Геотектоника, 2023, № 1, стр. 3-47

Шатский массив

Шатский массив располагается на самом севере палеозоид Казахстана, его северная часть перекрыта мезозойско-кайнозойскими осадочными толщами чехла Западно-Сибирской плиты. Большая часть Шатского массива сложена кварцитами и сланцами кокчетавской серии неопротерозойского возраста [8].

На северо-востоке массива значительные площади занимает толща метаморфизованных вулканогенно-осадочных пород основного и кислого состава, выделяемая как даутская свита, которая традиционно относилась к верхнему докембрию [7, 8, 31, 51]. В разрезе этой свиты ранее отмечалось присутствие высокоглиноземистых базальтов, характерных для надсубдукционных комплексов, вулканитов и туфов кислого состава [7].

Даутская свита обнажена на северо-востоке Шатского массива по долинам рек Карашат, Шат и правому притоку р. Ащысу (см. рис. 1). Наиболее полный разрез свиты вскрывается в нижнем течении р. Карашат к югу от пос. Ленинградское (рис. 2).

Рис. 2.

Схема геологического строение нижнего течения р. Карашат к югу от пос. Ленинградское (северо-восток Шатского массива). Положение см. на рис. 1. 1 ‒ кайнозойские отложения; 2 – средне-верхнеордовикские песчаники и алевролиты; 3‒4 – нижне-среднеордовикские толщи: 3 – туфы основного состава, 4 – кремни и фтаниты; 5 ‒ нижнеордовикская свита тассу: трахириолиты, туфы и туфопесчаники кислого состава; (6‒9) нижнеордовикская даутская свита: 6‒8 – верхняя подсвита: 6 – филлиты и туффиты, 7 – туфы кислого состава с потоками риолитов, 8 – риолиты с прослоями туфов кислого состава, 9 – нижняя подсвита (базальты и их туфы с потоками риолитов и прослоями туфов кислого состава); 10‒11 – позднеордовикские интрузивные породы: 10 – габбро-диориты и гранодиориты, 11 – гранодиориты и граниты; 12 – разрывные нарушения; 13 – элементы залегания слоистости; 14 – места отбора проб для геохронологических исследований и их номера

Нижняя подсвита сложена рассланцованными плагиоклазовыми базальтами и кристаллокластическими туфами основного состава, среди которых встречаются редкие потоки риолитов и прослои кристаллокластических туфов кислого состава. Базальты сохраняют реликтовую порфировую структуру с вкрапленниками плагиоклаза (лабрадор), которые погружены в мелкозернистый гранобластовый агрегат основной массы, сложенный плагиоклазом, клиноцоизитом, актинолитом, хлоритом.

В низах верхней подсвиты преобладают рассланцованные риолиты с реликтовой порфировой структурой. Вкрапленники в них представлены кварцем, плагиоклазом (альбит, альбит-олигоклаз) и щелочным полевым шпатом, содержания которых изменяются в широких пределах. Основная масса образована мелкозернистым лепидогранобластовым агрегатом кварца, полевого шпата, серицита, биотита и хлорита, циркона, апатита и сфена.

Выше по разрезу кислые эффузивы чередуются с лито-, кристалло- и витрокристаллокластическими туфами кислого состава, содержащими обломки кварца и каолинитизированного вулканического стекла, а также ‒ с фельзитами. Разрез верхней подсвиты даутской свиты завершается пачкой тонко расслацованных филлитов. Породы даутской свиты, особенно в верхней части ее разреза, неравномерно деформированы, поэтому ее мощность может быть оценена только приблизительно в 1000‒1200 м.

Органические остатки в породах даутской свиты отсутствуют, поэтому для установления ее возраста были проведены U‒Pb геохронологические исследования акцессорного циркона из вулканитов и туфов кислого состава. Для циркона из рассланцованных кислых вулканитов нижней части верхней подсвиты была получена U‒Pb оценка возраста их кристаллизации 486 ± 5 млн лет (ID-TIMS) (см. рис. 2 проба Z-12 304).

Для циркона из туфов кислого состава верхней части верхней подсвиты получены U‒Pb оценки возраста (см. рис. 2):

– 486 ± 7 млн лет (ID-TIMS), проба Z-1067;

– 477 ± 2 млн лет (SHRIMP II), проба Z-1807 (по [38]).

Оценки возраста кристаллизации акцессорного циркона из различных частей разреза верхней подсвиты даутской свиты, полученные разными методами, близки и, в целом, соответствуют тремадокскому ярусу нижнего ордовика [48].

Степнякская зона

Степнякская зона располагается к югу от Шатского массива и протягивается в субмеридиональном направлении более чем на 250 км, на западе она ограничена Кокчетавским, а на востоке – Ишкеольмесским докембрийскими массивами (см. рис. 1). Степнякская зона в основном сложена средне-верхнеордовикскими вулканогенно-осадочными и флишевыми толщами, более древние образования распространены на относительно небольших участках в ее западной части – окрестности горы Келиншек и нижнее течение руч. Тассу, а также на севере – вблизи границы с Шатским массивом – к северо-западу от пос. Туполевка, в районе оз. Матсор, месторождения Жаналык и по р. Кара-Шат (см. рис. 1).

Докембрийские комплексы в Степнякской зоне нашими исследованиями не установлены. Однако в результате предшествующих работ среди гранодиоритов позднеордовикского Крыккудукского плутона в восточной части зоны были выявлены ксеноблоки, сложенные плагиогнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, кварцитами, кальцифирами альмандин-амфиболитовой фации и гранито-гнейсами (см. рис. 1). Эти породы сопоставляются с мезопротерозойскими комплексами Ишкеольмесского массива [1].

Присутствие докембрийских образований в фундаменте Степнякской зоны также подтверждается находками ксеногенных цирконов в гранитоидах одноименного позднеордовикского интрузива, который находится в западной части зоны в окрестностях пос. Степняк и прорывает терригенные толщи среднего-верхнего ордовика (см. рис. 1). В гранодиоритах, наряду с зернами циркона раннепалеозойского возраста, обнаружены кристаллы циркона, имеющие ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст в интервале от 983 до 3888 млн лет. При этом встречено несколько зерен с возрастом 2300‒2600 млн лет, а ядро наиболее древнего циркона имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст 3888 ± 1 млн лет [66].

Таким образом, можно предполагать, что фундамент Степнякской зоны сложен различными докембрийскими, в том числе раннедокембрийскими, образованиями, почти не обнаженными на современном эрозионном срезе.

Комплексы, возраст которых охватывает интервал верхов кембрия‒низов ордовика, в Степнякской зоне представлены толщей осадочных брекчий, а также вулканогенными и вулканогенно-обломочными породами кислого состава повышенной щелочности, которые объединяются в свиту тассу. К плутоническим образованиям этого возрастного диапазона также относятся кварцевые монцодиориты и субщелочные граниты тассуйского комплекса.

Толща осадочных брекчий. Толща выделяется на небольшом участке к востоку от оз. Матсор (рис. 4). Здесь она сложена осадочными брекчиями и конглобрекчиями, состоящими из обломков кварцитов, кварцито-сланцев и мраморизованных известняков, последние также слагают глыбы размером до 10‒15 м. Мощность толщи несколько сот метров. Породы толщи прорваны разного размера телами риолитов и дацитов, которые по составу близки к вулканитам свиты тассу, занимающей более высокое структурное положение.

Рис. 3.

Схема геологического строения низовьев р. Тассу и окрестностей горы Келиншек (западная часть Степнякской зоны). Положение см. на рис. 1. 1 – кайнозойские отложения; 2 – средне-верхнеордовикские терригенные толщи; 3 – среднеордовикские эффузивы среднего состава; 4‒5 – нижне-среднеордовикские толщи: 4 – афировые базальты, 5 ‒ кремнистые алевролиты, кремни, яшмы; 6‒8 – нижнеордовикская свита тассу: 6 – туфобрекчии, туфоконгломераты, риолиты, риодациты; 7 – раннеордовикские субвулканические тела: а – трахидацитов, б – риолитов; 8 – силурийские (?) граниты; 9‒10 – позднеордовикские: 9 – гранодиориты, 10 – субвулканические тела риолитов; 11 – среднеордовикские габбро-диориты; 12 – раннеордовикские граносиениты и щелочные граниты; 13 – разрывные нарушения: а ‒ надвиги, б ‒ прочие прослеженные, в ‒ предполагаемые (под кайнозойскими отложениями); 14 – местонахождения конодонтов; 15 ‒ место отбора пробы для U‒Pb геохронологических исследований и полученная оценка возраста риолитов свиты тассу (по [51]); 16 – место отбора пробы для геохронологических исследований и ее номер

Рис. 4.

Схема геологического строения окрестностей оз. Матсор (северная часть Степнякской зоны). Положение см. на рис. 1. 1 – кайнозойские отложения; 2 – среднеордовикская терригенные породы: а ‒ песчаники и алевролиты, б – конгломераты; 3 – среднеордовикские туфы и лавобрекчии средне-основного состава; 4 – нижне-среднеордовикские кремнистые породы; 5 – нижнеордовикская риолиты, трахириолиты свиты тассу, в том числе субвулканические тела; 6 – верхнекембрийские (?) осадочные брекчии и конглобрекчии с глыбами мраморизованных известняков; 7 – неопротерозойские кварциты кокчетавской серии; 8 – палеозойские гранодиориты; 9 – разрывные нарушения; 10 – местонахождения конодонтов

Осадочные породы и прорывающие их тела подверглись значительным метасоматическим изменениям и выветриванию. Контакты толщи с породами свиты тассу и кремнистыми породами нижнего ордовика не обнажены. По аналогии с близкими по составу терригенными толщами восточной части Кокчетавского массива толща осадочных брекчий условно может быть отнесена к верхам кембрия.

Свита тассу. Свита тассу в стратотипической местности – окрестностях горы Келиншек и нижнем течение руч. Тассу слагает ядро крупной Котырколь-Мамайской антиклинали (см. рис. 3). В этом районе свита тассу сложена в основном крупногалечными и валунными туфоконгломератами и туфобрекчиями, состоящими из обломков (до 1 м) афировых и мелкопорфировых, часто флюидальных, эффузивов риолитового, трахириолитового и трахидацитового состава.

Реже отмечаются лавы и игнимбритоподобные породы трахириолитового и трахидацитового состава. Мощность вулканогенно-обломочного разреза достигает 1000‒1500 м. Среди туфобрекчий встречаются различные по размеру субвулканические тела порфировых риолитов и трахидацитов. К северу от горы Келиншек свита тассу перекрыта красными кремнистыми алевролитами, яшмами, желтыми и серыми слоистыми кремнями общей мощностью не более 200 м, в которых собраны конодонты позднефлоско-раннедапинского возраста [10, 51].

На севере Степнякской зоны свита тассу распространена на нескольких участках вблизи границы с Шатским массивом.

К северо-западу от пос. Туполевка на небольшой площади обнажены мелкопорфировые трахиандезиты и трахидациты мощностью до 300 м, структурно выше вулканитов располагаются красные кремнистые алевролиты и яшмы с конодонтами позднефлоско-дапинского возраста (см. рис. 1).

Восточнее – в окрестностях оз. Матсор ‒ в строении свиты тассу участвуют массивные и сферолитовые мелкопорфировые риолиты, риодациты и дациты мощностью несколько сот метров (см. рис. 1, см. рис. 4). Более низкое структурное положение в этом районе занимают толща осадочных брекчий, условно относимая к верхам кембрия, и слюдистые кварциты кокчетавской серии неопротерозоя. Толща осадочных брекчий и кислые эффузивы свиты тассу к югу от оз. Матсор перекрываются красными и желтыми яшмами, кремнистыми алевролитами и кремнями, содержащими конодонты, возраст которых охватывает интервал от низов флоского яруса нижнего ордовика до низов дарривильского яруса среднего ордовика.

Далее на восток‒ в верховьях рек Карашат и Жанасу и в районе месторождения Жаналык ‒ свита тассу распространена на значительной площади, но обнажена только карьерах и небольших коренных выходах.

В верховьях рек Карашат и Жанасу свита тассу сложена флюидальными эффузивами и туфами риолитового и трахириолитового состава мощностью около 500 м, с которыми связаны субвулканические тела порфировых риолитов.

В окрестностях поселка и месторождения Жаналык нижняя часть разреза свиты тассу представлены измененными кислыми эффузивами, которые вверх сменяются чередованием лав, туфов и туфобречий кислого состава, игнимбритов и флюидальных щелочных трахидацитов и трахириолитов (см. рис. 1, рис. 5).

Рис. 5.

Схема геологического строения окрестностей поселка и месторождения Жаналык (северная часть Степнякской зоны), (по данным [4], с изменениями и дополнениями). Положение см. на рис. 1. 1 – средне-верхнеордовикские эффузивы и туфы основного состава, туфопечаники; 2‒3 – нижнеордовикская свита тассу: 2 – туфы и туфобречии кислого состава, игнимбриты, и флюидальные щелочные трахидациты и трахириолиты, 3 – эффузивы кислого состава; 4 – субвулканические тела средне-основного состава; 5 – кварц-барит-сульфидные рудные тела; 6 – разрывные нарушения; 7 – место отбора пробы для геохронологических исследований и ее номер

Эти породы обладают слабопорфировой структурой, обусловленной редкими вкрапленниками ортоклаз-пертита, погруженными в кварц-полевошпатовую основную массу с фельзитовой микроструктурой. Общая мощность вулканитов здесь достигает 1000 м. К верхам разреза здесь приурочены кварц-барит-сульфидные рудные тела с золото-барит-полиметалическим орудненением [4]. К югу от месторождения Жаналык структурно выше флюидальных кислых эффузивов свиты тассу располагаются вулканиты и терригенные породы среднего-верхнего ордовика (см. рис. 5).

Восточные выходы свиты тассу на севере Степнякской зоны расположены вблизи границы с Шатским массивом – на правом берегу р. Карашат в 6.5 км южнее пос. Ленинградское (см. рис. 1, см. рис. 2). Ранее эти породы относились к шатской толще, возраст которой принимался либо позднедокембрийским, либо средне-позднекембрийским [28, 51]. Здесь свита тассу сложена риолитами и трахириолитами с редкими прослоями литокластических туфов и туфопесчаников кислого состава общей мощностью 500‒600 м. Трахириолиты обладают порфировой структурой и раскристаллизованной кварц-полевошпатовой основной массой. Среди вкрапленников преобладает кварц (до 50%), в меньшей степени ортоклаз-пертит и плагиоклаз (альбит-олигоклаз).

Контакт кислых вулканитов свиты тассу с филллитовыми сланцами и рассланцованными кислыми туфами даутской свиты, которые относятся к комплексам Шатского массива, рассматривается как тектонический, описанные ранее [28] базальные полимиктовые конгломераты, обнаружены не были. Структурно выше вулканитов залегают сильно окварцованные серые и черные кремни, чередующиеся с полосчатыми фтанитами мощностью около 100 м, которые вверх по разрезу сменяются туфами основного состава. В кремнях собраны конодонты плохой сохранности.

В породах свиты тассу отсутствуют органические остатки, из-за недостаточной обнаженности ее соотношения с ордовикскими комплексами исследователями трактовались по-разному и в различных публикациях вулканиты свиты тассу относились верхнему протерозою [7, 28], кембрию [1, 5], нижнему ордовику [8, 22] или к силур-у‒девону [23, 39].

Первые U‒Pb оценки возраста пород свиты тассу были получены авторами несколько лет назад для субвулканических порфировых риолитов, прорывающих туфоконгломераты на участке к северу от горы Келиншек (см. рис. 3). U‒Pb возраст кристаллизации этих пород составляет 483 ± ± 5 млн лет (ID-TIMS) и соответствует тремадокскому ярусу нижнего ордовика [10, 51]. В ходе дальнейших исследований были получены новые U‒Pb данные о возрастах акцессорного циркона из кислых вулканитов свиты тассу в северной части Степнякской зоны (см. рис. 2, рис. 6).

Рис. 6.

Схема геологического строения восточной части Кокчетавского массива (район озер Большое и Малое Чебачье, пос. Вороновка, Александровка). Положение см. на рис. 1. 1 – кайнозойские отложения; 2 ‒ конгломераты верхнего (?) ордовика; 3 ‒ кремнистые породы нижнего ордовика; 4‒8 – кембрийские толщи: 4 –валунных конгломератов и осадочных брекчий, 5 – вороновская, 6 – кылшактинская, 7 – озерная, 8 – майбалыкская; 9 – кварциты кокчетавской серии неопротерозоя; 10 – гнейсы и кристаллические сланцы мезопротерозоя; 11 – граниты позднего силура; 12 – надвиги: а ‒ прослеженные, б ‒ предполагаемые (под чехлом кайнозойских отложений); 13 – прочие разрывные нарушения: а ‒ прослеженные, б ‒ предполагаемые (под чехлом кайнозойских отложений); 14 –местонахождения конодонтов раннего ордовика

Для циркона из флюидальных щелочных трахидацитов в верхней части разреза свиты тассу в районе месторождения Жаналык (см. рис. 5, проба D-11128) была получена оценка возраста 475 ± ± 4 млн лет (SHRIMP II), а для трахириолитов по р. Карашат (см. рис. 2, проба Z-1805) – 478 ± ± 2 млн лет (SHRIMP II), соответствующие верхам тремадокского-низам флоского ярусов нижнего ордовика.

Таким образом, все полученные оценки возраста вулканических пород свиты тассу в пределах ошибок совпадают и охватывают интервал всего тремадокского яруса нижнего ордовика.

Тассуйский гранитоидный комплекс. Этот комплекс выделялся в Степнякской зоне как силурийский [1, 27] или позднедевонский [26], при этом в его состав включались интрузивы, прорывающие как ордовикские, так и более древние комплексы.

В последние годы для наиболее крупного Аралаульского плутона, который ранее относился к этому комплексу и прорывает ордовикские вулканогенно-осадочные толщи, была получена U‒Pb оценка возраста 420 ± 4 млн лет (ID-TIMS), соответствующая второй половине силура [13].

Более мелкие интрузивы, входящие в состав тассуйского комплекса, прорывают вулканиты свиты тассу в восточной части Котырколь-Мамайской антиклинали (см. рис. 3).

Наиболее крупным является Тассуйский плутон, сложенный кварцевыми монцодиоритами и субщелочными гранитами. Для крупнозернистых субщелочных гранитов этого плутона, обнаженных в русле руч. Тассу (см. рис. 3, проба Z-14 198), получена оценка возраста их кристаллизации 472 ± 1 млн лет (ID-TIMS), соответствующая флоскому ярусу нижнего ордовика.

Восточная часть Кокчетавского массива

Кокчетавский массив с запада обрамляет Степнякскую зону и является одной из наиболее крупных структур Северного Казахстана. Массив в основном сложен докембрийскими в различной степени метаморфизованными образованиями, также большие площади в его пределах занимают ранне- и среднепалеозойские гранитоиды. Вулканогенно-осадочные и плутонические комплексы верхов кембрия-низов ордовика распространены ограничено, они хорошо обнажены и наиболее полно изучены в восточной части Кокчетавского массива [51].

Стратифицированные комплексы, рассматриваемого возрастного интервала, здесь распр-остранены по берегам озер Большого и Малого Чебачьих, Майбалык, Алаколь и р. Кылшакты, в окрестностях пос. Вороновка, Брусиловка (см. рис. 6).

В этом районе нижнепалеозойские образования в основном имеют тектонические соотношения друг с другом и вместе с докембрийскими ортогнейсами и кварцитами участвуют в строении пакета тектонических пластин северо-западного и субширотного простираний (см. рис. 6). Стратифицированные комплексы верхов кембрия‒низов ордовика представлены терригенными, в том числе грубооблочными и кремнисто-терригенными, разрезами, а также вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами.

Терригенные комплексы. Они представлены кремнисто-терригенной вороновской толщей и толщей валунных конгломератов и осадочных брекчий.

Кремнисто-терригенная вороновская толща. Эта толща распространена к северу и северо-западу от пос. Вороновка, к юго-западу от пос. Кенесары (см. рис. 6). Толща имеет только тектонические соотношения с другими комплексами, ее структура характеризуется сочетанием узких изоклинальных наклонных и лежачих складок, осложненных как крутопадающими, так и пологими разломами.

В нижней части разреза преобладают кремнистые алевролиты, серые кремни и фтаниты, которые не закономерно чередуются с осадочными брекчиями и песчаниками, выше наблюдаются отчетливые ритмы с градационной слоистостью мощностью от 0.5 до 1 м от мелкообломочных брекчий и грубозернистых песчаников до кремнистых алевролитов и кремней. Мелкообломочные брекчии состоят из слабоокатанных и неокатанных обломков кварцитов и кварцито-сланцев, реже кремней, размером от 4 мм до 0.2 мм. Встречаются единичные обломки зерен белой слюды, турмалина, циркона и рутила. Брекчии вверх по разрезу сменяются грубозернистыми песчаниками, обломки в которых сложены теми же породами. Верхи ритмов образованы слюдистыми алевролитами, аргиллитами и серыми полупрозрачными кремнями, насыщенными спикулами губок. В верхах нижней части разреза преобладают кремнистые алевролиты, переслаивающиеся с редкими прослоями песчаников.

Верхняя и нижняя части разреза разделяются слоем осадочных брекчий и конглобрекчий (3‒5 м), крупные обломки в которых представлены почти не окатанными глыбами (до 1‒2 м) серых и черных слоистых кремней, а в песчанистом цементе преобладают обломки кварцитов и сланцев. Вверх по разрезу брекчии сменяются крупно-среднезернистыми кварцево-слюдистыми песчаниками (до 2 м), а затем чередованием плитчатых кремнистых алевролитов и полупрозрачных глинистых кремней (>30 м). В наиболее кремнистых пачках верхней части разреза были обнаружены многочисленные спикулы губок [51].

Толща валунных конгломератов и осадочных брекчий. Эта толща распространена на северном и юго-восточном берегах оз. Малое Чебачье и к северу от оз. Алаколь (см. рис. 6, рис. 7, а). По берегам оз. Малое Чебачье толща сложена чередованием пачек полимиктовых валунных, крупно- и мелкогалечных конгломератов и песчаников различной зернистости, содержащими прослои алевролитов. На юго-восточном берегу оз. Малое Чебачье грубообломочные породы вверх по разрезу сменяются туфопечаниками. Общая мощность толщи достигает 500 м.

Рис. 7.

Схема геологического строения района распространения верхнекембрийских терригенных и вулканогенно-осадочных толщ в восточной части Кокчетавского массива по северо-восточному берегу озера Малое Чебачье (а) и на перешейке между озерами Малое Чебачье и Майбалык (б). Положение см. на рис. 6. 1 – кайнозойские отложения; 2‒3 – озерная толща: 2 – кремнистые туффиты и вулканомиктовые песчаники, 3 – тела лапрофиров основного и среднего состава; 4 ‒ кылшактинская толща; 5‒6 – майбалыкская толща: 5 – туфоалевролиты и туффиты, 6 ‒ туфоконгломераты основного состава с прослоями туфопесчаников; 7 – толща валунных конгломератов и осадочных брекчий; 8 – кварциты, сланцы и мраморы кокчетавской серии неопротерозоя; 9 ‒ ортогнейсы и кристаллические сланцы мезопротерозоя; 10 – местонахождение а ‒ конодонтов, б ‒ разрывные нарушения; 11 – место отбора пробы для геохронологических исследований и ее номер

Для пород толщи характерна не всегда четко проявленная градационная слоистость, валуны и гальки в конгломератах почти всегда хорошо окатаны. Чаще всего они сложены кварцитами (размером до 1 м), которые иногда слагают глыбы протяженностью до 10‒15 м при ширине 3‒5 м. Реже встречаются гальки и валуны ортогнейсов, мраморизованных известняков и среднезернистых субщелочных гранитов (до 1 м). Также присутствуют валуны порфировых базальтов (до 20 см), ингимбритоподобных эффузивов кислого состава (до 1 м), лейкократовых гранит-порфиров, алевролитов, туфоалевролитов и мелкогалечных конгломератов (до 50‒70 см), состоящих из хорошо окатанных галек кварцитов, кварцито-сланцев и гранит-порфиров. Цемент конгломератов образован обломками гранитоидов, кварцитов, кварцито-сланцев, алевролитов размером 1.5‒2 мм. Встречаются отдельные зерна полевых шпатов, кварца, слюды, турмалина, рутила.

К северу от оз. Алаколь грубообломочные породы, вероятно, стратиграфически перекрывают докембрийские кварциты и сланцы (см. рис. 6). Здесь в разрезе толщи большую роль играют песчаники и алевролиты, которые чередуются с пачками осадочных брекчий, состоящих из неокатанных обломков слюдистых сланцев, кварцитов и мраморированных известняков различного размера. В песчаниках и брекчиях отмечаются редкие глыбы кварцитов размером до 5 м. Здесь для всей толщи, мощность которой достигает нескольких сот метров, характерна хорошо проявленная градационная слоистость.

Органических остатков в разрезе рассматриваемой толще не обнаружено, ранее на основании косвенных данных она относилась к верхам нижнего-среднему кембрию [51].

В результате дополнительных исследований была получена оценка возраста субщелочных гранитов, слагающих валун в конгломератах на северном берегу оз. Малое Чебачье (см. рис. 7, а; проба Z-1326). Граниты, возраст которых составляет 495 ± 1 млн лет, что соответствует середине верхнего кембрия, обладают среднезернистой, гипидиоморфнозернистой, с участками порфировидной, структурой, обусловленной более крупными выделениями ортоклаза (до 40%) в сравнении с плагиоклазом (олигоклаз) (20‒25%) и кварцем (~20%), темноцветные минералы представлены хлоритизированными реликтами роговой обманки и биотита.

Полученная оценка возраста определяет нижний возрастной предел накопления толщи валунных конгломератов и осадочных брекчий.

Вулканогенно-осадочные комплексы. Они представлены вулканогенными (кылшактинская), туфогенными и вулканогенно-обломочными (майбалыкская), а также кремнисто-вулканомиктовыми (озерная) толщами, характерной особенностью которых является единство состава эффузивов и их производных во всех толщах.

Кылшактинская толща. Эта толща обнажена к югу от оз. Алаколь, на северо-западном берегу оз. Малое Чебачье, к северо-западу и северу от пос. Вороновка по р. Кылшакты, ‒ толща сложена калиевыми трахибазальтами и содержит дайки высокощелочных лампрофиров основного состава (см. рис. 6).

Среди трахибазальтов преобладают разности, содержащие значительное количество вкрапленников (до 45%) Ti-авгита и биотита, реже калинатрового полевого шпата, гломеропорфировые сростки Ti-авгита и ксенолиты плагиоклазовых клинопироксенитов и монцогаббро, погруженные в мелкозернистую основную массу, сложенную плагиоклазом, калинатровым полевым шпатом, моноклинным пироксеном и биотитом. Реже встречаются слабопорфировые разности биотитовых и клинопироксеновых базальтов. С эффузивами ассоциируют лавобрекчии, сложенные обломками и брекчированными фрагментами слабо- и сильнопорфировых базальтов. Общая мощность толщи несколько сот метров.

Майбалыкская толща. Эта толща обнажена на перемычке между озерами Большое и Малое Чебачье, в обрывах правого берега р. Кылшакты у пос. Кенесары и к северо-западу от пос. Брусиловка (см. рис. 6).

Нижняя часть разреза толщи мощностью более 600 м состоит из мощных пачек туфоконгломератов, миндалекаменных кристалло- и литокластических туфов основного состава, чередующихся с маломощными прослоями туфопесчаников и туфоалевролитов (см. рис. 7, б). Для отдельных интервалов разреза характерна градационная слоистость. Обломки образованы порфировыми базальтами с вкрапленниками плагиоклаза и Ti-авгита, которые погружены в основную массу из плагиоклаза и калиевого полевого шпата. Они, как правило, неплохо окатаны, а их размеры могут достигать 50‒70 см. Туфы сложены обломками клинопироксенов, афировых, реже клинопироксен-порфировых базальтов и граносиенит-порфиров. Верхи разреза толщи мощностью 150‒200 м сложены в основном зелеными и вишневыми туфопесчаниками, туфолевролитами и туффитами, среди которых иногда встречаются пачки грубых туфоконгломератов основного состава мощностью до 10‒20 м. К северо-западу от пос. Брусиловка среди туфоалевролитов и туфопесчаников отмечаются редкие прослои среднезернистых кварцевых песчаников.

Озерная толща. Эта толща обнажена на западном берегу оз. Большое Чебачье и на северо-западном берегу оз. Малое Чебачье (см. рис. 6).

В основании ее разреза залегают алевролиты и мелкозернистые песчаники, которые сменяются грубообломочными лито- и кристаллокластическими туфами основного состава с параллельно-линзовой текстурой, обусловленной обтеканием крупных (до 4 мм) обломков клинопироксена, реже плагиоклаза, мелкообломочными кристаллокластическими туфами с обломками амфибола и клинопироксена, туфоалевролитами, а затем пачкой слабослоистых алевролитов. Мощность этой части разреза составляет не более 60‒70 м.

Далее разрез наращивается часто переслаивающимися серыми кремнистыми туффитами, черными туфоалевролитами, туфопесчаниками, вулканомиктовыми алевролитами, песчаниками, гравелитами с обломками клинопироксена общей мощностью до 200‒300 м.

Характерной особенностью вулканомиктовых песчаников и алевролитов является присутствие среди обломков разложенного вулканического стекла, фрагментов и кристаллов Ti-авгита, а также порфировых базальтов. Для всей толщи характерна градационная слоистость, ритмы начинаются грубыми вулканомиктовыми песчаниками и гравелитами, а заканчиваются кремнистыми туффитами. Среди этих пород встречаются маломощные (20‒50 см) силлы субщелочных лампрофиров основного состава (см. рис. 7, а).

Их афировые разности сложены плагиоклазом, калинатровым шпатом, биотитом и амфиболом, в порфировых разностях вкрапленники образованы амфиболом и биотитом, также встречаются вкрапленники и гломеропорфировые сростки Ti-авгита и апатита. Для лампрофиров характерно присутствие ксенолитов плагиоклазовых клинопироксенитов, монцогаббро и монцонитов.

Для щелочных вулканитов кылшактинской толщи по биотиту была получена ⁴⁰Ar/³⁹Ar оценка возраста их формирования 479 ± 4 млн лет (тремадокский ярус нижнего ордовика), а в кремнистых туффитах озерной толщи собраны спикулы губок и небольшие элементы прото- и параконодонтов относительно плохой сохранности, что позволяет определить возраст толщи не точнее, чем верхи среднего–поздний кембрий [51].

Плутонические комплексы позднего кембрия‒ начала ордовика на востоке Кокчетавского массива. Эти комплексы выявлены вблизи его границы со Степнякской зоной – в окрестностях пос. Жанаталап, Кумкосяк и Маданиет, где широко распространены плутоны габброидов и гранитоидов (см. рис. 6). Эти плутоны приурочены к ядрам антиклиналей и прорывают ортогнейсы, а с кварцитами имеют только тектонические соотношения. Структурно выше метаморфических и плутонических пород залегают осадочные брекчии с обломками подстилающих пород, чередующиеся с красными яшмами, кремнистыми алевролитами, зелеными кремнистыми туффитами и песчаниками, содержащими конодонты середины флосского яруса нижнего ордовика-низов дапинского яруса среднего ордовика.

Среди плутонических пород в рассматриваемом районе выделяются габбро-плагиогранитный жанаталапский и гранит-гранодиоритовый карловский комплексы.

Жанаталапский комплекс. Он объединяет два протяженных плутона к юго-западу и северо-востоку от пос. Жанаталап и ряд более мелких тел (рис. 8).

Рис. 8.

Схема геологического строения окрестностей пос. Жанаталап и Кумкосяк. Положение см. на рис. 1. 1 – кайнозойские отложения; 2‒4 – туфо-терригенная толща среднего-верхнего ордовика: 2 – туфопесчаники, 3 – чередование алевролитов и песчаников, 4 – кварцевые песчаники; 5–7 – кремнисто-терригенная толща нижнего-среднего ордовика: 5 – чередование красных яшм, кремнистых алевролитов и туффитов, с прослоями осадочных брекчий и песчаников, 6 – осадочные брекчии, 7 – конгломераты; 8 – кварциты кокчетавской серии неопротерозоя; 9 – ортогнейсы, кристаллические сланцы и амфиболиты; 10 – гранодиориты, граниты карловского комплекса; 11 – габбро и габбро-пироксениты с телами плагиогранитов жанаталапского комплекса; 12 ‒ серпентиниты и серпентинитовые сланцы; 13 – разрывные нарушения: а ‒ надвиги, б ‒ прочие; 14 – место отбора пробы для U‒Pb геохронологических исследований и полученная оценка возраста габбро жанаталапского комплекса (по [51]); 15 – местонахождение конодонтов

Плутоны в основном сложены слабо полосчатыми и массивными амфиболизированными габбро, реже встречаются пироксениты, серпентинизированными перидотиты, габбро-пироксениты. Среди габброидов присутствуют небольшие дайкообразные тела плагиогранитов и плагиоклазитов. Для габбро жанаталапского комплекса получена U‒Pb оценка возраста их кристаллизации – 489 ± 2 млн лет, соответствующая самым верхам позднего кембрия [51].

Карловский комплекс. В этот комплекс входят Карловский плутон, интрузивы к северо-западу и северо-востоку от пос. Кумкосяк, к юго-востоку от пос. Жанаталап и ряд более мелких тел, прорывающих габброиды жанаталапского комплекса (см. рис. 1, см. рис. 8).

В строении относительно крупных интрузивов этого комплекса, преобладают катаклазированные, часто рассланцованные, роговообманковые монцодиориты и гранодиориты, реже встречаются биотитовые граниты, лейкограниты и габброиды.

Небольшие тела, прорывающие габбро, сложены только гранитами. Гранитоиды прорывают габбро жанаталапского комплекса, относящиеся к самым верхам позднего кембрия, и перекрываются кремнисто-терригенной толщей с конодонтами верхов флоского яруса нижнего ордовика, алевролиты и глинистые яшмы которой содержат обломки гранитоидов. На основании анализа этих данных мы полагаем, что возраст гранитоидов карловского комплекса является тремадокским [51].

Риолиты и риолитовые туфы даутской свиты

Для установления возраста пород нижней части верхней подсвиты проведены геохронологические исследования акцессорного циркона, выделенного из рассланцованных кислых вулканитов (см. рис. 2; проба Z-12 304: 53°29′27.2″ с.ш., 71°34′59.3″ в.д.).

Он представлен идиоморфными и субидиоморфными призматическими и короткопризматическими кристаллами, размер которых не превышает 75 мкм (Кудл = 1.4–2.4). Огранка определяется комбинацией призм {100}, {110} и дипирамид {111}, {112}, {101} (рис. 9, VII–IX).

Рис. 9.

Микрофотографии кристаллов циркона из пород верхней подсвиты даутской свиты. Выполнено на сканирующем электронном микроскопе ABT-55 в режиме вторичных электронов (I‒III и VII‒IX) и катодолюминесценции (IV‒VI и X‒XII). Обозначено: I‒VI – риолитовые туфы (проба Z-1067); VII‒XII – риолиты (проба Z-12 304).

Кристаллы прозрачные, полупрозрачные, бесцветные. Циркон характеризуется пониженной люминесценцией, зональным строением и большим количеством минеральных, расплавных и флюидных включений (см. рис. 9, X–XII).

Для U‒Pb геохронологических исследований были отобраны три микронавески наиболее чистых кристаллов из размерных фракций 50‒75 мкм. Циркон двух микронавесок (№ 2 и 3) был подвергнут предварительному высокотемпературному отжигу в течение 48 ч при t = 850°C и последующей кислотной обработке с экспозицией от 4‒6 ч при t = 220°C. Увеличение длительности кислотной обработки при этом позволило существенно уменьшить степень дискордантности циркона.

Точки изотопного состава циркона образуют дискордию, верхнее пересечение которой с конкордией соответствует значению возраста 486 ± ± 5 млн лет (СКВО = 0.43, нижнее пересечение соответствует нулю) (рис. 10; табл. 1).

Рис. 10.

Диаграммы с конкордией для пород верхней подсвиты даутской свиты. (а) ‒ проба Z-12304; (б) проба Z-1067. На (а): номера точек 1, 2 и 3 на диаграмме соответствуют порядковым номерам в табл. 1. На (б): номера точек 4, 5 и 6 соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Морфологические особенности и внутреннее строение кристаллов свидетельствуют о магматическом происхождении изученного циркона, возраст кристаллизации которого можно оценивать в 486 ± 5 млн лет.

Для установления возраста пород верхней части верхней подсвиты проведены геохронологические исследования акцессорного циркона, выделенного из рассланцованных риолитовых туфов (см. рис. 2; проба Z-1067: 53°28′40.3″ с.ш., 71°35′41.9″ в.д.).

Циркон из этих пород образует субидиоморфные и идиоморфные прозрачные и полупрозрачные призматические кристаллы желтого цвета. Размер кристаллов составляет 50‒300 мкм, отношение длины к ширине изменяется от 2 : 1 до 3 : 2. Для формы их огранки характерна комбинация призм {100}, {110} и дипирамид {101}, {111}, {211} (см. рис. 9, I–III). В режиме катодолюминесценции наблюдается тонкозональное строение циркона (см. рис. 9, IV‒VI). В проходящем свете в некоторых кристаллах обнаруживаются унаследованные ядра (см. рис. 9, VI).

Выбранные для U‒Pb изотопных исследований наиболее идиоморфные и “чистые” кристаллы циркона были подвергнуты предварительной аэроабразивной и кислотной обработкам (см. табл. 1, № 4, 5, 6).

Точки изотопного состава циркона располагаются на дискордии, верхнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 486 ± 7 млн лет (нижнее пересечение соответствует 40 ± 61, СКВО = 0.66) (см. рис. 10, б). Полученное значение принимается в качестве оценки возраста кристаллизации изученного циркона, морфологические особенности которого указывают на магматический генезис.

Риолиты свиты тассу

Для установления возраста пород свиты тассу в северной части Степнякской зоны проведены геохронологические исследования акцессорного циркона, выделенного из щелочных трахидацитов и трахириолитов (см. рис. 5, пробы D-11 128: 53°16′03.1″ с.ш., 70°58′58.9″ в.д.; см. рис.2, Z-1805: 53°27′56.0″ с.ш., 71°35′42.9″ в.д.).

В пробе D-11128 акцессорный циркон представлен в основном идиоморфными и субидиморфными кристаллами призматического и таблитчатого габитуса, а также их обломками, размером 120–200 мкм. Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью (рис. 11).

Рис. 11.

Микрофотографии кристаллов акцессорного циркона из трахириолитов свиты тассу (проба D-11128) выполнены на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX 2500S (Великобритания) в режиме катодолюминесценции. Обозначены (кружки) участки датирования. Номера точек 4.1, 2.1, 13.1, 8.1, 11.1, 9.1 соответствуют номерам в табл. 2.

U‒Pb геохронологические исследования были выполнены для десяти кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, составляет 475 ± 4 млн лет (рис. 12, а; табл. 2).

Рис. 12.

Диаграммы с конкордией для трахириолитов свиты тассу. (а) ‒ проба D-11128; (б) ‒ проба Z-1805.

В пробе Z-1805 циркон образует идиоморфные и субидиморфные кристаллы таблитчатого и дипирамидального габитуса размером 150–220 мкм, с коэффициентом удлинения от 2 до 3. Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью, в ядрах иногда наблюдаются минеральные включения (рис. 13).

Рис. 13.

Микрофотографии кристаллов акцессорного циркона из трахириолитов свиты тассу (проба Z-1805) выполнены на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX-2500S (Великобритания) в режиме катодолюминесценции. Кружки – участки датирования. Номера точек 13.1, 8.1, 1.1, 2.1, 15b, 4.1 соответствуют номерам в табл. 2.

U‒Pb геохронологические исследования были выполнены для 14 кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, составляет 478 ± 2 млн лет (см. рис. 12, б; см. табл. 2).

Полученные оценки возраста соответствуют границе тремадокского и флоского ярусов нижнего ордовика. Морфологические особенности циркона указывают на его магматическое происхождение, что позволяет считать данные о возрастах циркона соответствующими времени кристаллизации расплава родоначального для риолитов.

Гранитоиды тассуйского комплекса

Для установления возраста пород Тассуйского плутона проведены геохронологические исследования акцессорного циркона, выделенного из крупнозернистых субщелочных гранитов (см. рис. 3, проба Z-14 198: 52°41′02.3″ с.ш., 71°11′17.8″ в.д.).

Циркон из них представлен субидиоморфными призматическими и короткопризматическими кристаллами с К_удл = 1.2–2.6. Огранка зерен определяется призмой {100} и дипирамидами {101}, {201} (рис. 14, I‒III). Ребра граней часто сглажены, а поверхности граней корродированы. Кристаллы полупрозрачные, редко прозрачные, рыжевато-желтого цвета. Для внутреннего строения этого циркона характерно наличие осцилляторной зональности и полуметамиктных оболочек с низким двупреломлением и низкой интенсивностью люминесценции (см. рис. 14, IV‒VI).

Рис. 14.

Микрофотографии кристаллов циркона из граносиенитов тассуйского комплекса (проба Z-14 198). Выполнены на сканирующем электронном микроскопе ABT-55 (Япония) в режиме вторичных электронов (I‒III) и катодолюминесценции (IV‒VI).

Для U‒Pb геохронологических исследований были отобраны три микронавески наиболее чистых и прозрачных кристаллов из размерных фракций 75–100 мкм и 100–150 мкм. Кристаллы циркона были подвергнуты предварительной кислотной обработке с экспозицией от 1.5 до 4 ч при t = 220°C, в том числе с предшествующим высокотемпературным отжигом в течение 48 ч при t = 850°C.

Изученный циркон является конкордантным (№ 9, размерная фракция 100–150 мкм) или характеризуется незначительной дискордантностью (№ 7 и 8, размерная фракция 75–100 мкм) (рис. 15; см. табл. 1).

Рис. 15.

Диаграмма с конкордией для граносиенитов тассуйского комплекса (проба Z-14 198). Номера точек 7, 8 и 9 на диаграмме соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

Значение конкордантного возраста соответствует 471 ± 2 млн лет (СКВО = 0.27, вероятность 0.61) и совпадает со значением возраста, рассчитанным по верхнему пересечению дискордии, образованной тремя точками изотопного состава, с конкордией и соответствующим 473 ± 12 млн лет (СКВО = 0.44, нижнее пересечение отвечает нулю). Морфологические особенности и строение к-ристаллов свидетельствуют о магматическом происхождении изученного циркона, возраст кристаллизации которого можно оценивать в 471 ± ± 2 млн лет, что соответствует флоскому ярусу нижнего ордовика.

Гранитоиды из валуна в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий

Для установления нижнего возрастного предела толщи валунных конгломератов и осадочных брекчий были проведены геохронологические исследования акцессорного циркона, выделенного из валуна гранитоидов (см. рис. 7, а; проба Z-1326: 53°06′24.0″ с.ш., 70°09′05.5″ в.д.).

В этой пробе акцессорный циркон представлен субидиоморфными кристаллами призматического, дипирамидального, таблитчатого габитуса, а также их обломками размером 50–150 мкм, с коэффициентом удлинения от 2 до 3. Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью с редкими минеральными включениями (рис. 16).

Рис. 16.

Микрофотографии кристаллов акцессорного циркона из валуна гранитов в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий (проба Z-1326), выполненные на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX-2500S (Великобритания) в режиме катодолюминесценции. Обозначены (кружки) участки датирования. Номера точек 18.1, 19.1, 15.1, 13.1, 7.1, 5.1 соответствуют номерам в табл. 2.

U‒Pb геохронологические исследования были выполнены для 20 кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, составляет 495 ± 1 млн лет, что соответствует середине верхнего кембрия (рис. 17, см. табл. 2).

Рис. 17.

Диаграмма с конкордией для гранитов из валуна в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий (проба Z-1326).

Вулканические породы даутской свиты

Вулканические породы даутской свиты характеризуются контрастным базальт-риолитовым составом пород (рис. 19, а; Suppl. 1: Tabl. S1). Базальты имеют высокие глиноземистость (Al₂O₃ = = 17.5–19.8 мас. %) и известковистость (CaO = = 8.2–10.6 мас. %) при невысокой железистости (FeO*/FeO* + MgO 0.6–0.77), что определяет их принадлежность к известково-щелочной серии.

Рис. 19.

Петро-геохимические характеристики эффузивных пород даутской свиты. (а) ‒ диаграмма SiO₂ – K₂O + Na₂O (по [70]); (б) ‒ мультиэлементные диаграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии (по [84]), для эффузивов основного и кислого состава; (в) ‒ диаграмма Rb – Y+Nb для эффузивов кислого состава (по [77]); (г) ‒ диаграмма Th/Yb – Nb/Yb для эффузивов основного состава (по [76]). 1‒2 ‒ породы даутской свиты: 1 – базальты и туфы основного состава, 2 – риолиты и туфы риолитов

Отсутствие обеднения тяжелыми РЗЭ ((Gd/Yb)n – 1.4‒2) и низкие соотношения Nb/Yb (1.5–2.6) позволяют предполагать образование расплавов при частичном плавлении верхней мантии на глубинах, отвечающих генерации MORB-базальтов [76] (см. рис. 19, б, г).

Высокие концентрации в базальтах таких несовместимых элементов как Cs, Rb, Sr, Ba, Th свидетельствует об участии флюидизированного мантийного вещества, что характерно для надсубдукционного магматизма (см. рис. 19, б, г).

Кислые эффузивы соответствуют риолитам (SiO₂ ~ 72.3–75.5 мас. %; Na₂O + K₂O–3–7.8) известковистой и известково-щелочной (MALI – 2.3–7) серий, имеют высокую глиноземистость (ASI ‒ 1–2) и низкую железистость (FeO*/FeO* + + MgO 0.58‒0.75) [61].

Для риолитов характерен дифференцированный спектр распределения РЗЭ ((La/Yb)n 7‒17), обеднение Nb, Ti, Sr, что также указывает на их надсубдукционное происхождение (см. рис. 19, б).

Такое предположение подтверждается и соотношением Rb–Y + Nb, характерным для кислых пород островных дуг [77] (см. рис. 19, в).

Широкие вариации K₂O/Na₂O (0.01–2.6) в риолитах и их изотопные составы Nd (εNd(T): от – 3.6 до – 0.8), tNd(DM) = 1.09–1.51 млрд лет) (табл. 3) позволяют предполагать участие в образовании расплавов вещества докембрийской континентальной коры, что указывает на сиалический фундамент островодужной постройки, в пределах которой происходило формирование вулканогенно-осадочных пород даутской свиты.

Вулканические породы свиты тассу и гранитоиды тассуйского комплекса. Эффузивы свиты тассу по соотношениям SiO₂ – Na₂O + K₂O образуют серию от трахиандезитов до трахириолитов (рис. 20, а).

Рис. 20.

Петрохимические характеристики кислых магматических пород верхнего кембрия и нижнего ордовика Степнякской зоны и востока Кокчетавского массива. (а) ‒ диаграмма SiO₂ – K₂O + Na₂O (по [70]); (б)‒(г) ‒ диаграммы (по [61]): (б) – SiO₂ – MALI (Na₂O + K₂O – CaO), (в) – SiO₂ – ASI (Al/Ca – 1.67P + Na + K), (г) – SiO₂ – FeO*/(FeO* + MgO). 1 – эффузивы свиты тассу; 2 – граниты тассуйского комплекса; 3‒4 – породы карловского комплекса: 3 – граниты, 4 – габбро; 5 – граниты из валуна в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий

Большая часть эффузивов принадлежит щелочно-известковистой, щелочной серии, характеризуется умеренной и повышенной глиноземистостью и железистостью (см. рис. 20, б, в, г).

Породы имеют широкие вариации K₂O, Na₂O и коэффициента агпаитности (Ka), а между щелочами и SiO₂ не наблюдается отчетливой корреляции, что может быть связано с наложенными постмагматическими процессами (Suppl. 1: Tabl. S2).

Отношения Al₂O₃ и FeO*, концентрации которых подвержены меньшим изменениям при постмагматических процессах, характерны для комендитов и комендитовых трахитов.

Породы Тассуйского плутона по соотношению Ab-An-Or, соответствуют гранодиоритам и гранитам, обладают петрохимическими особенностями (MALI = 2.5–8; ASI = 0.9‒1.03; FeO*/ (FeO* + MgO) = 0.78‒0.89) близкими с эффузивами свиты тассу (рис. 21).

Рис. 21.

Диаграммы нормативных составов в координатах Ab-An-Or c полями соответствующим кислым породам (по [44]) для гранитоидов Северного Казахстана. 1‒3 – гранитоиды: 1 – тассуйского комплекса, 2 – карловского комплекса, 3 – из валуна в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий

Рост содержаний SiO₂ в эфффузивах и гранитоидах сопровождается снижением концентраций всех петрогенных оксидов, за исключением K₂O и Na₂O. При этом между собой щелочи образуют линейную отрицательную зависимость, а суммарное содержание K₂O и Na₂O характеризуется ростом при переходе от трахиандезитов к риолитам и резким снижением в интервале SiO₂ от ~70 до ~80 мас. % (рис. 22).

Рис. 22.

Вариационные диаграммы Харкера (мас. %) для кислых магматических пород нижнего ордовика Степнякской зоны и востока Кокчетавского массива. (а) ‒ SiO₂–TiO₂; (б) ‒ SiO₂–Al₂O₃; (в) ‒ SiO₂–FeO*; (г) ‒ SiO₂–MgO; (д) ‒ SiO₂–СаO; (ж) ‒ SiO₂–K₂O; (з) – SiO₂–Na₂O + K₂O. 1 – эффузивы свиты тассу; 2‒3 – гранитоиды: 2 – тассуйского комплекса, 3 – карловского комплекса

Эффузивы и гранитоиды обладают и близким характером распределения редких и редкоземельных элементов. Породы при разном обогащении РЗЭ, демонстрируют дифференцированный спектр распределения ((La/Yb)n 2.7–15.8) с различно проявленной Eu-ой аномалией (Eu/Eu* 0.24–1.1) (рис. 23, а).

Рис. 23.

Распределение редких и редкоземельных элементов в породах кислого состава верхнего кембрия и нижнего ордовика Степнякской зоны и востока Кокчетавского массива. (а) ‒ график распределения РЗЭ, нормированных по хондриту; (б) ‒ мультиэлементные диаграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии (по [84]). 1 – эффузивы свиты тассу; 2‒3 – гранитоиды: 2 – тассуйского комплекса, 3 – из валуна в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий

Для вулканитов и гранитоидов характерны высокие концентрации РЗЭ, Y, Th, Zr, Hf, на фоне обеднения Nb, Ti, Sr, P (см. рис. 23, б).

Близкие петро-геохимические особенности позволяют рассматривать гранитоиды тассуйского массива в качестве плутонических аналогов эффузивов свиты тассу и связывать их происхождение с эволюцией одного расплава.

Линейные зависимости между SiO₂ и петрогенными оксидами, проявленные в гранитах и эффузивах, являются результатом фракционной кристаллизации. Снижение концентраций FeO*, MgO, TiO₂, а также CaO, Sr и отрицательная корреляция Eu/Eu*, наблюдаемые в интервале значений SiO₂ от ~60 до ~70 мас. %, указывают на ведущую роль фракционирования темноцветного минерала (амфибола) и плагиоклаза. В более кислых разностях отрицательная корреляция K₂O, K₂O + Na₂O по мере увеличения SiO₂ от ~70 до ~80 мас. %, а также положительные линейные зависимости между Ba и Sr, отрицательные между Ba и Rb отражают удаление из расплава щелочного полевого шпата на более поздних стадиях эволюции расплава. Фракционирование последнего представляется ведущим фактором эволюции кислых расплавов А-типа [55, 56].

Расчетные температуры насыщения родоначальных для эффузивов и гранитоидов расплавов цирконием (TZr среднее) составляют ~800°С (эффузивы) и ~780°С (граниты) [98]. При этом отсутствие ксеногенных ядер в акцессорных цирконах позволяет рассматривать полученные температуры насыщения Zr как минимальные [73]. На этом основании можно предполагать, что температуры плавления были выше 800°С, относить рассматриваемые образования к “горячему” типу гранитов и считать режим их образования высокотемпературным.

Эти особенности являются характерными чертами А-гранитов железистого типа. Принадлежность эффузивов и гранитов к А-типу подтверждается и расположением точек на фигуративных диаграммах FeO*/MgO – Zr + Nb + Ce + Y, CaO/(FeO* + + MgO + TiO₂) – CaO + Al₂O₃ и Rb – Y + Nb (рис. 24).

Рис. 24.

Дискриминантные диаграммы для пород верхнего кембрия и нижнего ордовика Степнякской зоны и востока Кокчетавского массива. (а) – CaO/(FeO* + MgO + TiO₂) – CaO + Al₂O₃ (по [50]); (б) – FeO*/MgO – Zr + Nb + Ce + Y (по [90]); (в) – Rb – Y + Nb (по [77]); (г) – Y – Nb – Ce (по [55, 56]). 1 – эффузивы свиты тассу; 2‒3 – гранитоиды: 2 – тассуйского комплекса, 3 – из валуна в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий

Соотношение Y – Nb – Ce в этих породах характерно для гранитов типа А-2, происхождение которых связывают с плавлением пород континентальной коры [55, 56].

Петро-геохимические характеристики эффузивов и гранитов сопоставимы с продуктами плавления кварц-полевошпатовых пород континентальной коры [62].

Плавление метатоналитовых и метаграувакковых субстратов за счет дегидратационного плавления биотита в интервале P = 4‒8 кбар приводит к образованию умеренно-глиноземистых, железистых расплавов. При более высоких давлениях образование в рестите клинопироксена вместо ортопироксена сопровождается увеличением магнезиальности и глиноземистости в расплавах (ASI 1.4–1.6) [75], а появлением в рестите граната приводит к обеднению расплавов тяжелыми РЗЭ и Y.

Высокая железистость эффузивов свиты тассу и гранитоидов тассуйского комплекса, умеренная глиноземистость и отсутствие обеднения тяжелыми РЗЭ и Y указывают на генерацию расплавов при плавлении кварц-полевошпатового источника при давлении не более 8 кбар.

Вариации изотопного состава Nd эффузивов и гранитов (εNd(T) от –2.1 до + 4.4; t(Nd)(DM) = = 0.94–1.44 млрд лет), вероятно, отражают плавление гетерогенного источника, сложенного породами с разной коровой предысторией (см. табл. 3).

Вулканические породы восточной части Кокчетавского массива

Данные породы представлены эффузивами, туфами и лапрофирами, входящими в состав кылшактинской, майбалыкской и озерной толщ. Эти породы имеют не только близкий минералогический состав, как было показано выше, но и обладают сходными петро-геохимическими характеристиками (Suppl. 1: Tabl. S3).

По соотношению SiO₂ – Na₂ + K₂O (рис. 25, а):

Рис. 25.

Петро-геохимические характеристики верхнекембрийских пород основного состава восточной части Кокчетавского массива. (а) ‒ диаграмма SiO₂ – K₂O + Na₂O (по [70]); (б) – графики распределения РЗЭ, нормированных по хондриту (по [84]); (в) – мультиэлементные диаграммы редких элементов, нормированных на состав базальтов N-MORB (по [84]). 1 – эффузивы кылшактинской толщи; 2 – дайки и силлы лампрофиров в озерной толще; (3‒5) – жанаталапский комплекс: 3 – плагиограниты, 4‒5 – габбро

‒ базальты, обнаженные по берегу оз. Малое Чебачье, соответствуют трахибазальтам и трахиандезибазальтам (SiO₂ – 46.7–51.2 мас. %; Na₂ + + K₂O – 5.4–7.2 мас. %);

‒ эффузивы по р. Кылшакты в районе пос. Вороновка соответствуют базанитам и тефритам (SiO₂ – 43.8–47.5 мас. %; Na₂ + K₂O – 4.5–8 мас. %).

По содержанию K₂O (1.4–6.5 мас. %; K₂O/ Na₂O – 0.4–1.9) все вулканиты относятся к шошонитовой серии и характеризуются высокой железистостью (0.55–0.7). Магнезиальнось (MgO ‒ 4.68‒10.54 мас. %, Mg# 0.3‒0.45) и широкие вариации концентраций La (8.8–25.7 мг/г), Ce (21.9–56.5 мг/г) при незначительных вариациях концентраций тяжелых РЗЭ (Yb 1.3–2.2 мг/г; Lu 0.19‒0.32 мг/г), позволяют рассматривать эффузивы как продукты кристаллизационной дифференциации более примитивных мантийных расплавов [43] (см. рис. 25, б).

Обогащение пород легкими РЗЭ и крупноионными литофильными элементами на фоне обеднения Nb, Ta, Zr, Hf указывает на участие в их образовании вещества сублитосферной мантии, что подтверждается и соотношением La/Yb и Nb/La [49] (см. рис. 25, в; рис. 26, а). Отсутствие значительного обеднения тяжелыми РЗЭ и относительно пологий характер распределения Ti-Yb части мультиэлементного спектра, предполагают отсутствие в составе рестита граната и формирование расплавов в поле стабильности шпинели [89] (см. рис. 26, б).

Рис. 26.

Дискриминантные диаграммы для основных пород верхнего кембрия восточной части Кокчетавского массива. (а) ‒ Nb/La – La/Yb (по [42]); (б) ‒ (Tb/Yb)n – (La/Sm)n (по [89]); (в) ‒ TiO₂/Yb – Nb/Yb; (г) ‒ Th/Yb – Nb/Yb (по [76]). 1 – эффузивы кылшактинской толщи; 2 – дайки и силлы лапрофиров в озерной толще; 3 – габбро жанаталапского комплекса

Высокие концентрации Th определяют положение точек составов эффузивов выше линии мантийной эволюции на диаграмме Th/Yb–Nb/Yb, что указывает на процессы контаминации расплавов веществом континентальной коры и предполагают внутриплитную обстановку формирования расплавов [76] (см. рис. 26, г). Повышенные на этом фоне отношения Th/Ta ‒ 6.5‒11.5 и La/Nb ‒ 19‒26, указывают на то, что сиалический материал был представлен верхней континентальной корой [74].

Высокая щелочность эффузивов (K₂O + Na₂O ‒ 3.43–8.11 мас. %; K₂O/Na₂O ‒ 0.4‒2), а также высокие содержания Ba (в среднем 950 г/т) предполагают участие в составе источника калиевых минералов, таких как К-амфибол или флогопит, плавление которых также обеспечивает высокие концентрации Ba в расплаве [79]. Их присутствие указывает на метасоматическое обогащение источника расплавов надсубдукционными флюидами.

Лампрофиры, слагающие силлы и дайки среди эффузивов и вулканомиктовых песчаников, по соотношению SiO₂ – Na₂O + K₂O соответствуют тефритам и трахиандезибазальтам (SiO₂ – 45–57 мас. %; Na₂ + K₂O – 4.3–5.7 мас. %) (см. рис. 25, а). По содержанию K₂O (2.4–4.15 мас. %;) они относятся к шошонитовой и высококалиевой известково-щелочной сериям. По сравнению с базальтами они обладают более дифференцированным распределением РЗЭ ((La/Yb)n – 47–56), что проявлено в значительно большем обогащении легкими РЗЭ (см. рис. 25, б).

Лампрофиры имеют повышенные концентрации Cs, Rb, Ba, Th, U, а также значительно меньше обедненины Nb‒Ta, что характерно для производных обогащенного мантийного источника и подтверждается расположением точек составов лампрофиров на диаграмме TiO₂/Yb – Nb/Yb в области базальтов OIB (см. рис. 26, в). Соотношения (Th/Yb)n указывают на образование расплавов на больших глубинах, чем для эффузивов – в поле стабильности граната (см. рис. 26, б).

Таким образом, особенности состава эффузивов и лампрофиров позволяют предполагать, что их формирование связано с процессами частичного плавления разных мантийных источников. Эффузивы являются производными расплавов, образованных во внутриплитной обстановке в результате плавления сублитосферной мантии в шпинелевой фации глубинности, испытавшей ранее метасоматическое обогащение в надсубдукционной обстановке. Однако образование лампрофиров было связано с частичным плавлением более глубинного обогащенного мантийного источника, вероятно, не испытавшего переработки в надсубдукционной обстановке.

Плутонические породы восточной части Кокчетавского массива

Эти породы включают породы жанаталапского и карловского комплексов, а также гранитоиды из валуна в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий.

Породы жанаталапского комплекса. Они представлены габброидами и трондьемитами. Габброиды (SiO₂ ‒ 46.13–53.34 мас. %) комплекса принадлежат шошонитовой серии (Na₂О + K₂O – 3.96–8.5 мас. %; K₂O/Na₂O – 1.06–3.77), имеют низкую Mg (0.25–0.3), высокую железистость (0.7– 0.75), что характерно для пород толеитовой серии (Suppl. 1: Tabl. S4).

На фоне общего обогащения РЗЭ, они обладают дифференцированным распределением РЗЭ – (La/Yb)n 5–7 (см. рис. 25, а). Положительные значения ΔNb в габброидах (0.2–1.8), указывают на генерацию родоначальных расплавов в результате плавления обогащенного источника [59]. Однако отсутствие выраженного обеднения тяжелыми РЗЭ, а также соотношения La/Yb и Nb/La и TiO₂/Yb‒Nb/Yb в габброидах, фигуративные точки состава которых попадают в область расплавов типа MORB и E-MORB, свидетельствуют об участии их источника в строении сублитосферной мантии в поле стабильности шпинели (см. рис. 25, а, в).

Принадлежность габброидов к шошонитовой серии с высокими содержаниями K₂O (3.13‒ 4.37 мас. %), а также обогащение Ba (450‒1983 г/т) свидетельствуют о метасоматической переработке мантийного источника в надсубдукционной обстановке. Обеднение Ta, Nb, Zr, Ti на фоне положительных значений La/Nb (1.6–3.3), вероятно, является следствием контаминации коровым веществом, что подтверждается и высокими Th/Yb отношениями, которые определяют положение фигуративных точек габброидов на диаграмме выше области базальтов N-MORB – OIB [87] (см. рис. 26, г). При этом наименее кремнекислые и дифференцированные разности габброидов обладают относительно низкими (Th/Ta)_РМ (≤1) и умеренными (La/Nb)_РМ, что позволяет предполагать в качестве корового вещества породы нижней континентальной коры [74].

Маломощные жилы и тела плагиогранитного состава, прорывающие габбро, по соотношению Ab-An-Or соответствуют трондьемитам известково-щелочной серии (K₂O/Na₂O = 0.1‒0.3).

Трондьемиты имеют низкую и умеренную глиноземистость (ASI – 0.7‒0.9) и умеренную железистость (FeO*/FeO* + MgO = 0.7‒0.8). По сравнению с габброидами они обладают более дифференцированным распределением РЗЭ (см. рис. 24, б). Большее обеднение трондьмемитов промежуточными и тяжелыми РЗЭ, вероятно, является следствием фракционирования амфибола и плагиоклаза, что проявлено в росте La/Yb, Sr/Y и снижении Dy/Yb отношений при увеличении кремнекислотности от габброидов к трондьемитам.

Изотопный состав Nd трондьемитов (εNd(t) от –10.9 до –7; tNd(DM-2st) = 1.8‒2.1 млрд лет) указывают на участие в их формировании корового вещества и позволяют рассматривать в качестве контаминанта палеопротерозойские комплексы (см. табл. 3).

Породы карловского комплекса. Эти породы образуют бимодальную габбро-гранитную ассоциацию. Преобладающими в составе комплекса являются гранитоиды (SiO₂ – 66.38–76.69 мас. %; Na₂O + K₂O – 6.8–9.5 мас. %), которые по соотношению Ab-An-Or в основном соответствуют гранитам и гранодиоритам (см. рис. 20, а; см. рис. 21; Suppl. 1: Tabl. S5).

Гранитоиды принадлежат известково-щелочной и щелочно-известковистой сериям, характеризуются высокой глиноземистостью и низкой железистостью (см. рис. 20, в, г). Линейные зависимости между SiO₂ и петрогенными оксидами, проявленные в гранитоидах, являются результатом фракционной кристаллизации (см. рис. 22). Снижение концентраций FeO*, Al₂O₃, MgO, TiO₂, а также CaO, Sr и отрицательная корреляция Eu/Eu* указывают на ведущую роль фракционирования темноцветного минерала (амфибола) и плагиоклаза. Гранитоиды обладают в различной степени дифференцированными распределениями РЗЭ (рис. 27, а).

Рис. 27.

Распределение редких и редкоземельных элементов в породах карловского комплекса. (а) ‒ график распределения РЗЭ, нормированных по хондриту; (б) ‒ мультиэлементные диаграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии (по [84]). 1 – граниты; 2 – габбро

Габброиды (SiO₂ – 43.2–50.6 мас. %; Na₂O + + K₂O – 2.6–6.1 мас. %) с содержаниями TiO₂ (0.83‒1.45 мас. %) и высокой железистостью (FeO*/(FeO* + MgO) – 0.62‒0.69) относятся к породам толеитовой серии. Эти породы в разной степени обогащены легкими РЗЭ ((La/Yb)n ‒ 0.9‒6.3) на фоне отсутствия обеднения тяжелыми РЗЭ и Y, что может свидетельствовать либо о различных в степенях частичного плавления, либо о разной степени контаминации расплавов коровым веществом. Такие предположения подтверждаются обеднением Nb и обогащением Th (см. рис. 27, б). Положительные значения ΔNb (0.5–1.2) указывают на обогащенный состав источника габброидов, что позволяет рассматривать их как производные плавления сублитосферной мантии [58].

Гранитоиды обогащены крупноионными литофильными элементами, в первую очередь Sr и Ba (см. рис. 27, б). Их высокие концентрации, особенно в граниодиоритах (Sr – 615‒990 г/т, Ва – 1200–3500 г/т), на фоне деплетирования тяжелыми РЗЭ, отсутствия Eu-аномалии и высоких содержаний Na₂O + K₂O характерны для Sr‒Ba типа гранитов. Это позволяет предполагать, что одним из источников расплавов могла являться субконтинентальная литосферная мантия [60, 78, 85].

Петро-геохимические характеристики гранитоидов сопоставимы с продуктами плавления кварц-полевошпатовых пород континентальной коры [62]. Высокая глиноземистость (ASI – 0.96‒1.2) и магнезиальность (FeO*/(FeO* + MgO – 0.47‒0.87) характерны для расплавов, возникающих при дегидратационном плавлении биотита метатоналитовых, метаграувакковых субстратов с образованием в рестите клинопироксена и граната [75]. Участие граната в рестите подтверждается и обеднением тяжелыми РЗЭ (Lu/Tb 0.4‒0.7), что свидетельствует об образовании расплавов при давлении >8 кбар [72].

На дискриминантных диаграммах фигуративные точки наименее дифференцированных гранитоидов карловского комплекса тяготеют к полям постколлизионных гранитов А-типа, а соотношения Y – Nb – Ce указывают на участие в их образовании пород континентальной коры [55] (рис. 28). Такое предположение подтверждают данные об изотопном составе Nd (εNd(T) от –7.8 до –12.8; tNd(DM) 1.76–2.24 млрд лет) гранитоидов, свидетельствующие что основным компонентом расплавов являлись комплексы раннедокембрийской континентальной коры (см. табл. 3).

Рис. 28.

Дискриминантные диаграммы для гранитов карловского комплекса. (а) – CaO/(FeO* + MgO + TiO₂) – CaO + Al₂O₃ (по [50]); (б) – FeO*/MgO – Zr + Nb + Ce + Y (по [90]); (в) – Y – Nb – Ce (по [55, 56]). 1 ‒ граниты карловского комплекса

Таким образом, карловский комплекс представляют собой габбро-гранитную ассоциацию, формирование которой происходило во внутриплитной обстановке и сопровождалась частичным плавлением субконтинентальной литосферной мантии и нижней континентальной коры, сложенной комплексами раннедокембрийского возраста.

Породы, слагающие валун в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий. Эти породы соответствуют гранитам (SiO₂ ‒ 70.52 мас. %; Na₂O + K₂O – 7.89 мас. %) известково-шелочной (MALI – 4.5), железистой серии (FeO*/(FeO* + + MgO) ‒ 0.85) и характеризуются низкой глиноземистостью (ASI – 0.73) (см. рис. 20; см. рис. 21; см. Suppl. 1: Tabl. S5).

Граниты обогащены легкими РЗЭ относительно тяжелых ((La/Yb)n ‒13.6) и обладают отрицательной Eu-ой аномалией (Eu/Eu* ‒ 0.6). Для них характерны высокие концентрации Cs, Rb, Ba, Y, Th, Zr, Hf, на фоне незначительного обеднения Nb, Ta, Sr, P, Ti, что сближает их с гранитами А-типа. Это предположение подтверждается и расположением на фигуративных диаграммах FeO*/MgO – Zr + Nb + Ce + Y и Rb – Y + Nb [77, 90] (см. рис. 24, б, в). Соотношение Y‒Nb‒Ce в этих породах характерно для гранитов типа А-2, происхождение которых связано с плавлением пород континентальной коры [55, 56] (см. рис. 24, г).

Осадочные комплексы восточной части Кокчетавского массива

Эти комплексы представлены верхнекембрийскими кремнисто-терригенными и грубообломочными толщами.

Кремнисто-терригенная вороновская толща представляет собой флишеподобную последовательность, в которой преобладают неритмичные пачки, реже встречаются ритмичные тонко терригенные пласты и горизонты “дикого” флиша.

Горизонты “дикого” флиша представляют собой первично оползневые грубые брекчии, в которых обломки пород сложены плохо окатанными кремнями, фтанитами и кремнистыми алевролитами, а также докембрийскими кварцитами и сланцами. Особенностью, рассматриваемой флишоидной толщи, является кремнистый состав средних частей элементарных ритмов, представленный насыщенным кремнеземом осадком, который, вероятно, сносился с мелководья, заселенного губками, в более глубокие части бассейна.

Об этом свидетельствуют многочисленные спикулы кремневых губок в средних тонкозернистых частях ритмов. Надо отметить, что, начиная с ордовика, пелагические (радиоляриевые и диатомовые) кремни типичны для завершающей пелитовой части ритмов турбидитовых циклитов, сложенных терригенными или карбонатными породами [57]. Однако турбидиты, в которых зернистые средние части ритмов содержат обильные радиолярии и спикулы губок, известны только в мезозое [83]. Подобные образования палеозойского, а тем более раннепалеозойского, возраста ранее не описывались.

В толще валунных конгломератов и осадочных брекчий преобладают грубообломочные породы, при этом окатанность обломочного материала меняется от хорошо окатанных почти изометричных галек до совершенно не окатанных обломков, характерно присутствие глыб кварцитов и пород с градационной слоистостью.

Обломочный материал в этой толще представлен в основном докембрийскими комплексами Кокчетавского массива, в тоже время присутствуют обломки гранитоидов верхнего кембрия, вулканитов кислого и основного состава, которые в коренном залегании пока не обнаружены.

Исключительное разнообразие литологических разностей осадочных пород, невыдержанность фаций, быстро сменяющих друг друга как по латерали, так и в разрезе свидетельствует о формировании осадочных толщ на склоне и в донных областях прогибов (или разных частях одного прогиба) средних глубин, характеризующихся сильным расчленением палеорельефа со сложными уступами и поднятиями. Уступы, являвшиеся источниками крупных глыб и более мелких обломков, были сложены различными более древними комплексами Кокчетавского массива.

Осадконакопление проходило к тектонически нестабильной обстановке, при которой обломочный материал поступал в бассейн неравномерно, часто в виде несортированных и неокатанных свалов резко сменяющих относительно тонкослоистые ритмичные осадки.

Вулканогенно-осадочные толщи и габброиды жанаталапского комплекса восточной части Кокчетавского массива

Они имеют сходные особенности состава пород и близкий возраст, что позволяет связывать их образование с одним магматическим этапом. Изотопно-геохимические особенности пород указывают на участие в образовании их расплавов разных источников.

Эффузивы и габброиды жанаталапского комплекса являются производными расплавов, образованных в шпинелевой фации глубинности при плавлении сублитосферной мантии, ранее испытавшей метасоматическую переработку в надсубдукционной области. Лампрофиры, участвующие в строении вулканогенно-осадочных толщ, были образованы в результате кристаллизации расплавов, образованных при плавлении обогащенного мантийного источника в гранатовой фации глубинности. При этом как вулканические, так и плутонические разности обладают признаками контаминации исходных расплавов веществом континентальной коры.

Формирование вулканогенно-осадочных толщ и габброидов в конце позднего кембрия можно связывать с процессами растяжения континентальной коры, вызванной поднятием мантийного диапира магматических комплексов, которое происходило в тыловой области активной континентальной окраины.

Кислые щелочные вулканиты свиты тассу и гранитоиды тассуйского и карловского комплексов

Они формировались на протяжении одного этапа магматизма, что подтверждается данными об их возрастах и сходством геохимических особенностей, которые сближают эти породы с анорогенными гранитами. Источниками расплавов для пород кислого состава, вероятно, являлись породы с разной коровой предысторией, а габброиды карловского комплекса имели обогащенный ювенильный мантийный источник.

На основании имеющихся данных можно предполагать, что формирование кислых щелочных вулканитов и гранитоидов нижнего ордовика связано с процессами растяжения и плавления комплексов более древней континентальной коры во внутриплитных обстановках.

Гранитоиды из валуна в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий

Обладают сходными геохимическими характеристиками и также были сформированных во внутриплитных условиях за счет плавления комплексов континентальной коры.

Базальты, риолиты и их туфы даутской свиты

Имеют геохимические особенности пород, формирование которых происходило в надсубдукционных обстановках в пределах островной дуги.

Рис. 29.

Диаграмма эволюции изотопного состава Nd для нижнеордовикских магматических пород кислого состава в Северном Казахстане. Обозначено: DM ‒ линия изотопной эволюции деплетированной мантии (по [54]); CHUR – однородный хондритовый резервуар (по [64]). 1 – кислые вулканиты свиты тассу; 2 – кислые эффузивы и туфы даутской свиты; 3‒4 – гранитоиды комплексов: 3 – тассуйского, 4 – карловского; 5‒6 – поля изотопных составов источников магматических пород кислого состава: 5 – позднедокембрийского возраста, 6 – раннедокембрийского возраста

Сведения об источниках магматических пород кислого состава могут быть получены на основании анализа данных об изотопном составе Nd, которые имеются только для нижнеордовикских комплексов (см. табл. 3, рис. 29). Эти данные позволяют считать, что источником этих пород являлась докембрийская континентальная кора, которая являлась фундаментом как для островодужных вулканитов фронтальной области, так и для щелочных кислых эффузивов и гранитоидов области тылового растяжения. При этом отчетливо выделяются две группы источников пород кислого состава.

К первой группе относятся раннедокембрийские коровые источники (tNd(DM) 1.76–2.24 млрд лет), которыми обладают только гранитоиды карловского комплекса восточной части Кокчетавского массива.

Вторая группа объединяет позднедокембрийские коровые источники (tNd(DM) 0.94–1.51 млрд лет), производными которых являются комплексы Степнякской зоны и северо-востока Шатского массива.

Позднекембрийский этап

Наиболее древние образования, относящиеся к этому этапу, представлены гранитоидами середины позднего кембрия (~495 млн лет) и базальт-риолитовой ассоциацией, возможно, того же возраста (слагают обломки в толще валунных конгломератов и осадочных брекчий). Они имеют внутриплитные геохимические характеристики, а их формирование, вероятно, связано с процессами растяжения в тыловой части активной окраины.

Во второй половине позднего кембрия процессы растяжения обусловили возникновение контрастного рельефа с уступами, сложенными докембрийскими ортогнейсами, сланцами и кварцитами, гранитами и вулканитами середины верхнего кембрия, и впадинами, которые заполнялись грубообломочными терригенными толщами. Эти толщи не имеют площадного распространения и приурочены только к нескольким участкам в восточной части Кокчетавского массива и на севере Степнякской зоны.

При этом обстановка осадконакопления отличалась не стабильностью, что приводило к незакономерному чередованию плохо сортированных и часто плохо окатанных свалов с редкими глыбами и пачек хорошо слоистых тонкотерригенных и кремнисто-терригенных пород.

С процессами растяжения в тыловой части окраины также может быть связан базитовый щелочной магматизм (трахибазальты, трахиандезибазальты, базаниты, тефриты, лампрофиры кылшактинской и озерной толщ; габбро жанаталапского комплекса), которым завершается позднекембрийский этап эволюции окраины. Характерной особенностью является присутствие среди базитов продуктов плавления различных мантийных источников. Относительно деплетированного источника, испытавшего метасоматическую переработку в надсубдукционной области, для эффузивов и габбро, и обогащенного источника для лапрофиров.

Таким образом, на позднекембрийском этапе латеральный ряд структур активной окраины включает только тыловую область, где формирование вулканических и плутонических комплексов связано с процессами растяжения. Особенности состава этих комплексов в большей степени указывают на внутриплитные обстановки, однако переработка источника щелочных вулканитов и габброидов в надсубдукционной области может рассматриваться как свидетельство связи этого магматизма со структурами континентальной окраины.

В рассматриваемом регионе не выявлено верхнекембрийских надсубдукционных комплексов, формирование которых могло происходить во фронтальной вулканической области активной окраины.

Раннеордовикский этап

Комплексы этого этапа выявлены во всех рассмотренных структурах Северного Казахстана, их возраст и особенности состава изучены достаточно полно. Надсубдукционные образования, которые могут быть сопоставлены с вулканическими комплексами фронтальной части активной окраины, представлены базальт-риолитовой даутской свитой. Образования тыловой части активной окраины объединяют кислые щелочные вулканиты свиты тассу, гранитоиды тассуйского и карловского комплексов.

Формирование этой вулкано-плутонической ассоциации происходило за счет плавления как ранне-, так и позднедокембрийской континентальной коры в результате процессов растяжения. Некоторую роль в формировании гранитов играл обогащенный мантийный источник, с которым связаны небольшие объемы габброидов карловского комплекса.

В отличие от предшествующего этапа в латеральном ряду структур раннеордовикской активной окраины могут быть реконструированы фронтальная и тыловая области. В пределах фронтальной вулканической области происходит формирование островодужной контрастной базальт-риолитовой серии, а в области тылового растяжения – вулкано-плутонической ассоциации кислых щелочных пород и гранитоидов. В раннем ордовике, как и в позднем кембрии, эволюция всех структур активной окраины происходила на континентальной коре.

Таким образом, позднекембрийский латеральный ряд структур активной окраины отличается от раннеордовикского отсутствием вулканических комплексов фронтальной области, формирующихся в надсубдукционной обстановке в пределах энсиалической островной дуги.

Изученность нижнепалеозойских комплексов Северного Казахстана достаточно высока и предположение о том, что верхнекембрийские надсубдукционные образования будут обнаружены в результате дальнейших исследований, вряд ли может быть принято. Поэтому возникновение различных латеральных рядов структур в позднем кембрии и раннем ордовике, скорее всего, было обусловлено особенностями эволюции активной окраины в течение этих временны́х интервалов.

Для реконструкции эволюция активной окраины в позднем кембрии и раннем ордовике важно иметь ввиду, что формирование комплексов этого возраста в рассматриваемом регионе происходило после коллизии Кокчетавского континентального блока с островной дугой в начале кембрия [16, 17, 19, 36, 51, 86].

Геодинамическая эволюция после коллизии океанических дуг с континентальными блоками, изучена на окраинах Тихого океана, где подобные процессы происходили в недавнем геологическом прошлом. В этих регионах (например, о. Новая Гвинея или п-ов Камчатка) после аккретирования островных дуг к континенту и прекращения субдукции зона сочленения с океанической плитой не становится пассивной, так как плиты продолжают перемещаться. Граница между континентальной окраиной и океанической плитой становится границей скольжения плит (трансформной границей) с разрывом и отрывом слэба, что предшествует образованию новой зоны субдукции [40, 47]. В связи с разрывом слэба в пределах трансформной окраины могут формироваться магматические породы, влияние на генезис которых оказывала астеносферная обогащенная или деплетированная мантия, т.е. образования внутриплитного геохимического типа [9].

Поэтому можно предполагать, что после коллизии Кокчетавского континентального блока и островной дуги в раннем кембрии, сопровождавшейся образованием высокобарических метаморфических комплексов и последующим отрывом слэба, конвергентная окраина превратилась в трансформную (рис. 30).

Рис. 30.

Схематические геодинамические профили для Северного Казахстана с севера (на профилях справа) на юг (на профилях слева) в современных координатах. 1–3 – комплексы верхнего кембрия: 1 – щелочные вулканиты и туфы основного состава, 2 – грубообломочные толщи, 3 – щелочные габброиды; 4–6 – комплексы нижнего ордовика: 4 – островодужные вулканиты и туфы базальт-риолитового состава, 5 – щелочные кислые вулканиты и туфы, 6 – гранитоиды; 7 – докембрийские гнейсовые и кварцито-сланцевые комплексы Кокчетавского и Шатского массивов; 8 – комплексы континентальной коры, в том числе ранне-докембрийские; 9 ‒ мантийный слой литосферы; 10 – океаническая плита

В пределах этой окраины, которая продолжала существовать до конца кембрия, формировались магматические породы с внутриплитными геохимическими характеристиками и грубообломочные терригенные толщи, накопление которых могло быть приурочено к структурам типа пулл-апарт.

Новая зона субдукции была заложена в начале ордовика, когда во фронтальной вулканической области началось формирование островодужных комплексов, а в области тылового растяжения – кислых щелочных вулканитов и гранитоидов (см. рис. 30).