (tNd(DM) = ~1.31–1.76 млрд лет) (рис. 14; табл. 5).

Рис. 14.

Диаграмма эволюции изотопного состава Nd магматических пород Дюсембайской и Актасской вулкано-пл-утонических ассоциаций. Показана (наклонная линия) линия эволюции деплетированной мантии, по [24]. Обозначен: CHUR – однородный хондритовый резервуар, по [35]. 1 – породы Актасской ассоциации, 2 ‒ породы Дюсембайской ассоциации

Таблица 5.  

Сводная таблица результатов Sm–Nd-изотопного исследования эффузивов и гранитоидов Дюсембайской и Актасской ассоциаций.

Образец Порода Возраст Sm (г/т) Nd. г/т 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd εNd(t) tNdDM
U-9006 Гранит жаункарский комплекс 829 0.62 2.99 0.1253 0.511687 ± 4 –11.0 2513
U-9008 Гранит жаункарский комплекс 829 5.97 28.6 0.1259 0.511698 ± 5 –10.8 2510
TS-1177 Риолит актасская свита 794 9.52 46.1 0.1249 0.512139 ± 4 –2.4 1733
TS-1180 Риолит актасская свита 794 12.80 58.2 0.1331 0.512215 ± 4 –1.8 1765
TS-1175 Гранит актасский комплекс 791 6.95 37.9 0.1110 0.512267 ± 5 1.4 1310
TS-1176 Гранит актасский комплекс 791 15.37 79.1 0.1175 0.512224 ± 2 –0.1 1466
TS-1179 Гранит актасский комплекс 791 9.18 46.9 0.1184 0.511983 ± 4 –4.9 1863
U9002 Гранит актасский комплекс 791 8.51 46.4 0.1108 0.512148 ± 5 –0.9 1483

Примечание. Величины εNd(T) рассчитаны на возраст 800 млн лет.

Для гранитоидов жаункарского комплекса характерны отрицательные значения εNd (–11) и раннедокембрийские значения модельного возраста (tNd(DM) = ~2.5 млрд лет) (см. рис. 14; см. табл. 5).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Нами проведены геологические, геохронологические и изотопно-геохимические исследования, которые позволили выделить в западной части Южного Улутау (Майтюбинская зона) две неопротерозойские (позднетонийские) вулкано-плутонические ассоциации, включающие толщи кислых вулканитов и гранитоиды, ‒ Дюсембайскую (~830 млн лет) и Актасскую (800‒790 млн лет).

Обстановки формирования и источники пород

Разновозрастные эффузивы и гранитоиды обладают близкими особенностями химического состава, характерными для гранитов А-типа. Они преимущественно принадлежат умерено- и высокоглиноземистой, железистой сериям (см. рис. 10). По соотношениям CaO/(FeO* + MgO + + TiO2) к CaO + Al2O3, а также FeO*/MgO к Zr + + Nb + Ce + Y наименее дифференцированные разности располагаются в поле гранитов А-типа, что подтверждает обогащение пород U, Th, Zr, Y и незначительное обеднение Nb, Ta на фоне резкого обеднения пород Ba, Sr, P, Eu, Ti [25, 67] (см. рис. 14, см. рис. 15). Расчетные температуры насыщения родоначальных для них расплавов цирконием (TZr среднее 800°С (~830 млн лет) и 840°С (~790 млн лет)) указывают на высокотемпературный режим их образования, что является характерной чертой А-гранитов железистого типа, а соотношения Rb–Y + Nb предполагают формирование расплавов в обстановке внутриплитного растяжения (см. рис. 15) [47, 50, 69].

Рис. 15.

Тектоно-магматические дискриминационные диаграммы для пород Дюсембайской и Актасской вулкано-плутонических ассоциаций. (а) ‒ CaO/(FeO* + MgO + TiO2) ‒ CaO + Al2O3, по [22]; (б) – FeO*/MgO ‒ Zr + Nb + Ce + Y, по [68]; (в) – Y‒Nb‒Ce, по [24]; (г) – Rb‒Y + Nb, по [50]. 1 – эффузивы дюсембайской и жаункарской свит; 2 – гранитоиды жаункарского комплекса; 3 – эффузивы актасской и кумолинской свит; 4 – гранитоиды актасского комплекса

Линейные зависимости между SiO2 и петрогенными оксидами, проявленные в породах обеих ассоциаций, являются результатом фракционной кристаллизации.

Снижение Na2O + K2O с ростом SiO2, положительные линейные зависимости между Ba и Sr и отрицательные между Ba и Rb отражают удаление из расплава щелочного полевого шпата (см. рис. 11).

Фракционирование щелочного полевого шпата представляется ведущим фактором эволюции кислых расплавов А-типа [25, 26], что подтверждает и деплетированность наиболее кислых разностей Eu/Eu*, Ba, Sr.

Разное поведение Zr относительно SiO2 предполагает удаление акцессорных минералов (циркона) в породах Дюсембайской (~830 млн лет) и накопление в вулканитах и гранитах Актасской (800‒790 млн лет) ассоциаций на завершающих стадиях дифференциации расплавов.

Отрицательная корреляция SiO2 и Zr свидетельствуют о фракционировании циркона. Соответственно расчетная температура по насыщению цирконом 740‒850°С ниже температуры исходного расплава. Эти данные характеризуют эффузивы и гранитоиды как продукты эволюции близких по составу расплавов.

Кислые магматические породы с характеристиками А-типа обычно рассматривают при плавлении пород континентальной коры, или как результат мантийно-корового взаимодействия, а также ‒ в качестве пород мантийного происхождения [16, 19‒21, 25, 26, 29, 64]. В двух последних вариантах предполагается, что кислые породы являются крайними дифференциатами мантийных расплавов или дифференциатов, испытавших ассимиляцию коровыми расплавами. В этих случаях кислые разности, как правило, находятся в ассоциации с базальтами, трахибазальтами, реже ‒ породами среднего состава, образуя бимодальные серии [15].

В таких ассоциациях кислые эффузивы и их плутонические аналоги обладают щелочно-салической спецификой состава. Присутствие темноцветных щелочных минералов, высокий индекс агпаитности характерен для щелочных риолитов, а именно – комендитов и пантеллеритов [47]. При этом разные по кремнекислотности породы ассоциаций обладают одинаковыми вариациями изотопного состава неодима, близкими к мантийному.

Отсутствие на уровне современного эрозионного среза Майтюбинской зоны магматических пород основного состава с возрастом ~830 млн лет и ~790 млн лет, присутствие биотита и роговой обманки среди темноцветных минералов эффузивов и гранитоидов указывают на отсутствие прямой связи образования последних с эволюцией базитовых расплавов.

Петро-геохимические характеристики эффузивов и гранитов сопоставимы с продуктами плавления пород континентальной коры [29]. Вариации петрогенных и редких элементов в эффузивах и гранитоидах Дюсембайской ассоциации с возрастом ~ 830 млн лет, а также отрицательная корреляция SiO2 и Zr, которая свидетельствует о фракционировании циркона, позволяют рассматривать трахиты и трахидациты как наименее дифференцированные разности и принять их TZr (~820‒850°С) как приближенные к температурам исходного расплава (см. рис. 11).

Положительная корреляция SiO2 и Zr в магматических породах Актасской ассоциации с возрастом ~790 млн лет свидетельствует о накоплении циркона на завершающих стадиях фракционирования расплава и позволяет принять TZr (~790‒830°С) гранитоидов актасского комплекса в качестве приближенных к температурам исходного расплава (см. рис. 11).

Отсутствие ксеногенных ядер в акцессорных цирконах позволяет рассматривать полученные температуры насыщения Zr как минимальные [44]. Исходя из этого, температуры плавления были выше 800°С, что относит данные образования к “горячему” типу гранитов [47].

Образованные за счет плавления метапелитового источника расплавы характеризуются высокими содержаниями K2O и низкими CaO, FeO*, MgO. Обогащение Rb на фоне обеднения Ba и Sr связано с дегидратационным плавлением мусковита, на фоне стабильности биотита и, возможного, отсутствия плагиоклаза в источнике.

Повышенная железистость трахитов, трахидацитов и гранитоидов актасского комплекса более характерна для продуктов плавления кварц-полевошпатовых пород, представленных метатоналитами, метаграувакками [29].

Плавление данных субстратов в интервале P = = 4‒8 кбар приводит к образованию умеренно-глиноземистых, железистых расплавов за счет дегидратационного плавления биотита [49, 59, 65]. При давлениях более 8 кбар образование в рестите клинопироксена вместо ортопироксена сопровождается увеличением магнезиальности и глиноземистости в расплавах (ASI 1.4‒1.6) [49].

Дегидратационное плавление биотита при давлении 5 и более кбар приводит к образованию граната [59, 65]. Высокие содержание тяжелых РЗЭ и Y в изученных эффузивах и гранитоидах указывают на образование расплавов при давлениях не более 5 кбар.

Участие биотита в образовании родоначальных расплавов подтверждается и высокими концентрациями Ba в эффузивах и гранитоидах. При этом трахиты и трахидациты обогащены Eu (Eu/Eu* 0.9‒1.6) и Sr (255‒574 г/т), что предполагает вовлечение в плавление плагиоклаза. В свою очередь обеднение Eu (Eu/Eu* 0.01‒0.5) и Sr (24‒151 г/т) гранитоидов Актасской ассоциации может указывать на стабильность плагиоклаза.

Таким образом, формирование родоначальных расплавов для эффузивных и плутонических пород обеих ассоциаций происходило в результате дегидратационного плавления метатоналитов (метаграувакк). Различия в составе ликвидусных фаз могут отражать определенные различия в источниках расплавов, что подтверждается и изотопно-геохимическими характеристиками.

Низкие изотопные составы неодима гранитоидов жаункарского комплекса (~830 млн лет) (εNd(T) = –10.8÷–11; T(Nd)(DM) – 2.5)) указывают на их образование в результате частичного плавления раннедокембрийской континентальной коры.

Вариации изотопного состава неодима в эффузивах и гранитоидах с возрастом ~ 790 млн лет (~830 млн лет) (εNd(T) = –4.9–+1.4; T(Nd)(DM) – 1.36–1.86)) могут отражать добавление к раннедокембрийскому коровому источнику ювенильного мантийного материала, либо плавление гетерогенного источника, сложенного породами с разной коровой предысторией. Последний вариант представляется более правдоподобным, поскольку расчет модели двухкомпонентного смешения [36] показал значительный вклад (до 80%) мантийного материала в область генерации расплавов, что вероятнее всего должно было отразиться как в химическом, так и в минеральном составе эффузивов и гранитоидов Актасской ассоциации.

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЮЖНОГО УЛУТАУ В НЕОПРОТЕРОЗОЕ

Полученные и имеющиеся данные указывают на формирование структурно-вещественных комплексов довендского фундамента Южного Улутау в тонийский период неопротерозоя. Однако, различия в оценках возрастов и изотопно-геохимических характеристиках предполагают разницу во времени и обстановках образования тонийских комплексов западной и восточной частей Улутауского террейна (рис. 15).

Приведенные изотопно-геохимические характеристики кислых магматических пород Дюсембайской и Актасской ассоциаций характерны для магматических пород анарогенного типа. Широкое развитие грубообломочных пород, в том числе конгломератов с галькой кислых эффузивов и гранитоидов, в расположенных стратиграфически выше вулканогенно-осадочных толщах майтюбинской и боздакской серий указывают на рифтогенную обстановку накопления комплексов (см. рис. 3).

Исходя из этого, полученные оценки возраста (830 и 790‒800 млн лет) образования двух риолит-гранитных ассоциаций характеризуют начало этапа континентального рифтогенеза.

В пределах восточной части Южного Улутау отсутствуют докембрийские риолит-гранитные ассоциации, при этом комплексы довендского фундамента представлены эффузивами и туфами базальт-андезит-риолитового состава, с которыми ассоциируют терригенные и хемогенные осадочные породы (см. рис. 3).

Дифференцированный характер магматизма и другие особенности состава указывают на образование родоначальных для этого комплекса расплавов в надсубдукциионной обстановке [10]. Изотопные характеристики Nd кислых вулканогенных и туфогенных пород (εNd –2.0–2.5; T(ND)(DM) 1.8–2.3 млрд лет) свидетельствуют о развитии надсубдукционной системы на континентальной коре, комплексы которой, в том числе раннедокембрийские, участвовали в образовании расплавов [11].

Дифференцированные вулканогенные толщи восточной части имеют более молодой возраст, чем риолит-гранитные ассоциации западной части террейна, их формирование происходило во второй половине тонийского периода, но в интервале от ~780 до ~740 млн лет [10‒12].

Однако преобладание в вулканогенно-осадочных породах среди зерен обломочного циркона значительной популяции неокатанных кристаллов с оценками возрастов от 900 до 1100 млн лет и вариациями εHf(t) от –15 до +8, предполагают начало надсубдукционного магматизма в конце мезопротерозоя‒начале неопротерозоя [11].

Таким образом, тонийский магматизм западной части террейна был связан с процессами континентального рифтогенеза, а восточной части террейна связан с набсудукционными процессами. Начало надсубдукционных процессов в конце мезо–начале неопротерозоя позволяет рассматривать тектоно-магматическую эволюцию Южного Улутау в тонийское время в режиме активной континентальной окраины.

Дифференцированные вулканические серии его восточной части (современные координаты) формировались за счет надсубдукционного магматизма, вызванного погружением океанической литосферы.

Образование двух риолит-гранитых ассоциаций западной части Южного Улутау происходило в обстановке рифтогенеза, вызванного их тыловым расположением относительно фронта субдукции.

СОПОСТАВЛЕНИЕ СТРОЕНИЯ НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЮЖНОГО УЛУТАУ С ТЕРРЕЙНАМИ УЛУТАУ-МОЮНКУМСКОЙ ГРУППЫ

Неопротерозойские магматические комплексы кислого состава являются характерным элементом строения докембрийских террейнов Улутау-Моюнкумской группы [23].

В пределах Чуйско-Кендыктасского террейна они представлены ортогнейсами (800 ± 9 млн лет), метариолитами копинской свиты (794 ± 5 млн лет) Кендыктасского блока, ортогнейсами (789 ± ± 5 млн лет) Чуйского и Атюзского (799–840 млн лет) блоков [37, 59, 63]. В Жельтавском террейне эти комплексы представлены кислыми эффузивы (829 ± 5 млн лет) и ортогнейсами (780‒790 млн лет) [51, 60].

В Каратау‒Таласском террейне к комплексам такого типа относятся туфы курганской свиты (780–760 млн лет) [7, 39, 45]. В Каратау-Джебаглинском террейне такие комплексы представлены базальт-риолитовой кайнарской свитой и гранитоидами кумыстинского комплекса (717 ± 4 млн лет) [2, 3].

В террейне Срединного Тянь-Шаня неопротерозойские магматические комплексы представлены гранитоидами бешторского (893 ± 3 млн лет) и сарыджазского (831 ± 8 млн лет) комплексов, а также кислыми вулканитами свиты Большого Нарына (840–720 млн лет) [31, 56, 62].

Изотопно-геохимические характеристики неопротерозойских кислых вулканогенных пород и гранитоидов докембрийских террейнов юго-западного Казахстана и Срединного Тянь-Шаня позволяют относить их к гранитам типа А-2 и принимать в качестве основного источника расплава комплексы раннедокембрийской континентальной коры [23, 37, 51, 63]. Близкие оценки возраста позволяют предполагать, что в неопротерозое, в основном в тонийское время, докембрийские террейны Улутау-Моюнкумской группы входили в состав единого окраинно-континентального магматического пояса, в тыловой части которого рифтогенные процессы сопровождались формированием мощных толщ кислых вулканитов и гранитоидов.

Особенности строения, состава и возраста докембрийских комплексов позволяют рассматривать террейны Улутау-Моюнкумской группы в качестве образований родственных Таримскому кратону [23] (рис. 16).

Рис. 16.

Схема корреляции структурно-вещественных комплексов Южного Улутау и Таримкого кратона, (составлена с использованием [30, 33, 41, 53, 58, 66, 67, 70, 72, 73‒81]). 1 – песчаники; 2 – известняки; 3 – кварц-полевошпатовые сланцы; 4 – филлиты; 5 – тиллиты и грубообломочные тиллитоподобные конгломераты; 6 – валунные и крупногалечные конгломераты; 7 – кварцито-сланцы; 8 – мономинеральные и мусковитовые кварциты; 9 – железистые кварциты; 10 – туфоконгломераты основного состава; 11 ‒ базальты; 12 – андезиты; 13 – туфы среднего состава; 14 – риолиты и риодациты; 15 – туфы кислого состава; 16 – сланцы и гнейсы; 17 – сиениты; 18 – карбонатиты; 19 – габбро и ультрамафиты; 20 – гранитоиды; 21 – дайки основного состава

В его строении участвуют, в том числе, раннедокембрийские комплексы (комплекс Хелуоситан, комплекс Туогелакебудаке), являвшиеся основными источниками расплавов и кластического вещества для протерозойских магматических образований и терригенных толщ [79].

Тектономагматическая эволюция кратона в неопротерозое (в тонийское время) определялась развитием его северной части в режиме активной окраины [52, 53, 75, 76, 78]. При этом в неопротерозойской эволюции как северной, так и южной окраин Таримского кратона фиксируются рифтогенные события, но различающиеся временем проявления и особенностями состава магматических пород (см. рис. 16).

Континентальный рифтогенез на южной окраине Таримского кратона сопровождался формированием гранитоидов (группа Калакаши) и бимодальных вулканогенных серий (группа Салайджиазитаж) с возрастами ~900‒850 млн лет, даек базитов и базальтов (~800 млн лет) [66, 76, 77, 80]. Эти рифтогенные события совпадают с основным этапом надсубдукционного магматизма на северной окраине Тарима (Аксу, Куруктаг), который включал формирование андезитов (908–903 млн лет) [33], гранитоидов, в том числе с адакитовыми характеристиками (830–785 млн лет) [30, 41], мафит-ультрафитовых интрузий, роев даек в интервале 820–760 млн лет [74].

На северной окраине начинается (в конце тонийского периода) обратная миграция субдукционной системы в южном направлении [53]. Отражением этих событий является начало процессов рифтогенеза в задуговой области, которое сначала фиксируется базитовыми дайками с возрастами 773–759 млн лет [73], а в дальнейшем приводит к образованию задугового бассейна с характерным бимодальным вулканизмом (740–725 млн лет) [53, 71], развивавшимся вплоть до эдиакария.

Близкий возраст формирования и составы неопротерозойских магматических комплексов позволяют предполагать, что докембрийские террейны Улутау-Моюнкумской группы и Таримский кратон являются фрагментами крупного магматического пояса, который был приурочен к активной северо-западной окраине суперконтинента Родиния [30, 78] (рис. 17).

Рис. 17.

Южный Улутау и Таримский кратон в неопротерозое. (а) ‒ Палеогеографическое положение, по [27, 30]; (б) ‒ схема тектонической эволюции. 1‒3 ‒ область магматизма: 1 – островодужного, 2 – тылового рифтогенного, 3 – задугового рифтогенного; 4 – область пассивной континентальной окраины; 5 – Центральный Тарим; 6 – направление субдукции

Длительная субдукция океанической литосферы Панродинийского океана по периферии суперконтинента, начавшаяся еще в конце мезопротерозоя, привела к подъему мантийного плюма в тыловых частях, что способствовало началу рифтогенеза, инициировавшему распад суперконтинента Родиния [17, 40].

При этом становление риолит-гранитных ассоциаций как в западной части Южного Улутау, так и на остальных террейнах Улутау-Моюнкумской группы совпадает с этапом тонийского внутриплитного магматизма на южной окраине Таримского кратона (см. рис. 16).

В то время как дифференцированный базальт-андезит-риолитовый магматизм восточной части Южного Улутау (~780–740 млн лет) совпадает с началом задугового рифтогенеза на северной окраине кратона (773‒759 млн лет) [10‒12, 73] (см. рис. 16).

ВЫВОДЫ

1. Полученные нами новые данные о строении, составе и возрасте неопротерозойских комплексов западной части Южного Улутау позволили выделить в строении этого блока две риолит-гранитные вулкано-плутонические ассоциации: Дюсембайская и Актасская с возрастами около 830 и 790 млн лет соответственно.

2. Кислые эффузивы и комагматичные им гранитоиды обладают геохимическими характеристиками анарогенного типа, а их родоначальные расплавы были сформированы во внутриплитных условиях и при участии комплексов раннедокембрийской континентальной коры.

3. Тектоно-магматическая эволюция Южного Улутау в неопротерозое происходила в обстановке активной континентальной окраины. Комплексы восточной части Южного Улутау формировались в пределах энсиалической островной дуги, а комплексы западной части Южного Улутау – в области рифтогенного магматизма тыловой области.

4. Проявление тонийского магматизма на Южном Улутау, а также в других террейнах Улутау-Моюнкумской группы было обусловлено их вхождением в состав фундамента крупного вулкано-плутонического пояса, маркировавшего процессы субдукции океанической литосферы под северо-западную окраины суперконтинента Родиния.

Благодарности. Авторы благодарят рецензентов ак. В.В. Ярмолюка (ИГЕМ РАН, г. Москва, Россия), д.г.-м.н. Т.В. Донскую (ИЗК СО РАН, г. Иркутск, Россия) за комментарии, которые позволили улучшить статью, и редактора М.Н. Шуплецову (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

Финансирование. Работы выполнены за счет гранта Российского научного фонда, проект № 22-17-00069, в рамках выполнения государственного задания ГИН РАН, аналитические работы выполнены в том числе при финансовой поддержке гранта РФФИ, проект № 20-05-00108.

Список литературы

  1. Алексеев Д.В., Дегтярев К.Е., Третьяков А.А., Каныгина Н.А. Ранненеопротерозойские (~920 млн лет) гранито-гнейсы Джунгарского Алатау, южный Казахстан: обоснование возраста по результатам U–Th–Pb (SIMS)-датирования // ДАН. 2021. Т. 496. № 1. С. 17–21.

  2. Геология и металлогения Каратау. ‒ Т. 1. ‒ Геология. ‒ Под ред. И.Ф. Никитина ‒ Алма-Ата: Наука, 1986. 240 с.

  3. Дегтярев К.Е., Третьяков А.А., Сальникова Е.Б., Котов А.Б. Кумыстинский граносиенитовый комплекс позднего криогения в Большом Каратау (Южный Казахстан), обоснование возраста // ДАН. 2019. Т. 484. № 5. С. 579‒583.

  4. Дмитриева Н.В., Летникова Е.Ф., Прошенкин А.И. Время формирования пород жиидинской серии майтюбинской зоны (Южный Улутау, Центральный Казахстан). ‒ В сб.: Изотопное датирование геологических процессов: новые результаты, подходы и перспективы. ‒ Мат-лы VI Российской конф. по изотопной геохронологии 2–5 июня 2015 г., ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург. ‒ СПб.: Sprinter, 2015. С. 76‒77.

  5. Ермолов П.В. Актуальные проблемы изотопной геологии и металлогении Казахстана. ‒ Караганда: КРУ, 2013. 206 с.

  6. Милеев В.С., Розанов С.Б. Геология и тектоника докембрия Центрального Казахстана. ‒ Под ред. Ю.А. Зайцева ‒ М.: МГУ, 1976. 366 с.

  7. Советов Ю.К. Неопротерозойский рифтогенез и эволюция осадочных бассейнов на микроконтинентах таримского типа: Малый Каратау, Южный Казахстан. ‒ В сб.: Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли. ‒ Мат-лы 5-го Всероссийского литол. совещ. 14–16 октября 2008 г., ИГГ УрО РАН, г. Екатеринбург.‒ Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 287‒289.

  8. Типы магм и их источники в истории Земли . ‒Ч. 1 ‒ Магматизм и геодинамика – главные факторы эволюции Земли. – Под ред. О.А. Богатикова, В.И. Коваленко ‒ М.: ИГЕМ РАН, 2006. 397 с.

  9. Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Сальникова Е.Б., Шатагин К.Н., Котов А.Б., Анисимова И.В., Плоткина Ю.В. Жаункарский гранитный комплекс позднего тония Улутауского сиалического массива (Центральный Казахстан) // ДАН. 2017. Т. 473. № 6. С. 691–695.

  10. Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Каныгина Н.А., Данукалов Н.К. Поздненеопротерозойский возраст дифференцированных вулканогенных комплексов Улутауского массива (Центральный Казахстан): результаты U–Th–Pb (SIMS)-геохронологических исследований // ДАН. 2020. Т. 494. № 1. С. 9–13.

  11. Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Каныгина Н.А., Летникова Е.Ф., Жимулев Ф.И., Ковач В.П., Данукалов Н.К., Lee H.-Y. Позднедокембрийские метаморфические комплексы Улутауского массива (Центральный Казахстан): возраст, состав и обстановки формирования протолитов // Геотектоника. 2020. № 5. С. 3–28.

  12. Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Данукалов Н.К., Каныгина Н.А. Неопротерозойский возраст железорудной вулканогенно-осадочной серии Улутауского террейна (Центральный Казахстан) // ДАН. 2022. Т. 502. № 2. С. 49–55.

  13. Филатова Л.И. Стратиграфия и историко-геологический (формационный) анализ метаморфических толщ докембрия Центрального Казахстана. ‒ М.: Недра, 1983. 160 с.

  14. Филатова Л.И., Богатырева Н.A. О самых древних докембрийских отложениях Южного Улутау. ‒ В сб.: Вопросы геологии Центрального Казахстана. ‒ Мат-лы конф. по геологии Центрального Казахстана. ‒ Под ред. А.А. Богданова ‒ М.: МГУ, 1971. Т. 10. С. 92–106.

  15. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Рифтогенный магматизм активных континентальных окраин и его рудоносность. ‒ М.: Наука. 1991. 263 с.

  16. Bonin B. A-type granites and related rocks: evolution of a concept, problems and prospects // Lithos. 2007. Vol. 97. P. 1–29.

  17. Cawood P.A., Strachan R.A., Pisarevsky S.A., Gladkochub D.P., Murphy J.B. Linking collisional and accretionary orogens during Rodinia assembly and breakup: Implications for models of supercontinent cycles // Earth Planet. Sci. Lett. 2016. Vol. 449. P. 118‒126.

  18. Chorowicz J. The East African rift system // J. Afr. Earth Sci. 2005 Vol. 43. P. 379–410.

  19. Clemens J.D., Holloway J.R., White A.J.R. Origin of an A-type granite: Experimental constraints // Am. Mineralogist. 1986. Vol. 71. P. 317‒324.

  20. Collins B.J, Beams S.D, White A.J.R., Chappel B.W. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia // Contrib. Mineral. Petrol. 1982. Vol. 80. P. 189‒200.

  21. Creaser R.A., Price R.C., Wormald R.J. A-type granites revisited: Assessment of a residual-source model // Geology. 1991. Vol. 19. P. 163‒166.

  22. Dall'Agnol R., Oliveira D.C. Oxidized, magnetite-series, rapakivi-type granites of Carajás, Brazil: Implications for classification and petrogenesis of A-type granites // Lithos. 2007. Vol. 93. P. 215–233.

  23. Degtyarev K., Yakubchuk A., Tretyakov A., Kotov A., Kovach V. Precambrian geology of the Kazakh Uplands and Tien Shan: An overview // Gondwana Research. 2017. Vol. 47. P. 44–75.

  24. Depaolo D.J. Neodymium isotopes in the Colorado Front Range and crust-mantle evolution in the Proterozoic // Nature. 1981. Vol. 291. P. 193–196.

  25. Eby G.N. The A-type granitoids ‒ a review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis // Lithos. 1990. Vol. 26. P. 115–134.

  26. Eby G.N. Chemical subdivision of the A-type granitoids-petrogenetic andtectonic implications // Geology. 1992. Vol. 20. P. 641–644.

  27. Evans D. Meso-Neoproterozoic Rodinia supercycle, In: Ancient Supercontinents and the Paleogeography of Earth. ‒ Ed. by L. Pesonen, J. Salminen, S.-A. Elming, D. Evans, T. Veikkolainen, (Elsevier, NY, USA. 2022), P. 549–568.

  28. Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., Arculus R.J., Ellis D.J., Frost C.D. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrol. 2001. Vol. 42. P. 2033–2048.

  29. Frost C.D., Frost B.R On ferroan (A-type) granitoids: Their compositional variability and modes of origin // J. Petrol. 2010. Vol. 52. P. 39‒53.

  30. Ge R., Zhu W., Wilde S.A., He J., Cui X., Wang X., Bihai Z. Neoproterozoic to Paleozoic long-lived accretionary orogeny in the northern Tarim Craton // Tectonics. 2014. Vol. 33. P. 302–329.

  31. Glorie S., De Grave J., Buslov M.M., Zhimulev F.I., Stockli D.F., Batalev V.Y., Izmer A., Van den Haute P., Vanhaecke F., and Elburg M.A. Tectonic history of the Kyrgyz South Tianshan (Atbashi-Inylchek) suture zone: The role of inherited structures during deformation-Propagation // Tectonics. 2011. Vol. 30. No. 6. TC6016.

  32. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of river water suspended material implications for crystal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. Vol. 87. P. 249‒265.

  33. He J.Y., Xu B., Li D. Newly discovered early Neoproterozoic (ca. 900 Ma) andesitic rocks in the northwestern Tarim Craton: Implications for the reconstruction of the Rodinia supercontinent // Precambrian Research. 2019. Vol. 325. P. 55–68.

  34. Hu A.Q., Wei G.J., Jahn B.M., Zhang J.B., Deng W.F., Chen L.L. Formation of the 0.9 Ga Neoproterozoic granitoids in the Tianshan Orogen, NW China: Constraints from the SHRIMP zircon age determination and its tectonic significance // Geochimica. 2010. Vol. 9. P. 197–212 (in Chinese with English abstr.).

  35. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm‒Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 67. P. 137–150.

  36. Jahn B.M., Wu F.Y., Chen B. Massive granitoid generation in Central Asia: Nd isotopic evidence and implication for continental growth in the Phanerozoic // Episodes. 2000. Vol. 43. P. 82–92.

  37. Kröner A., Alexeiev D.V., Hegner E., Rojas-Agramonte Y., Corsini M., ChaoY., Wong J., Windley B.F., Liu D., Tretyakov A.A. Zircon and muscovite ages, geochemistry and Nd‒Hf isotopes for the Aktyuz metamorphic terrane: evidence for an Early Ordovician collision belt in the northern Tianshan of Kyrgyzstan // Gondwana Research. 2012. Vol. 21. P. 901–927.

  38. Le Bas M.J., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram // J. Petrol. 1986. Vol. 27. P. 745–750.

  39. Levashova N.M., Meert J.G., Gibsher A.S., Grice W.C., Bazhenov M.L. The origin of microcontinents in the Cenral Asian Orogenic Belt: constraints from paleomagnetism and geochronology // Precambrian Research. 2011. Vol. 185. P. 37–54.

  40. Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins A.S., Davidson A., De Waele B., Ernst R.E., Fitzsimons I.C.W., Fuck R.A., Gladkochub D.P., Jacobs J., Karlstrom K.E., Lu S., Natapov, L.M., Pease V., Pisarevsky S.A., Thrane K., Vernikovsky V. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: a synthesis // Precambrian Research. 2008. Vol. 160. P. 179–210.

  41. Long X-P., Yuan C., Sun M., Kroner A., Zhao G-C., Wilde S., Hu A-Q. Reworking of the Tarim Craton by underplating of mantle plume-derived magmas: evidence from Neoproterozoic granitoids in the Kuluketage area, NW China // Precambrian Research. 2011. Vol. 187. P. 1–14.

  42. Ludwig K.R. ISOPLOT 3.00. A User’s Manual, (Berkeley Geochron. Center Spec. Publ. 2003. No. 4), 70 p.

  43. Ludwig K.R. SQUID 1.00. A User’s Manual, (Berkeley Geochron. Center Spec. Publ. 2000. No. 2), 17 p.

  44. Macdonald R. Nomenclature and petrochemistry of the peralkaline oversaturated extrusive rocks // Bull. Volcanol.1974. Vol. 38. P. 498–516.

  45. Meert J.G., Gibsher A.S., Levashova N.M., Grice W.C., Kamenov G.D., Ryabinin A.B. Glaciation and ~770 Ma Ediacaran (?) fossils from the lesser Karatau microcontinent, Kazakhstan // Gondwana Reseach. 2011. Vol. 19. P. 867–880.

  46. Merdith A.S., Collins A.S., Williams S.E., Pisarevsky S., Foden J.D., Archibald D.B., Blades, M.L., Alessio B.L., Armistead S., Plavsa D., Clark C., Müller R.D. A full-plate global reconstruction of the Neoproterozoic // Gondwana Research. 2017. Vol. 50. P. 84–134.

  47. Miller C.F., McDowell S.M., Mapes R.W. Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance // Geology. 2003. Vol. 31. P. 529–532.

  48. Nance R.D., Murphy J.B., Santosh M. The supercontinent cycle: A retrospective essay // Gondwana Research. 2014. Vol. 25. P. 4–29.

  49. Patiño Douce A.E. Generation of metaluminous A-type granites by lower pressure melting of calc- alkaline granitoids // Geology. 1997. Vol. 25. P. 743‒746.

  50. Pearce J.A., Harris N.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. Petrol. 1984. Vol. 25. P. 956–983.

  51. Pilitsyna A.V., Tretyakov A.A., Degtyarev K.E., Salnikova E.B., Kotov A.B., Kovach V.P., Wang K.-L., Batanova V.G. Early Palaeozoic metamorphism of Precambrian crust in the Zheltau terrane (Southern Kazakhstan, Central Asian Orogenic belt): P–T paths, protoliths, zircon dating and tectonic implications // Lithos. 2019. Vol. 324–325. P. 115–140.

  52. Precambrian Geology of China. ‒ Ed. by M. Zhai, (Springer, NY, USA. 2015), 390 p.

  53. Ren R., Guan S.W., Zhang S.C., Wu L., Zhang H.Y. How did the peripheral subduction drive the Rodinia breakup: Constraints from the Neoproterozoic tectonic process in the northern Tarim Craton // Precambrian Research. 2020. Vol. 339. P. 1–17.

  54. Rogers J.J.W., Santosh M. Configuration of Columbia, Mesoproterozoic supercontinent // Gondwana Research. 2002. Vol. 5. P. 5–22.

  55. Ramos V.A. Anatomy and global context of the Andes: Main geologic features and the Andean orogenic cycle. ‒ In: Backbone of the Americas: Shallow Subduction, Plateau Uplift, and Ridge and Terrane Collision, Ed. by S.M. Kay, V.A. Ramos, W.R. Dickinson, (GSA Mem. 2009. Vol. 204), p. 31–65.

  56. Rojas-Agramonte Y., Kröner A., Alexeiev D.V., Jeffreys T., Khudoley A.K., Wong J., Geng H., Shug L., Semiletkin S.A., Mikolaichuk A.V., Kiselev V.V., Yang J., Seltmann R. Detrital and igneous zircon ages for supracrustal rocks of the Kyrgyz Tianshan and palaeogeographic implications // Gondwana Research. 2014. Vol. 26. P. 957–974.

  57. Rooney T.O. The Cenozoic magmatism of East Africa. ‒ Part V – Magma sources and processes in the East African Rift // Lithos.2020 Vol. 360–361. P. 105296

  58. Shu L.-S., Deng X.L., Zhu W.-B., Ma D.-S., Xiao W-J. Precambrian tectonic evolution of the Tarim Block, NW China: New geochronological insights from the Quruqtagh domain // Precambrian Research. 2011. Vol. 42. P. 774–790.

  59. Skjerlie K.P., Johnston A.D. Fluid-absent melting behaviour of a F-rich tonalitic gneiss at mid-crustal pressures: implications for the generation of anorogenic granites // J. Petrol. 1993. Vol. 34. P. 785‒815.

  60. Skoblenko (Pilitsyna) A.V., Degtyarev K.E., Kanygina N.A., Tretyakov A.A., Skuzovatov S.Yu., Pang K.-N., Lee H.-Y. Precambrian and Early Palaeozoic metamorphic complexes in the SW part of the Central Asian Orogenic Belt: Ages, compositions, regional correlations and tectonic affinities // Gondwana Research. 2022. Vol. 105. P. 117‒ 142.

  61. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. ‒ In: Magmatism in the ocean basins, Ed.by A.D. Saunders, M.J. Norry, (Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1989. Vol. 42), P. 313–345.

  62. Terbishalieva B., Timmerman M.J., Mikolaichuk A., Altenberger U., Sláma J., Schleicher A.M., Sudo M., Sobel E.R., Cichy S.B. Calc-alkaline volcanic rocks and zircon ages of the late Tonian: early Cryogenian arc-related Big Naryn Complex in the Eastern Djetim-Too Range, Middle Tianshan block, Kyrgyzstan // Int. J. Earth Sci. 2021. Vol. 110. P. 353–375.

  63. Tretyakov A.A., Pilitsyna A.V., Degtyarev K.E., Kanygina N.A., Salnikova E.B., Kovach V.P., Lee H.-Y., Wang K.-L., Batanova V.G., Kovalchuk E.V. Neoproterozoic granitoid magmatism and granulite metamorphism in the Chu-Kendyktas terrane (Southern Kazakhstan, Central Asian orogenic belt): Zircon dating, Nd isotopy and tectono-magmatic evolution // Precambrian Research. 2019. Vol. 332. P. 105397.

  64. Turner S.P., Foden J.D., Morrison R.S. Derivation of A-type magmas by fractionation of basaltic magma: An example from the Padthaway Ridge, South Australia // Lithos. 1992. Vol. 28. P. 151‒179.

  65. Vielzeuf D., Montel J.M. Partial melting of metagreywackes. Part I. Fluid-absent experiments and phase relationship // Contrib. Mineral. Petrol. 1994. Vol. 117. P. 375–393

  66. Wang C., Zhang J.H., Li M., Li R.S., Peng Y. Generation of ca. 900–870Ma bimodal rifting volcanism along the southwestern margin of the Tarim Craton and its implications for the Tarim-North China connection in the Early Neoproterozoic // J. Asian Earth Sci. 2015. Vol. 113. P. 610–625.

  67. Wang B., Liu H., Shu L., Jahn B.-M., Chung S., Zha Y., Liu D. Early Neoproterozoic crustal evolution in Northern Yili Block: insights from migmatite, orthogneiss and leucogranite of the Wenquan metamorphic complex in the NW Chinese Tianshan // Precambrian Research. 2014. Vol. 242. P. 58–81.

  68. Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites-geochemical char-acteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. Vol. 95. P. 407–419.

  69. Watson E.B., Harrison T.M. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types //Earth Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 64. P. 295–304.

  70. Whilliams I.S. U–Th–Pb Geochronology by Ion Microprobe // Rev. Econom. Geol. 1998. Vol. 7. P. 1–35.

  71. Xu B., Jian P., Zheng H., Zou H., Zhang L., Liu D. U‒Pb zircon geochronology and geochemistry of Neoproterozoic volcanic rocks in the Tarim Block of northwest China: Implications for the breakup of Rodinia supercontinent and Neoproterozoic glaciations // Precambrian Research. 2005. Vol. 136. P. 107–123.

  72. Zhang C.-L., Li X.-H., Li Z.-X., Lu S.-N., Ye H.-M., Li H.-M. Neoproterozoic ultramficmafic-carbonatite complex, granitoids in Quruqtagh of northeastern Tarim Block, western China: geochronology, geochemistry and tectonic implications // Precambrian Research. 2007. Vol. 152. P. 149–169.

  73. Zhang C.-L., Li Z.-X., Li X.-H., Ye H.-M. Neoproterozoic mafic dyke swarms at the northern margin of the Tarim Block, NW China: Age, geochemistry, petrogenesis and tectonic implications // J. Asian Earth Sci. Vol. 35. P. 167–179.

  74. Zhang C.L., Zou H.B., Li H.K., Wang H.Y. Multiple phases of Neoproterozoic ultramafic-mafic complex in Kuruqtagh, northern margin of Tarim: Interaction between plate subduction and mantle plume? // Precambrian Research. 2012. Vol. 222–223. P. 488–502.

  75. Zhang C.-L., Li H.-K., Santosh M., Li Z.-X., Zou H.-B., Wang H., Ye H. Precambrian evolution and cratonization of the Tarim Block, NW China: Petrology, geochemistry, Nd-isotopes and U–Pb zircon geochronology from Archaean gabbro-TTG–potassic granite suite and Paleoproterozoic metamorphic belt // J. Asian Earth Sci. 2012. Vol. 47. P. 5‒20.

  76. Zhang C.L., Ye X.T., Zou H.B., Chen X.Y. Neoproterozoic sedimentary basin evolution in southwestern Tarim, NW China: New evidence from field observations, detrital zircon U-Pb ages and Hf isotope compositions // Precambrian Research. 2016. Vol. 280. P. 31–45.

  77. Zhang C.L., Ye X.T., Ernst R.E., Zhong Y., Zhang J., Li H.K., Long X.P. Revisiting the Precambrian evolution of the Southwestern Tarim terrane: Implications for its role in Precambrian supercontinents // Precambrian Research. 2019. Vol. 324. P. 18–31.

  78. Zhao G.C., Wang Y.J., Huang B.C., Dong Y.P., Li S.Z., Zhang G.W., Yu S. Geological reconstructions of the East Asian blocks: From the breakup of Rodinia to the assembly of Pangea // Earth Sci. Rev. 2018. Vol. 186. P. 262–286.

  79. Zheng B., Zhu W., Ge R., Wu H., He J., Lu Y. Proterozoic tectonic evolution of the Tarim Craton: New insights from detrital zircon U‒Pb and Lu‒Hf isotopes of metasediments in the Kuruktag area // Precambrian Research.2020. Vol. 346. P. 105788.

  80. Zhou T., Ge R., Zhu W., Wu H. Is there a Grenvillian orogen in the southwestern Tarim Craton? // Precambrian Research. 2021. Vol. 354. P. 409–424.

  81. Zhu W., Zheng B., Shu L., Ma D., Wu H., Li Y., Huang W., Yu J. Neoproterozoic tectonic evolution of the Precambrian Aksu blueschist terrane, northwestern Tarim, China: Insights from LA-ICP-MS zircon U–Pb ages and geochemical data // Precambrian Research. 2011. Vol. 185. P. 215–230.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Геотектоника

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал