Geological position of the Junggar terrane (Southern Kazakhstan) in the structure of Rodinia supercontinent: results of research of the late-precambrian metasedimentary complexes

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Центрально-Азиатский орогенный пояс является крупнейшим аккреционным орогеном, который расположен между Сибирским, Восточно-Европейским, Таримским и Северо-Китайским кратонами (рис. 1, а).

 

Рис. 1. Положение Центрально-Азиатского складчатого пояс в Северной Евразии (а); схема положения докембрийских террейнов в западной части Центрально-Азиатского орогенного пояса (б).

Обозначены докембрийские террейны: К – Кокчетавский; И – Ишкеольмесский; Е-Н – Ерементау-Ниязский; АМ – Актау-Моинтинский; У – Улутауский; Ч-К – Чуйско-Кендыктасский; Дж – Джунгарский; СИл – северная часть Илийского, ЮИл – южная часть Илийского; И-К – Иссыккульский; И-Н – Ишим-Нарынский; Ж – Желтауский; ЗЦТ – западная часть Китайского Центрального Тянь-Шаня, ВЦТ – восточная часть Китайского Центрального Тянь-Шаня.

1 – кратоны; 2 – Центрально-Азиатский орогенный пояс; 3 – другие орогенные пояса; 4 – докембрийские террейны; 5 – нижнепалеозойские вулканогенно-осадочные комплексы; 6 – Нижнепалеозойские офиолитовые комплексы; 7 – средне-верхнепалеозойские вулканогенно-осадочные комплексы; 8 – палеозойские комплексы Южного Тянь-Шаня; 9 – докембрийские и палеозойские комплексы Таримского кратона; 10 – наиболее крупные разрывные нарушения; 11 – государственная граница

 

Формирование Центрально-Азиатского орогенного пояса происходило в течение позднего мезопротерозоя‒раннего мезозоя и было связано с эволюцией Палеоазиатского океана. В строении пояса принимали участие докембрийские террейны и покровно-складчатые зоны, сложенные неопротерозойскими и фанерозойскими островодужными и аккреционными комплексами [14, 30, 77, 89, 98].

В западной части Центрально-Азиатского орогенного пояса, к которой относятся складчатые сооружения Казахстана, Тянь-Шаня и Северо-Западного Китая, докембрийские террейны занимают значительные площади (см. рис. 1, б).

Данные исследований последних лет показали, что основную роль в их строении играли мезо- и неопротерозойские метамагматические и метаосадочные комплексы [45, 49‒51, 57, 59‒61, 66, 68, 71, 86‒87].

Раннедокембрийские образования представленные в основном метаморфизованными гранитоидами, развиты локально и слагают небольшие блоки [22, 31, 62, 67‒69].

Характерной особенностью докембрийских террейнов западной части пояса является широкое распространение кварцитовых и кварцито-сланцевых толщ, изучению строения, состава и обстановок осадконакопления которых традиционно уделялось значительное внимание [5, 6, 13, 18, 26‒27, 29].

Проведенные исследования позволили сделать вывод о накоплении этих толщ в отсутствие расчлененного рельефа при интенсивном выветривании пород, слагавших источники сноса, и длительной сортировке продуктов их разрушения. Эти особенности позволяют рассматривать кварцито-сланцевые толщи докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса в качестве фрагментов субплатформенного чехла, накопление которого происходило в пределах шельфовой части пассивной окраины крупного континентального блока [45].

Несмотря на большой объем имеющихся данных о строении и обстановках седиментации кварцито-сланцевых толщ, геологическая информация о возрасте и природе комплексов, подвергавшихся эрозии при накоплении кварцитов и сланцев, долго отсутствовала. Проведенные в последнее время исследования кварцито-сланцевых толщ с использованием U–Pb датирования обломочного циркона позволили выделить раннедокембрийский и позднедокембрийский этапы их накопления [2, 10‒11, 20, 63, 65].

Более древние кварцито-сланцевые толщи выделены в террейнах Казахстана (Улутауский, Чуйско-Кендыктасский) и Северного Тянь-Шаня (Иссыкульский) (см. рис. 1, б).

Конкордатные оценки возрастов наиболее молодой популяции обломочного циркона составляют ~1700 млн лет, что указывает на накопление толщ на домезопротерозойском континентальном основании [2, 10, 20]. Позднедокембрийские кварцито-сланцевые толщи распространены на больших площадях и выявлены в пределах террейнов Северного и Центрального Казахстана, Северного Тянь-Шаня и Северо-западного Китая [2, 11, 58, 60‒61, 63, 65, 85, 97].

Наиболее широкой областью их распространения в западной части Центрально-Азиатского пояса является Актау-Илийский континентальный блок, объединяющий террейны [45] (см. рис. 1, б):

• Актау-Моинтинский (Центральный Казахстан);
• Джунгарский (Южный Казахстан);
• Илийский (Северо-западный Китай).

В настоящее время получено наибольшее количество изотопно-геохронологических результатов изучения обломочного циркона для кварцито-сланцевых толщ Актау-Моинтинского и Иллийского террейнов, что позволило рассматривать их в качестве фрагментов единой осадочной последовательности, накопление которой происходило в конце мезопротерозоя‒начале неопротерозоя (~1200 – ~900 млн лет) [60, 63].

Комплексное, в том числе и геохронологическое, изучение метаосадочных толщ Джунгарского террейна (Южный Казахстан) с привлечением современных аналитических методов до настоящего времени не проводилось, поэтому сопоставление его комплексов с близкими по строению и составу образованиями других террейнов было затруднено.

Целью настоящей статьи является установление возраста, состава и источников сноса для метаосадочных толщ Джунгарского террейна. Мы представляем результаты петро-геохимического изучения пород, U‒Pb изотопно-геохронологических и Lu‒Hf изотопно-геохимический исследований обломочного циркона, а также геохимические характеристики рутила. Полученные нами данные по обломочному циркону позволили провести сравнение метаосадочных толщ Джунгарского террейна с аналогичными комплексами других террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Актау-Илийский континентальный блок вытянут в северо-западном направлении более чем на 1000 км при ширине 150–200 км и объединяет террейны [45]:

• Актау-Моинтинский (Центральный Казахстан);
• Джунгарский (Южный Казахстан);
• Илийский (Северо-западный Китай).

Актау-Илийский континентальный блок обрамлен нижнепалеозойскими и силурийскими, преимущественно аккреционными и флишевыми комплексами [8].

Джунгарский террейн расположен в Южном Казахстане и протягивается на территорию северо-западной части Китая (рис. 2).

 

Рис. 2. Геологическая карта Джунгарского террейна (по данным [1], с изменениями и дополнениями).

Показано: dZr – возрасты наиболее молодых кластеров обломочных цирконов (по данным [1, 12, 56, 60, 62, 85‒87]).

Обозначены антиклинории: МА – Мынчукурский; ТА – Текелийский.

1 – мезо- и неопротерозой (сланцы и кварциты сарычабынской серии и комплекса Венчуань); 2 – неопротерозой (терригенные отложения, туфы, риолиты); 3 – неопротерозой (известняки, мрамора и сланцы); 4 – поздний неопротерозой (диамиктиты, песчаники, сланцы и известняки); 5 – нижний палеозой (сланцы и карбонаты); 6 – средний и поздний палеозой: а – вулканиты, б – терригенные отложения; 7 – отложения: а – мезозоя и кайнозоя, б – озера; 8–10 – интрузивные породы: 8 – неопротерозойские гранитоиды, 9 – неопротерозойские габбро и долериты, 10 – граниты: а – раннеполеозойские, б – позднепалеозойские; 11 – разломы; 12 – государственная граница; 13 – города; 14 – датированные образцы и возрасты пород (млн лет): а ‒ полученные данные, б ‒ по данным [1, 12, 56, 60, 62, 85‒87]

 

В строении Джунгарского террейна участвуют докембрийские магматические, метаморфические и осадочные комплексы, которые на значительных площадях перекрыты осадочными толщами нижнего и среднего палеозоя и прорваны крупными массивами палеозойских гранитоидов. В последние годы для докембрийских комплексов этого террейна, обнаженных на территории Китая, было получено большое количество данных об их строении, составе и возрасте [56, 58, 60, 61, 71, 86‒87].

Однако для комплексов Джунгарского террейна, распространенных в Южном Казахстане, данных, которые были получены современными прецизионными методами, недостаточно [1, 12, 45, 62].

Джунгарский террейн

Сарыбчанская серия. На территории Казахстана среди докембрийских комплексов Джунгарского террейна выделяются нижне- и верхнепротерозойские метаосадочные комплексы [3], обнаженные в ядрах Мынчукурской и Текелийской в субширотных антиклинальных структур (см. рис. 2). Наиболее низкое структурное положение здесь занимает сарычабынская серия, сложенная кварц-слюдяными, плагиоклаз-кварц-слюдяными и слюдяными сланцами, гнейсами, амфиболитами, кальцифирами, чередующимися со слюдистыми кварцитами, мраморами (рис. 3).

 

Рис. 3. Схематическая стратиграфическая колонка докембрийских комплексов Джунгарского террейна.

Обозначено: Тыш. – тышкантауская свита; м – мощность (в метрах).

1 – амфиболиты; 2 – гнейсы; 3 – сланцы; 4 – мраморы; 5 – кварциты; 6 – конгломераты; 7 – песчаники; 8 – риолиты; 9 – тиллитоподобные конгломераты; 10 – доломиты; 11 – брекчированные доломиты; 12 – известняки; 13 – номера отобранных проб для U‒Pb изотопно-геохронологических исследований

 

Раннепротерозойский возраст серии принимался на основании высокой степени метаморфизма пород и сопоставления с близкими по составу комплексами Кокчетавского террейна (зерендинская серия), Северного Тянь-Шаня (макбальская серия), которые относили к породам архейского – раннепротерозойского возраста [12].

Косаганская свита. Более высокое положение среди докембрийских толщ Джунгарского террейна занимает косагашская свита, сложенная слюдистыми кварцитами, кварцито-сланцами, кордиерит-слюдяно-кварцевыми, гранат-кордиерит-слюдяными, андалузит-слюдяно-кварцевыми, полевошпат-слюдяно-кварцевыми сланцами с прослоями кальцифиров и мраморов (см. рис. 3).

Возраст косагашской свиты считался позднепротерозойским на основании сходства с кварцито-сланцевыми толщами Кокчетавского террейна (кокчетавская серия) и на основе полученных ранее оценок возраста свинцово-изохронным методом (1100‒1300 ± 100 млн лет) [3]. В кварцитах косагашской свиты сохранились реликтовые псаммитовые структуры, а в отдельных случаях выявлена косая слоистость. Значительные деформации и метаморфизм не позволяют достоверно оценить мощности сарычабынской серии и косагашской свиты, которые, вероятно, достигают 1000‒1500 м [3, 4, 16].

Сарычабынский и Басканский комплексы. К породам сарычабынской серии и косагашской свиты приурочены поля развития зон мигматитзации, различного размера жил и интрузивных тел гнейсо-гранитов Сарычабынского и Басканского комплексов. Породы этих комплексов представлены крупно-и гигантозернистыми биотитовыми гранитами, часто мусковитизированными, рассланцованными и превращенными в бластомилониты с очковой текстурой.

Полученные в разное время и различными методами оценки возраста мигматитов и гнейсо-гранитов этих комплексов находятся в интервале 875–920 млн лет [1, 12, 62]. Этот возрастной интервал определяет верхний возрастной предел накопления обеих метаосадочных толщ. Кроме того, эти толщи прорваны массивами палеозойских гранитоидами, на контакте с которыми также развиты зоны мигматизации.

Бурханская свита. Наиболее высокое положение среди докембрийских образований занимает вулканогенно-терригенная бурханская свита, сложенная в основном расслацованными кварцевыми песчаниками, алевролитами и конгломератами с гальками кварцитов и мраморов, среди которых встречаются редкие потоки флюидальных рассланцованных риолитов. Суммарная мощность толщи достигает 1000 м [3, 4, 16] (см. рис. 3).

В пределах Джунгарского террейна широко развиты терригенно-карбонатные, кремнисто-терригенные и обломочные последовательности, которые имеют в основном раннепалеозойский возраст [15]. Однако некоторые толщи, лишенные находок органических остатков (тышкантауская и солдатсайская свиты), могут относиться к верхнему докембрию [4, 15‒17] (см. рис. 3).

Изучение строения метаосадочных толщ Джунгарского террейна и отбор проб для дальнейших исследований были выполнены в северной части Текелийской антиклинальной структуры (северо-восточнее пос. Рудничный в верхнем течении р. Коксу и в 4.5 км севернее пос. Аралтобе на правом берегу р. Коктал) (см. рис. 2; табл. 1).

 

Таблица 1. Характеристика проб, использованных для LA-ICP MS геохронологических U–Pb исследований

Проба	с.ш.	в.д.	Расположение	Свита/серия	Порода
ТТ-230	44°44′29.7′′	79°05′20.7′′	северо-восточнее пос. Рудничный вверх по течению р. Коксу	сарычабынская	слюдястый кварцит
ТТ-233	44°42′22.4′′	79°00′39.9′′	северо-восточнее пос. Рудничный вверх по течению р. Коксу	косагашская	мусковитовый кварцито-сланцев
ТЕК-2234	44°37′01.4′′	79°05′29.5′′	севернее пос. Аралтобе на правом берегу р. Коктал	косагашская	мусковитовый кварцит

 

Для геохронологических исследований были отобраны пробы из:

• светлых среднезернистых слюдистых кварцитов сарычабынской серии (ТТ-230, 44°44′29.7″ с.ш.; 79°05′20.7′′ в.д.);
• серых мелко- и среднезернистых лепидогранобластовых мусковитовых кварцито-сланцев косагашской свиты (ТТ-233, 44°42′22.4′′ с.ш.; 79°00′39.9′′ в.д., ТЕК-2234, 44°37′01.4′′ с.ш.; 79°05′29.5′′ в.д.).

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Измерение содержаний главных петрогенных элементов в породах проводилось рентгенофлуоресцентным методом (XRF) с применением последовательного спектрометра S4 Pioneer “Bruker” и программного обеспечения “Spectra-Plus” в лаборатории химико-аналитических исследований Геологического института РАН (ГИН РАН, г. Москва, Россия).

Содержания рассеянных элементов в породах были определены методом масс-спектрометрии с индукционно связанной плазмой (ICP) на масс-спектрометре Perkin Elmer ELAN 6100 DRC в стандартном режиме измерений и атомно-эмиссионном спектрометре ICAP-61 (Thermo Jarrell Ash) в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института проблем технологии микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (АСИЦ ИПТМ РАН, г. Черноголовка, Московская обл., Россия) в лаборатории ядерно-физических и масс-спектральных методов анализа. Выделение циркона и рутила выполнено по стандартной методике с применением тяжелых жидкостей в Геологическом институте РАН (ГИН РАН, г. Москва, Россия).

Из каждой пробы было случайным образом отобрано100–250 зерен циркона (фракции >50 мкм) и 20 зерен рутила, которые затем были вмонтированы в эпоксидную смолу. Измерение составов рутила проводилось в Аналитическом центре многоэлементных и изотопных исследований Института геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск, Россия) на приборе JEOL JXA-8100 оснащенном 5-ю волновым и 1-им энергодисперсионным спектрометром при ускоряющем напряжении 20 kV, токе зонда в среднем 20 nA и диаметре пучка 1 μм.

Морфологические особенности и внутреннее строение цирконов были изучены в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA 3 в Геологическом институте РАН (ГИН РАН, г. Москва, Россия), что позволило нам выбрать оптимальные участки для последующих U–Pb геохронологических и Lu–Hf изотопных исследований.

Методом LA-ICP-MS было выполнено U‒Pb датирование циркона в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН (г. Москва, Россия) с использованием системы лазерной абляции NWR-213 (Electro Scientific Ind), совмещенной с магнито-секторным ICP масс-спектрометром высокого разрешения Element-2 (Thermo Scientific Inc.) по методике [78].

Полученные данные были обработаны с использованием программ GLITTER [50]. Конкордантные возрасты были рассчитаны с использованием Isoplot v. 4.15 [72] и Isoplot R [84] для анализов, характеризующихся дискордантностью ±10%.

Возраст цирконов определялся:

≤1000 млн лет ‒ по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U;

>1000 млн лет ‒ по отношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb.

Расчет основных возрастов статистически значимых максимумов, образованных тремя и более зернами, выполнен в программе AgePick [48].

Изучение Lu–Hf изотопных характеристик цирконов выполнено в Центре коллективного пользования “Геоаналитик” УрО РАН (г. Екатеринбург, Россия) на ICP-масс-спектрометре Neptune Plus с приставкой для лазерной абляции проб NWR-213 по методике [28].

Значения ε_Hf(T) и модельные Hf возраста были рассчитаны с использованием:

• хондритовых величин ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 0.0332 и ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282772 [34];
• среднего отношения ¹⁷⁶Lu /¹⁷⁷Hf для континентальной коры, составляющего 0.015 [50];
• константой распада ¹⁷⁶Lu–¹⁷⁷Hf 1.867 × × 10^–11 год^–1 [83].

РЕЗУЛЬТАТЫ

Петро-геохимические данные

Изученные нами породы сарычабынской серии и косагашской свиты Джунгарского террейна имеют близкие петро-геохимические особенности (табл. 2).

 

Таблица 2. Содержание окислов (мас. %) и элементов (г/т) в породах сарычабынской серии и косагашской свиты Джунгарского террейна

Компонент	Сарычабынская серия		Косагашская свита
	ТТ-230	ТТ-232/1	ТТ-233	ТЕК-2234
SiO2	72.26	69.13	68.14	75.29
TiO2	0.65	0.36	0.83	0.76
Al2O3	13.06	14.73	19.69	12.68
Fe2O3	0.21	0.05	0.01	1.30
FeO	4.00	2.83	1.90	2.03
FeOtot	4.19	2.88	1.90	3.20
MnO	0.09	0.04	0.06	0.05
MgO	2.36	0.70	0.65	1.11
CaO	0.84	1.91	0.10	0.23
Na2O	0.49	5.04	0.34	0.88
K2O	3.16	4.40	5.51	3.55
P2O5	0.14	0.10	0.08	0.06
п.п.п.	2.30	0.50	2.50	1.83
Сумма (%)	99.55	99.69	99.80	99.77
logSiO2/Al2O3	0.74	0.67	0.54	0.77
logFeOtot/K2O	0.12	- 0.18	- 0.46	- 0.05
CIA	74.42	56.49	76.80	73.14
Li	30.87	5.96	15.58	9.82
Be	2.47	2.46	2.54	1.97
Sc	9.08	7.47	10.12	8.97
V	66.67	30.47	98.47	60.78
Cr	96.50	21.59	63.44	66.48
Co	11.73	4.55	10.27	6.58
Ni	43.73	15.11	21.98	23.85
Cu	7.16	6.74	5.91	16.33
Zn	61.07	39.41	19.75	35.39
Ga	15.65	18.07	19.67	14.04
As	0.00	0.00	10.42	4.22
Rb	114.25	117.02	133.08	153.52
Sr	57.81	193.88	15.10	45.31
Y	24.82	49.29	36.87	6.48
Zr	196.05	385.58	482.36	108.37
Nb	11.54	15.68	20.57	14.35
Mo	0.85	1.41	0.83	0.46
Ag	0.04	1.11	0.06	0.00
Sn	1.94	6.25	7.01	2.09
Sb	0.14	0.10	0.24	0.46
Cs	6.62	1.11	3.24	9.52
Ba	567.71	1067.94	850.10	568.21
La	30.34	36.00	48.13	22.29
Ce	64.65	77.96	106.78	54.99
Pr	6.97	8.65	11.13	6.81
Nd	28.80	35.89	45.88	28.96
Sm	5.78	7.93	8.83	6.98
Eu	0.97	1.22	1.86	0.80
Gd	5.10	7.80	7.55	4.91
Tb	0.79	1.35	1.23	0.58
Dy	4.60	8.63	7.22	2.30
Ho	0.86	1.72	1.42	0.31
Er	2.16	4.81	3.96	0.61
Tm	0.31	0.74	0.62	0.07
Yb	2.08	4.96	4.37	0.45
Lu	0.30	0.69	0.65	0.07
Hf	4.67	9.46	12.04	2.94
Ta	0.76	1.37	1.63	0.93
W	0.99	0.77	7.75	2.69
Tl	0.57	0.63	0.58	0.87
Pb	14.68	15.90	6.53	5.67
Bi	0.07	0.05	0.06	0.06
Th	10.72	19.93	18.29	12.86
U	1.72	5.69	3.80	2.16
(La/Yb)n	9.84	4.89	7.41	33.61
Eu/Eu*	0.54	0.47	0.68	0.41

Примечание. FeO_tot = 0.9FeO + Fe₂O₃, CIA = [Al₂O₃/(Al₂O₃ + CaO + Na₂O + K₂O)] × 100, (мол. кол.), (по [75]); (La/Yb)_n ‒ отношения нормированы по хондриту, (по [35]); Eu/Eu* = Eu_n/((Sm_n×Gd_n)1/2), (по [19]).

 

На классификационной диаграмме log(SiO₂/Al₂O₃) ‒ log(FeO_tot/K₂O) они тяготеют к полям вакк и аркозов (рис. 4, а).

 

Рис. 4. Диаграммы для метаосадочных пород Джунгарского террейна.

(а)‒(г) ‒ диаграммы: (а) ‒ lоg(SiO₂/Al₂O₃) ‒ lоg(Fe₂O₃*/K₂O), (по [54]); (б) –La–Th–Sc, (по [43]); (в) –La/Sc ‒ Co/Th, (по [73]); (г) –Zr/Sc ‒ Th/Sc, (по [80]).

1–2 – метаосадочные породы Джунгарского террейна: 1 – сарычабынская серия, 2 ‒ косагашская свита; 3 – средний состав андезитов, (по [64]); 4 – состав верхний континентальной коры, (по [42]); 5 – средний состав кислых магматических пород протерозойского возраста, (по [42])

 

Индекс химического выветривания (CIA) для изученных пород колеблется в интервале 56‒77 и составляет ~70, что указывает на незначительное проявление процессов выветривания терригенного материала в области сноса [75] (см. табл. 2).

Соотношения в породах Th‒La‒Sc указывают на смешанный состав источников сноса (см. рис. 4, б).

На диаграмме соотношений Co/Th‒La/Sc фигуративные точки состава пород располагаются между областью состава верхней континентальной коры и гранитов, что предполагает участие среди источников сноса пород как среднего, так и кислого составов (см. рис. 4, в).

На диаграмме отношений Th/Sc – Zr/Sc образцы располагаются вдоль тренда перемыва осадков, что свидетельствует о переносе на значительные расстояния и/или накоплении в результате более одного седиментационного цикла (см. рис. 4, г).

Для пород сарычабынской серии и косагашской свиты характерно умеренно фракционированное распределение РЗЭ с обогащением легкими РЗЭ относительно тяжелых (La_n/Yb_n = 3.6‒33.6) и незначительные отрицательные европиевые аномалии (Eu/Eu* = 0.41‒0.80) (рис. 5, а; см. табл. 2).

 

Рис. 5. Спектры распределения редкоземельных элементов (РЗЭ).

(а)‒(б) ‒ нормированные на состав: (а) ‒ хондрита, (по [79]), (б) ‒ постархейского австралийского глинистого сланца (PAAS), (по [80]).

1–2 – метаосадочные породы Джунгарского террейна: 1 – сарычабынская серия, 2 ‒ косагашская свита

 

Нормированные по постархейскому австралийскому глинистому сланцу (PAAS) [19], породы обеих толщ имеют близкое или пониженное содержание петрогенных, редких и редкоземельных элементов. На мультиэлементной диаграмме распределение химических элементов выражена деплетированность Sr, Co, Ni, и V и небольшая обогащенность Zr, Hf, Ba (см. рис. 5, б). Один образец косагашской свиты демонстрирует значительное обеднение Sr, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb и Lu (см. рис. 5, б).

Химический состав обломочного рутила

Изученный рутил имеет удлиненную форму зерен, темно-коричный цвет и размер от 50 до 150 мкм. Химический состав рутила из пород сарычабынской серии и косагашской свиты имеет широкие вариации содержаний (табл. 3):

• Cr (68‒1913 г/т);
• Nb (332‒3090 г/т);
• Zr (11‒220 г/т).

 

Таблица 3. Репрезентативные составы рутила из пород сарачабынской серии и косагашской свиты Джунгарского террейна

Анализ	TiO2	SiO2	WO3	ZrO2	Nb2O5	Al2O3	Ta2O5	Sb2O5	Cr2O3	MgO	FeO	SnO2	Total	X	Т, °С
Сарычабынская серия
TT230_2	98.6	0.044	0.010	0.018	0.254	0.000	0.003	0.000	0.136	0.000	0.501	0.005	99.5	5453	588
TT230_1	97.6	0.043	0.000	0.020	0.239	0.000	0.011	0.002	0.143	0.000	0.495	0.005	98.6	4859	594
TT230_3	98.7	0.040	0.008	0.025	0.071	0.000	0.003	0.002	0.075	0.000	0.474	0.002	99.4	–541	613
TT230_4	99.1	0.029	0.003	0.027	0.070	0.000	0.006	0.000	0.071	0.000	0.479	0.000	99.8	–532	617
TT230_9	99.3	0.039	0.002	0.029	0.066	0.000	0.004	0.000	0.066	0.000	0.409	0.000	100.0	–635	623
TT230_5	98.2	0.035	0.033	0.057	0.442	0.000	0.039	0.000	0.231	0.000	0.123	0.014	99.2	11370	678
Косагашская свита
TT233-14	98.1	0.108	0.004	0.002	0.142	0.012	0.013	0.001	0.280	0.000	0.112	0.002	98.8	550	444
TT233-26	99.4	0.047	0.000	0.003	0.099	0.000	0.002	0.000	0.013	0.000	0.439	0.005	100.0	870	484
TT233-20	99.4	0.045	0.002	0.004	0.230	0.000	0.014	0.000	0.184	0.000	0.166	0.004	100.1	4265	490
TT233-31	76.7	0.635	0.003	0.004	0.187	0.023	0.016	0.002	0.014	0.016	0.239	0.007	77.9	3941	493
TT233-21	99.2	0.045	0.014	0.005	0.230	0.000	0.017	0.000	0.180	0.000	0.198	0.006	99.9	4316	504
TT233_11	99.0	0.172	0.002	0.006	0.196	0.000	0.014	0.000	0.242	0.027	0.094	0.005	99.7	2693	518
TT233-13	97.6	0.459	0.000	0.006	0.255	0.061	0.021	0.003	0.055	0.000	0.237	0.003	98.7	6043	522
TT233-19	96.5	0.130	0.000	0.007	0.208	0.007	0.020	0.001	0.107	0.001	0.223	0.003	97.2	4033	525
TT233-16	97.8	0.259	0.032	0.007	0.206	0.745	0.017	0.002	0.061	0.000	0.433	0.003	99.6	4286	526
TT233-27	96.1	0.142	0.004	0.007	0.052	0.000	0.009	0.000	0.072	0.000	0.327	0.004	96.7	–1188	529
TT233-29	98.1	0.085	0.000	0.007	0.220	0.000	0.015	0.000	0.119	0.000	0.171	0.003	98.7	4370	529
TT233_12	98.5	0.068	0.005	0.010	0.281	0.000	0.017	0.000	0.191	0.000	0.115	0.003	99.2	6000	547
TT233-23	99.5	0.078	0.014	0.010	0.164	0.000	0.021	0.000	0.010	0.015	0.235	0.005	100.1	3157	552
TT233-28	98.7	0.056	0.003	0.011	0.073	0.000	0.000	0.000	0.056	0.000	0.463	0.000	99.3	–344	554
TT233-30	98.9	0.043	0.000	0.012	0.237	0.000	0.016	0.000	0.025	0.000	0.237	0.000	99.5	5626	563
TT233-25	98.4	0.047	0.021	0.013	0.143	0.000	0.000	0.000	0.051	0.000	0.131	0.019	98.8	2145	568
TT233_10	98.1	0.220	0.000	0.015	0.247	0.000	0.020	0.000	0.054	0.000	0.162	0.005	98.8	5766	575
TT233-15	99.2	0.040	0.000	0.016	0.070	0.000	0.004	0.000	0.087	0.000	0.449	0.005	99.9	–663	582
TT233-32	98.5	0.042	0.003	0.030	0.048	0.000	0.000	0.000	0.060	0.000	0.219	0.003	98.9	–1250	625

 

Вариации Cr и Nb в рутиле позволяют считать, что метаморфические породы, присутствующие в источнике сноса, имели различный состав. Рутил с Cr < Nb и содержаниями Nb > 800 г/т характерен для метапелитовых пород (парагнейсы, кислые гранулиты), а рутил с Cr > Nb и содержаниями Nb < 800 г/т типичен для метабазитов (эклогиты, гранулиты основного состава) [74]. Преобладающая часть изученного рутила относиться к метапелитовому типу (рис. 6).

 

Рис. 6. Репрезентативные составы рутила из метаосадочные породы Джунгарского террейна: 1 – слюдястые кварциты сарычабынской серии; 2 ‒ мусковитовые кварцито-сланцы косагашской свиты

 

Нами был проведен анализ образцов рутилов с использованием дискриминантной формулы [82]:

x = 5 · (Nb(г/т) ‒ 500) ‒ Cr (г/т). (1)

Полученные данные позволили выделить присутствие пород в источнике сноса (см. табл. 3):

• метапелитового состава (х = 550–11 370);
• метабазитового состава (х = -1250 – -344).

Экспериментальная зависимость концентрации Zr в рутиле от температуры положена в основу нескольких геотермометров, что позволяет примерно оценить температуру метаморфизма пород, являвшихся источником рутила [88, 91].

Для более точной информации о температуре предложена формула, учитывающая концентрацию Zr, давление и полиморфную модификация SiO₂ [81], °С:

T = (83.9+0.41P)/(0.1428 – R · lnφ) ‒ 273, (2)

где φ – содержание Zr в г/т, P – давление в кбар, R – универсальная газовая константа.

К обломочному рутилу предложено по умолчанию использовать давление 10 кбар и a-кварц.

Используя предложенную формулу (2) [82], для обломочного рутила мы получили значения температуры от 444 до 678°С (рис. 6; см. табл. 3).

Результаты изучения обломочного циркона

В 3-х изученных пробах большинство зерен циркона имеют размер от 70 до 200 мкм и представлены бесцветными и прозрачными кристаллами. Для них характерна окатанная или полуокатанная форма, реже встречаются кристаллы призматического габитуса с коэффициентом удлинения до 3. Большинство зерен имеют осцилляторную зональность в режиме катодолюминесценции и значение Th/U отношение от 0.1 до 1.6, единичные зерна имеют значения от 0.01 до 0.04 (рис. 7, а; Приложение: табл. П1).

 

Рис. 7. Полученный возраст обломочных цирконов в метаосадочных породах Джунгарского террейна.

Возраст пиков (арабские цифры) рассчитаны с использованием программы Age Pick [47].

(а) ‒ Диаграмма распределения возраста (млн лет) в соотношении Th/U для изученных зерен циркона;

(б)‒(г) ‒ графики плотности вероятности и гистограммы распределения возрастов обломочных цирконов;

(б) ‒ слюдянистые кварциты сарычабынской серии;

(в) ‒ мусковитовые кварцито-сланцы косагашской свиты;

(г) ‒ мусковитовые кварциты косагашской свиты

1 – слюдястые кварциты сарычабынской серии; 2 ‒ мусковитовые кварцито-сланцы косагашской свиты; 3 ‒ мусковитовые кварциты косагашской свиты

 

Совокупность этих признаков указывает на то, что подавляющее большинство изученных зерен циркона имеют магматическое происхождение.

Проба ТТ-230. Из пробы ТТ-230 слюдистых кварцитов сарычабынской серии было изучено 127 зерен циркона, для которых получено 92 конкордатные оценки возраста с преобладающим интервалом от 891 до 1838 млн лет (см. рис. 7 б; табл. 4).

 

Таблица 4. Пики и интервалы значений возрастов обломочных цирконов для проб ТТ-230, ТТ-223 и ТЕК-2234, рассчитанные с использованием программы Age Pick [47]

Проба	Интервалы значений		Пики (млн лет)	Число зерен
ТТ-230	891	1838	902	3
			1027	4
			1070	6
			1194	7
			1377	5
			1454	10
			1596	12
			1674	5
ТТ-233	1167	1852	1220	5
			1340	5
			1390	8
			1483	20
			1587	5
			1682	5
			1772	12
			1825	6
ТЕК-2234	1341	1895	1351	3
			1433	9
			1484	7
			1555	6
			1694	3
			1849	4
	2447	2480	2469	3

 

Основные максимумы возрастов составляют 1027, 1070, 1194, 1377, 1454, 1596 и 1674 млн лет (см. табл. 4). Единичные зерна имеют неопротерозойские значения от 891 до 909 млн лет с максимумом 902 млн лет. Другие зерна имеют более древний неоархейский и раннепалеопротерозойский возраст (2490 ± 8 и 2629 ± 8 млн лет).

Для 29-ти зерен циркона были проведены Lu–Hf изотопные исследования (Прилож. 1: табл. П2).

Полученные результаты показывают, что циркон характеризуется широким диапазоном значений εHf(t) от –5.0 до +8.5 при модельных возрастах tHf (C) = 1357–2907 млн лет (рис. 8; Прилож. 1: табл. П2).

 

Рис. 8. Изотопная диаграмма εHf – возраст (млн лет) для изученных цирконов.

1 – слюдястые кварциты сарычабынской серии (проба ТТ-230);

2 – мусковитовые кварцито-сланцы косагашской свиты (проба ТТ-233)

 

Проба ТТ-233. Из пробы ТТ-233 мусковитовых кварцито-сланцев косагашской свиты было проанализировано 120 зерен циркона, для которых получены 96 конкордантные оценки возрастов с преобладающим интервалом от 1167 до 1852 млн лет и основными максимумами 1220, 1340, 1483, 1587, 1682, 1772 и 1825 млн лет (см. рис. 7, в; см. табл. 4).

Единичные зерна имеют раннепалеопротерозойский возраст 2116 ± 10 и 2127 ± 10 млн лет.

Были проведены Lu–Hf изотопные исследования 30 зерен циркона, показавшие широкий разброс значений εHf(t) от –7.2 до +8.7 и модельных возрастов tHf(C) = 1601–2551 млн лет (см. рис. 8; прилож. 1: табл. П2).

Проба ТЕК-2234. Из мусковитовых кварцитов косагашской свиты из пробы ТЕК-2234 было изучено 86 зерен циркона, для 50 конкордатных оценок возраста получен интервал значений от 1341 до 1895 млн лет с основными максимумами 1351, 1433, 1484, 1555, 1694 и 1849 млн лет (см. рис. 7, г; см. табл. 4).

Единичные зерна имеют раннепалеопротерозойский возраст от 2447 до 2480 млн лет с максимумом 2469 млн лет (см. рис. 7, г).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные данные позволили оценить нижний возрастной предел накопления метаосадочных толщ Джунгарского террейна и определить основные источники сноса обломочных пород. По результатам U–Pb и Lu–Hf исследования обломочного циркона нами было выполнено сопоставление с близкими по строению и возрасту толщами других докембрийских террейнов в западной части Центрально-Азиатского орогенного пояса.

Временной интервал накопления метаосадочных толщ Джунгарского террейна

Результаты U–Pb геохронологического исследования обломочного циркона из кварцито-сланцев и кварцитов косагашской свиты были сопоставлены с использованием программы “Overlap–Similarity” [48] (табл. 5).

 

Таблица 5. Сопоставление полученных результатов U–Pb датирования обломочных цирконов из измеренных проб с использованием программы Overlap Similarity, (по [48])

Степень перекрытия
	ТЕК-2234
ТТ-230	0.7347	ТТ-230
ТТ-233	0.7047	0.8833	ТТ-233
Степень сходства
	ТЕК-2234
ТТ-230	0.7201	ТТ-230
ТТ-233	0.7787	0.8246	ТТ-233

 

Проведенный анализ показал высокую степень перекрытия (0.705) и сходства (0.779), что также видно на графике кумулятивной вероятности распределением возрастов обломочного циркона (рис. 9).

 

Рис. 9. График кумулятивной вероятности распределения возрастов обломочных цирконов из метаосадочных пород Джунгарского террейна (построен с использованием программы Cumulative Prob plot [48]).

1 – слюдястые кварциты сарычабынской серии; 2 ‒ мусковитовые кварцито-сланцы косагашской свиты; 3 ‒ мусковитовые кварциты косагашской свиты

 

Сравнение полученных возрастов циркона из пород косагашской свиты и сарычабынской серии также показывают высокую степень перекрытия 0.735–0.883 и сходства 0.720–0.825 (см. рис. 9; см. табл. 5).

Такие значения степени перекрытия и сходства свидетельствует о том, что циркон происходит из одного источника и предполагают близкие временные интервалы седиментации пород косагашской свиты и сарычабынской серии. Породы сарычабынской серии, мы полагаем, являются более высокометаморфизованными аналогами кварцитов и сланцев косагашской свиты.

Исследованные породы имеют сходные геохимические особенности, которые позволяют считать, что у обеих толщ источники сноса и условия осадконакопления были близкими. Более высокая степень метаморфизма и мигматизация пород сарычабынской серии может быть связана с внедрением гранитоидов сарычабынского и басканского комплексов с возрастом ~920 млн лет [1, 62]. С этими процессами, вероятно, связано и присутствие в сланцах циркона с оценками возраста менее 1 млрд лет.

Таким образом, накопление протолитов пород сарычабынской серии и косагашской свиты происходило примерно в одно и то же время.

Вычисленные максимумы возрастов циркона для всех изученных проб позволили выделить наиболее молодую статически значимую популяцию цирконов с максимумом 1026 млн лет, которая определяет нижний возрастной предел накопления протолитов метаосадочных пород сарычабынской серии и косагашской свиты.

Верхний возрастной предел их накопления был оценен по времени внедрении гранитоидов сарычабынского и басканского комплексов, возраст кристаллизации которых составил ~920 млн лет [1, 62].

Следовательно, формирование протолитов пород сарычабынской серии и косагашской свиты происходило в конце мезопротерозоя‒начале неопротерозоя (1026–920 млн лет) за счет эрозии комплексов мезопалеопротерозойского возраста.

Типы источников сноса

Полученные петро-геохимические характеристики метаосадочных толщ Джунгарского террейна, совместно с данными по составу акцессорных минералов и результатами U‒Pb и Lu‒Hf исследования обломочного циркона, позволили выделить несколько типов источников кластического материала.

Тип 1 (магматические породы). Вероятным источником данного типа являются магматические породы кислого и основного состава. На присутствие этого источника указывает наличие обломочного циркона, представленного разностями с выраженной магматической зональностью и высокими Th/U (≥0.1) отношениями [55] (см. рис. 7, а; Прилож.1: П1).

Об участии магматических пород в строении питающей провинции пород сарычабынской серии и косагашской свиты также свидетельствуют слабо дифференцированные спектры распределения РЗЭ и полученные отношения Co/Th и La/Sc, находящиеся в интервале значений, характерных для терригенных пород, образованных при разрушении пород кислого и основного состава [44] (см. рис. 4, в).

Широкий диапазон значений ε_Hf(t), характерный для обломочного циркона, свидетельствует о существовании среди источников сноса метаосадочных толщ Джунгарского террейна магматических комплексов с разной кóровой предысторией (см. рис. 8).

Присутствие циркона с положительными значениями ε_Hf(t) (‒0.0…+8.7) и модельными возрастами t_Hf(C) 1.4–2.0 млрд лет позволяет предполагать существование среди источников сноса комплексов, формировавшихся при участии ювенильных источников мезо‒палеопротерозойского возраста, и указывает на процессы наращивания континентальной коры в этот период. Однако циркон с отрицательными значениями ε_Hf(t) (‒7.2…–0.7) свидетельствует о присутствии в источнике сноса пород, образовавшихся при магматическом рециклинге более древних ко`ровых образований [55].

Тип 2 (метаморфические породы). Источник второго типа представлен метаморфическими породами. Их присутствие среди пород питающей провинции подтвержден составами изученного рутила. Преобладающая часть рутила характерна для метапелитовых пород, однако их небольшое количество типично для метабазитов. Полученные значения температур от 444 до 678°С, соответствуют метаморфическим комплексам, сформированным в условиях фации зеленых/голубых сланцев и амфиболитовой/эклогитовой фации метаморфизма (см. рис. 6; см. табл. 3).

Таким образом, накопление метаосадочных пород сарычабынской серии и косагашской свиты происходило за счет эрозии комплексов, среди которых присутствуют метабазиты и метапелиты умеренных и высоких ступеней метаморфизма, а также кислые магматические породы, сформированные при участии источников с различной ко`ровой предысторией.

Корреляция мезо-неопротерозойских осадочных последовательностей западной части Центрально-Азиатского орогенного пояса

Мезопротерозойские–ранненеопротерозойские осадочные комплексы участвуют в строении большинства докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского орогенного пояса. Близкие по строению и возрасту кварцито-сланцевые и кварцито-сланцево-карбонатные толщи развиты в пределах следующих структур [2, 58, 60, 61, 63, 65, 85, 94] (см. рис. 1, б; рис. 10):

• Актау-Илийского блока (Илийский, Джунгарский и Актау-Моинтинский террейны);
• террейнов Северного Казахстана (Кокчетавский, Ерементау-Ниязский, Ишкеольмесский террейны);
• Северного Тянь-Шаня (Иссыккульский террейн);
• восточной и западной частей террейна Китайского Центрального Тянь-Шаня.

 

Рис. 10. Корреляционная схема мезопротерозойско‒неопротерозойских отложений и магматических событий Джунгарского (полученные данные) и Актау-Моинтинского (по [11, 63]) террейнов; северной и южной частям Илийского террейна (по [60, 61, 97]); террейнов Северного Казахстана (по [65]); Иссыккульского террейна (по [2]); западной и восточной частям Китайского Центрального Тянь-Шаня (по [61, 85]).

1 ‒ кварциты, сланцы и кварцито-сланцы; 2‒3 ‒ эффузивы состава: 2 ‒ основного, 3 ‒ кислого; 4 ‒ гнейсы, сланцы и амфиболиты; 5 ‒ граниты и гранито-гнейсы; 6 ‒ dZr возрасты наиболее молодых кластеров обломочных цирконов

 

По строению разрезов изученные метаосадочные толщи Джунгарского террейна наиболее близки к кварцито-сланцевым толщам киикской серии Актау-Моинтинского террейна. Их накопление началось ~1.1 млрд назад, источниками сноса являлись преимущественно мезо- и палеопротерозойские комплексы. Обломочный циркон имеет подобные распределения возрастов и значения ε_Hf(t) (‒7.1…+8.7) [11, 63] (рис. 11, а‒б, д‒е).

 

Рис. 11. (а)–(г) – Графики плотности вероятности и гистограммы распределения возраста обломочных цирконов; (д)–(з) – изотопная диаграмма ε_Hf-возраст (млн лет) для обломочных цирконов.

Террейны: Джунгарский (по полученным данным в (а)‒(д)); Актау-Моинтинский (по [11, 63]) в (б)‒(е); северная часть Илийского (по [60]) в (в, ж); южная часть Илийского (по [58, 97]) в (г)‒(з).

 

Отличительной особенностью кварцитов и сланцев Актау-Моинтинского террейна является существенное преобладание в них мезо‒палеопротерозойского (1400‒1800 млн лет) обломочного циркона с отрицательными значениями ε_Hf(t) до -15.

В пределах Илийского террейна близкие по строению и возрасту кварцито-сланцевые и кварцито-сланцево-карбонатные толщи выделяются как комплекс Венчуань в северной и комплекс Текеси в южной части Илийского террейна (см. рис. 1, б, 10).

Для этих толщ характерны близкие распределения возрастов обломочного циркона, однако отличительной чертой пород комплекса Венчуань является присутствие заметного количества зерен циркона, имеющих возраст ~0.9 млрд лет (см. рис. 11, в, г) [60].

Наличие зерен циркона такого возраста может быть связано с присутствием среди метаосадочных пород большого количества зон мигматизации, тел и различного размера жил неопротерозойских гранитоидов, которые широко распространены в обеих частях Илийского террейна и имеют близкие модельные возрасты по результатам изучения изотопного состава Nd в породах и Hf в цирконах (в среднем 1.7–2.1 млрд лет назад) [60, 71, 86, 96, 97].

Сравнение полученных распределений возрастов и значений ε_Hf(t) в цирконе из метаосадочных толщ Джунгарского и Илийского террейнов показало, что толщи имеют близкие источники сноса и время седиментации (см. рис. 11, а, в‒д, ж, з).

Несмотря на некоторые различия, мы предполагаем, что кварцито-сланцевые и кварцито-сланцево-карбонатные толщи Актау-Моинтинского, Джунгарского и Илийского террейнов являются фрагментом единой осадочной последовательности. Нижний возрастной предел ее накопления составляет ~1100‒1200 млн лет. Верхний предел (~920 млн лет) определяется временем внедрения ранненеопротерозойских гранитоидов, широко распространенных в пределах этих террейнов и прорывающих метаосадочные толщи (см. рис. 10).

Следовательно, формирование этой единой осадочной последовательности происходило в конце мезопротерозоя‒начале неопротерозоя (~1100‒1200 – ~900 млн лет).

По строению разрезов и обстановкам осадконакопления комплексы Актау-Илийскиого блока близки к кварцито-сланцевым толщам Кокчетавского (шарыкская, андреевская, кокчетавская свиты), Ишкеольмесского (тонгбайская свита) и Ерементау-Ниязского (ниязская и святогорская свиты) террейнов Северного Казахстана и Иссыккульского террейна (джельдысуйская и оввская свиты) Северного Тянь-Шаня [2, 5, 9, 27, 45, 65] (см. рис. 1, б; см. рис. 10).

Накопление кварцито-сланцевых толщ этих террейнов началось ~1 млрд лет назад, источниками сноса являлись мезопротерозойские, палеопротерозойские, неоархейские комплексы [2, 7, 65] (рис. 12).

 

Рис. 12. Графики плотности вероятности возрастов обломочных цирконов из докембрийских метаосадочных толщ террейнов (построены с использованием программ Normalized Prob Plot [48]).

1‒7 ‒ террейны: 1 ‒ Джунгарский (полученные данные), Актау-Моинтинский (по [11, 63]), северная и южная части Илийского (по [58, 60, 97]), 2 ‒ Северный Казахстан (по [65]), 3 ‒ Иссыккульский (по [2]), 4 ‒ западная и восточная части Китайского Центрального Тянь-Шаня (по [58, 61, 85]), 5 ‒ Улутауский (по [20]), 6 ‒ Чуйско-Кендыктасский (по [10]), 7 ‒ Таримский кратон (по [52, 53, 94, 95]), 8 – основные события свеконорвежской орогении (по [32, 33])

 

При этом почти весь циркон из кварцито-сланцевых толщ террейнов Северного Казахстана характеризуется высокими положительными значениями ε_Hf , типичными для материнских пород с относительно короткой ко`ровой историей [65] (рис. 13, а).

 

Рис. 13. Изотопная диаграмма εHf – возраст (млн лет) для обломочных цирконов из докембрийских метаосадочных толщ.

(а)‒(в) ‒ Террейны: (а) ‒ Северного Казахстана (по [65]), (б) ‒ западная и восточная части Китайского Центрального Тянь-Шаня (по [58, 85]), (в) ‒ Таримский кратон (по [52, 53, 94, 95])

 

Сравнение возрастов обломочного циркона в кварцито-сланцевых толщах Актау-Илийский блока, Иссыккульского террейна и террейнов Северного Казахстана показывает их близкие диапазоны накопления (см. рис. 12).

Для кварцитов и сланцев террейнов Северного Казахстана и Иссыккульского террейна характерно существенное преобладание мезопротерозойского (1200‒1500 млн лет) обломочного циркона. Мезопротерозойский циркон в толщах, рассматриваемых террейнов, имеет в основном положительные значения ε_Hf(t) до +12.7 и близкие модельные возрасты (t_Hf(C) = 1.2‒2.0 млрд лет) (см. рис. 13, а).

Более древний циркон толщ Актау-Илийскийского блока характеризуются значительно большим диапазоном значений ε_Hf(t) (-14…+11), чем циркон из кварцитов террейнов Северного Казахстана (в основном от 0 до +11) (см. рис. 13, а).

Различие характеристик домезопротерозойского обломочного циркона из кварцито-сланцевых толщ террейнов Северного Казахстана могут быть связаны с большей площадью источников сноса, которые на разных участках были сложены комплексами с различной коровой предысторией.

Другим крупным блоком, где широко представлены докембрийские метаосадочные породы, является террейн Китайского Центрального Тянь-Шаня (см. рис. 1, б; 10).

В его строении участвуют метаосадочные толщи, сложенные мраморами, кварцитами и кварцито-сланцами, которые относятся на западе к комплексу Кекесу и на востоке – к комплексам Синьсинься и Кавабулак [58, 85].

Несмотря на некоторые различия в домезопротерозойской тектонической истории, в позднем мезопротерозое–раннем неопротерозое в обеих частях Китайского Центрального Тянь-Шаня происходило накопление терригенных толщ [85]. Популяции обломочного циркона из этих толщ имеют диапазон значений от позднего палеопротерозоя до мезопротерозоя, при этом основные возрастные максимумы находятся в интервале 1400–1600 млн лет (см. рис. 12).

Бо`льшая часть зерен циркона с мезопротерозойскими оценками возраста имеет положительные значения ε_Hf(t) до +13.9, остальные зерна циркона имеют более широкий диапазон значений ε_Hf(t) от -22.1 до +10.6 [61, 85] (см. рис. 13, б). Кроме того, в обеих частях Китайского Центрального Тянь-Шаня широко распространены неопротерозойские гранитоиды, которые имеют близкие изотопно-геохимические характеристики [46, 59, 85, 90].

Сравнение результатов изучения обломочного циркона из метаосадочных толщ Актау-Илийского блока и террейна Китайского Центрального Тянь-Шаня показывает значительное сходство возрастных диапазонов и характеристик изотопного состава Hf (см. рис. 12; см. рис. 13, б).

Неопротерозойские магматические комплексы этих террейнов также имеют близкие возрасты и изотопно-геохимические характеристики [46, 57, 59, 62].

Следовательно, можно предполагать близкое положение рассматриваемых блоков в конце мезопротерозоя‒начале неопротерозоя.

Сравнение распределений возрастов обломочного циркона из метаосадочных толщ Актау-Илийский блока и ранненеопротерозойских осадочных последовательностей северной части Таримского кратона показало их существенные различия [52, 53, 94, 95] (см. рис. 12).

В толщах, развитых на севере Таримского кратона, почти отсутствует обломочный циркон в интервале 1100‒1700 млн лет, большом количестве представленный в толщах Актау-Илийского блока, также существенно отличаются значения ε_Hf(t) в цирконе [51, 52] (см. рис. 13, в).

Для Таримского кратона на протяжении неоархея‒палеопротерозоя характерно преобладание процессов переработки более древней коры, поэтому в осадочных толщах в основном присутствует циркон с отрицательными значениями ε_Hf(t) [51, 52, 94] (см. рис. 13, в). В то же время в эволюции Актау-Илийского блока одновременно с магматическим рециклингом более древних коровых образований происходили процессы наращивания континентальной коры, что нашло отражение в широком диапазоне значений εHf(t) циркона из кварцитов и сланцев (см. рис. 13, в).

Эти данных дают основание предполагать, что связь между Актау-Илийским блоком и Таримским кратоном в позднем мезопротерозое‒раннем непопротерозое отсутствовала.

Положение Актау-Илийского континентального блока

Особенности строения разрезов, обстановки седиментации, возрастной диапазон и характер источников сноса кварцито-сланцевых толщ позднего мезопротерозоя‒раннего неопротерозоя указывает на принадлежность Актау-Илийского, Китайского Центрального Тянь-Шаня, Кокчетавского, Ишкеольмесского, Ерементау-Ниязского и Иссыккульского террейнов к одному крупному континентальному блоку или на их близкое палеогеографическое и палеотектоническое положение.

Согласно предыдущим исследованиям, полученные распределения и основные максимумы возрастов обломочного циркона совпадают с глобальными тектоническими, магматическими и/или метаморфическими событиями, связанными с формированием и распадом суперконтинентов Колумбия и Родиния [40, 76, 92, 93].

В настоящее время существует несколько вариантов положения Актау-Илийского блока, террейнов Китайского Центрального Тянь-Шаня, Иссыккульского террейнов и террейнов Северного Казахстана в структуре суперконтинента Родиния.

Одна из палеомоделей предлагает расположение Китайского Центрального Тянь-Шаня и Илийского террейна вблизи Австралии. Эта модель основана на близких распределениях возрастов и изотопно-геохимических характеристиках обломочного циркона из мезопротерозойских осадочных толщ и присутствии магматических комплексов, имеющих возраст ~1.05–1.7 млрд лет, в провинции Масгрейв, которые послужили основными источниками сноса [85, 97].

Альтернативная палеомодель предполагает, что в раннем неопротерозое рассматриваемая группа террейнов располагалась на окраине суперконтинента Родиния, между юго-востоком Сибири и северо-востоком Лаврентии [58]. В основу этой модели было положено сходство распределений возрастов обломочного циркона в толщах этих террейнов с позднемезопротерозойскими песчаниками юго-восточной части Сибири и позднемезопротерозойско-ранненеопротерозойскими метаосадочными толщами северо-востока Лаврентии, Балтики и северо-запада Северного Китая [58].

Кроме близости возрастных и изотопных Hf характеристик обломочного циркона, отмечаются близкие изотопно-геохимические характеристики неопротерозойских (1.0‒0.9 млрд лет) гранитоидов S- и I-типов в строении Илийского блока и Китайского Центрального Тянь-Шаня и магматических комплексов, выявленных в пределах Шотландии, Восточной Гренландии, Шпицбергена и Пирии, объединяемых в Вальгальский ороген [37‒40].

Однако в пределах террейнов Северного Казахстана и Северного Тянь-Шаня мезопротерозойские (1.05–1.2 млрд лет) магматические комплексы, подстилающие кварцито-сланцевые толщи, представлены постколлизионными гранитоидами, изотопные составы Nd и Hf в цирконах в которых указывают на их формирование в результате магматической переработки раннедокембрийской континентальной коры [21, 24, 25, 68].

Кварцито-сланцевые толщи Актау-Моинтинского и Джунгарского террейнов прорваны ранненеопротерозойскими (~920 млн лет) гранитами, изотопно-геохимические особенности которых указывают на их образование во внутриплитных обстановках за счет плавления раннедокембрийской континентальной коры [23, 62]. Такие особенности магматических комплексов, которые подстилают и перекрывают кварцито-сланцевые толщи, свидетельствует об отсутствии прямой связи между докембрийскими террейнами Казахстана, Тянь-Шаня с Вальгальским орогенным поясом, в эволюции которого выявлено два этапа надсубдукционного магматизма в интервале 1070–710 млн лет [38‒40].

Иная палеомодель предполагает, что во время формирования суперконтинента Родинии рассматриваемая группа террейнов находилась вблизи Свеконорвежского орогена на юго-западе Балтики [61, 63]. Согласно этой модели, максимумы распределений возрастов обломочного циркона из мезонеопротерозойских осадочных толщ совпадают с основными тектоно-магматическими событиями в Свеконорвежском орогене, что позволяет предполагать нахождение этих террейнов вблизи западной части Балтики [61, 70].

Характерной особенностью кварцито-сланцевых толщ террейнов Казахстана и Северного Тянь-Шаня является преобладание в них обломочного циркона раннемезопротерозойского возраста с максимумами ~1600, 1500 млн лет, что совпадают с возрастами основных тектоно-термальных событий на юго-западной части Балтики (см. рис. 12):

• Готское (1640–1520 млн лет);
• Телемаркийское (1520–1480 млн лет);
• Халландско‒Данополонское (1470–1420 млн лет).

Такое сходство может указывать на близкое положение рассматриваемой группы террейнов по отношению к массивам Идфьорд, Телемаркия, Бэмбл, Конгсберг, Идэфьорд и Восточному сегменту Свеконорвежского орогена. Присутствие обломочного циркона с возрастами 1100‒1200 млн лет отражает аккрецию этих террейнов к юго-западной окраине Балтики в ходе свеконорвежской орогении (см. рис. 12).

Большое количество обломочного циркона с возрастами 1700‒1800 млн лет в метаосадочных толщах Актау-Илийского блока может указывать на поступление кластического материала из параавтохтонного Восточного сегмента, где отмечаются интенсивные проявления позднепалеопротерозойского (1800‒1640 млн лет) гранитоидного магматизма [33]. При таком положении рассматриваемой группы террейнов позднемезопротерозойский (1050–1200 млн лет) постколлизионный гранитоидный магматизм и последующее накопление кварцито-сланцевых толщ в позднем мезопротерозое–раннем неопротерозое коррелируется с бимодальным магматизмом и накоплением осадочного чехла, которые завершают наиболее раннюю фазу Свеконорвежской орогении, приведшую к коллизии террейнов Идфьорд и Телемаркия [32, 33].

Анарогенный магматизм (~920 млн лет), завершающий накопление метатеригенных толщ Актау-Илийского блока, может отражать завершающую фазу свеконорвежской орогении, которая в начале Тония (~930–920 млн лет) сопровождалась интенсивным магматизмом, включающем становление гранитов А-типа и анортозитов [32, 33] (см. рис. 12).

Таким образом, мезонеопротерозойская история развития группы террейнов западной части Центрально-Азиатского орогенного пояса, включающая два этапа ~1100 и 900 млн лет гранитоидного магматизма, разделенные накоплением кварцито-сланцевых толщ, совпадает с тектоно-магматической эволюцией юго-запада Балтики и отражает полный цикл Свеконорвежской орогении (см. рис. 12).

Наиболее вероятным положением Актау-Илийского блока и других родственных террейнов Казахстана и Китайского Центрального Тянь-Шаня в структуре Родинии может считаться их позиция вблизи Свеконорвежского орогена на западе Балтики (рис. 14).

 

Рис. 14. Палеогеографическая реконструкция суперконтинента Родиния на ~900 млн лет (по данным [41, 61], с изменениями и дополнениями).

Обозначено (пурпур) вероятное положение Актау-Илийского блока в структуре суперконтинента Родиния (вместе с террейнами Северного Казахстана, Иссыкульским террейном и Китайским Центральным Тянь-Шанем).

 

ВЫВОДЫ

1. Полученные результаты U–Pb и Lu–Hf изотопно-геохронологического изучения обломочного циркона из пород сарычабынской серии и косагашской свиты Джунгарского террейна Южного Казахстана позволяют считать их единым стратиграфическим уровнем. Накопление осадочных протолитов этих толщ началось ~1026 млн лет и продолжалось до внедрения гранитоидов сарычабынского и басканского комплексов, возраст которых составляет ~920 млн лет.
2. Среди источников сноса, подвергавшихся эрозии при накоплении протолитов метаосадочных пород сарычабынской серии и косагашской свиты, присутствовали мезопротерозойские и палеопротерозойские комплексы. Среди них можно выделить метабазиты и метапелиты умеренных и высоких ступеней метаморфизма, а также кислые магматические породы, сформированные при участии источников с различной коровой предысторией.
3. Близкий возрастной интервал и характер источников сноса метаосадочных толщ позднего мезопротерозоя‒раннего неопротерозоя свидетельствуют о близости Джунгарского, Актау-Моинтинского, Илийского, Иссыккульского, Китайского Центрального Тянь-Шаня и террейнов Северного Казахстана, которые в это время, как мы полагаем, представляли собой единый континентальный блок.
4. Позднедокембрийская история развития Актау-Илийского блока и других родственных докембрийских террейнов западной часто Центрально-Азиатского орогенного пояса имеет сходство с тектоно-магматической эволюцией юго-запада Балтики и отражает полный цикл Свеконорвежской орогении. Наиболее вероятным расположением этих террейнов в структуре суперконтинента Родинии может считаться их позиция вблизи Свеконорвежского орогена на западе палеоконтинента Балтики.

Благодарности. Авторы благодарны д.г.-м.н. А.В. Корсакову (ИГМ, г. Новосибирск, Россия) за помощь в проведении микрозондовых исследований. Авторы выражают искреннюю признательность рецензенту А.А. Сорокину (Институт геологии и природопользования ДВО РАН (ИГиП), Амурская обл., г. Благовещенск, Россия) и анонимному рецензенту за полезные комментарии, которые позволили улучшить статью, и благодарят редактора М.Н. Шуплецову (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

Финансирование. Работы выполнены за счет гранта Российского научного фонда проект № 22-77-00082 в рамках выполнения государственного задания ГИН РАН. Lu-Hf LА-ICP-MS исследование проведено в ЦКП “Геоаналитик” ИГГ УрО РАН в рамках темы № 123011800012-9 государственного задания ИГГ УрО РАН.

Конфликт интересов. Авторы заявляют, что не имеют конфликта интересов.

 

Дополнительные материалы размещены в электронном виде по DOI статьи: 10.31857/S0016853X24030023, доступны для авторизованных пользователей.

About the authors

N. A. Kanygina

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: kanygina.nadia@gmail.com
Russian Federation, bld. 7, Pyzhevsky per., 119017 Moscow

A. A. Tretyakov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: kanygina.nadia@gmail.com
Russian Federation, bld. 7, Pyzhevsky per., 119017 Moscow

K. E. Degtyarev

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: kanygina.nadia@gmail.com
Russian Federation, bld. 7, Pyzhevsky per., 119017 Moscow

A. S. Dubenskiy

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: kanygina.nadia@gmail.com
Russian Federation, bld. 7, Pyzhevsky per., 119017 Moscow

K. G. Erofeeva

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: kanygina.nadia@gmail.com
Russian Federation, bld. 7, Pyzhevsky per., 119017 Moscow

V. S. Sheshukov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: kanygina.nadia@gmail.com
Russian Federation, bld. 7, Pyzhevsky per., 119017 Moscow

V. S. Chervyakovskiy

A.N. Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Urals Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: kanygina.nadia@gmail.com
Russian Federation, bld. 15, st. Academician Vonsowski, 620016 Yekaterinburg

M. V. Chervyakovskaya

A.N. Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry, Urals Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: kanygina.nadia@gmail.com
Russian Federation, bld. 15, st. Academician Vonsowski, 620016 Yekaterinburg

References

Supplementary files