Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 493, № 2, стр. 61-67

В фанерозойских складчатых поясах офиолиты обычно представлены небольшими фрагментами, входящими в состав серпентинитовых меланжей. Полные офиолитовые разрезы, в строении которых участвуют как плутонические, так и вулканогенно-осадочные породы, сохраняются достаточно редко, поэтому их всесторонне изучение важно для понимания обстановок и продолжительности формирования океанической коры.

В палеозоидах западной части Центрально-Азиатского пояса наиболее полные раннепалеозойские офиолитовые разрезы известны на северо-востоке Центрального Казахстана в пределах Баянаульской и Майкаин-Кызылтасской зон (рис. 1). Здесь детально изучены верхние – кремнисто-базальтовые и кремнистые части разрезов, точный возраст которых установлен на основании находок конодонтов [2, 3, 5, 6]. В то же время изученность плутонических частей офиолитовых разрезов остается недостаточной. Задачей настоящей работы являлось U–Th–Pb (SIMS) датирование плагиогранитов двух офиолитовых комплексов, расположенных на юго-западе Баянаульской и Майкайин-Кызылтасской зон. Особенности состава пород, участвующих в строении изученных офиолитовых разрезов, позволяют считать, что их формирование происходило в надсубдукционных обстановках юной островной дуги или задугового окраинного бассейна [2, 4–6].

Рис. 1.

Схема раннепалеозойской тектонической зональности северо-востока Центрального Казахстана по [1] с упрощениями. 1 – силурийско-девонские вулканогенно-осадочные толщи; 2–5 – комплексы раннепалеозойских тектонических зон: 2 – Бощекуль-Кендыктинской, 3 – Карайгырской, 4 – Майкаин-Кызылтасской, 5 – Баянаульской; 6 – наиболее крупные разломы.

Баянаульская зона, расположенная на северо-востоке Центрального Казахстана, протягивается в северо-восточном направлении более чем на 200 км при ширине до 50 км. В ее строении, в основном, участвуют средне-верхнеордовикские контрастные и диффренцированные вулканогенно-осадочные толщи островодужного типа, основание которых в большинстве случаев неизвестно [1]. Только вдоль северо-западной периферии Баянаульской зоны устанавливается, что средне-верхнеордовикские образования залегают на более древних офиолитах. Наиболее полный разрез офиолитов выявлен на юго-западе Баянаульской зоны в окрестностях урочища Караулчеку [4, 6], где они слагают ядро и крылья крупной одноименной антиклинали северо-восточного простирания (рис. 2).

Рис. 2.

Схема геологического строения окрестностей урочища Караулчеку по [5] с упрощениями. 1 – кайнозойские отложения; 2 – акозекская свита; 3 – караучекинская свита; 4 – плагиограниты; 5 – силлы долеритов и фельзитов; 6 – габбро; 7 – пироксениты; 8 – дуниты, лерцолиты, верлиты; 9 – апогарбургитовые серпентиниты; 10 – разрывные нарушения; 11 – элементы залегания; а – слоистости, б – полосчатости; 12 – место отбора пробы для U–Pb-геохронологических исследований и ее номер.

Наиболее низкое положение в структуре занимают апогарцбургитовые серпентиниты с жилами дунитов, ортопироксенитов и телами хромититов. Далее разрез наращивается расслоенным комплексом, в котором присутствуют дуниты, лерцолиты, верлиты, клинопироксениты, расслоенные и массивные габбро общей мощностью 600–700 м. Вверх габбро сменяется роем силлов мощностью 700–800 м. Силлы секут расслоенность под углами 10°–20°, среди них преобладают долериты (95%) остальные представлены породами средне-кислого и кислого состава. В верхней части роя силлов и в подошве перекрывающих эффузивов располагаются тела плагиогранитов мощностью до 50–70 м, которые могут быть прорваны долеритами. Офиолитовый разрез завершает толща подушечных эффузивов базальтового, андезибазальтового и андезитового состава мощностью около 500 м (караучекинская свита). Офиолиты перекрываются туфогенно-кремнисто-вулканогенной (с андезитами и трахиандезитами) толщей мощностью до 500 м (акозекская свита). Разрез этой свиты начинается с пачки красных кремнистых туффитов и глинистых яшм, содержащих конодонты зоны Oepikodus evae верхней части флоского яруса нижнего ордовика [3], что является верхним возрастным пределом формирования офиолитов урочища Караулчеку.

Для геохронологических исследований были опробованы гранитоиды наиболее крупного тела на северо-западном крыле Караучекинской антиклинали (проба СК-1771: 50°51′10.6″ с.ш.; 74°49′29.0″ в.д.). Гранитоиды имеют гипидиморфнозернистую структуру и сложены плагиоклазом (65%), кварцем (30–35%), амфиболом и магнетитом (5–10%). Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом. По химическому составу гранитоиды (мас. %): SiO₂ – 75.69; TiO₂ – 0.24; Al₂O₃ – 12.54; Fe₂O₃ – 2.90; FeO – 0.50; MnO – 0.02; MgO – 0.86; CaO – 0.86; Na₂O – 4.87; K₂O – 0.42; P₂O₅ – 0.04, соответствуют плагиоклазовым лейкогранитам.

Майкаин-Кызылтасская зона расположена северо-западнее Баянаульской. В ее строении принимают участие фрагменты различных частей офиолитовых разрезов, серпентинитовые меланжи и олистостромовые толщи, имеющие сложное покровно-складчатое строение [2–4]. Наименее нарушенные офиолитовые разрезы сохранились на юго-западе Майкаин-Кызылтаской зоны вблизи ее границы с Баянаульской – в окрестностях горы Толпак (рис. 3). Здесь офиолиты участвуют в строении Нижнетопакского и Верхнетолпакских тектонических покровов, надвинутых друг на друга с юго-востока на северо-запад и смятых в складки. Толпакские покровы подстилаются серпентинитовыми меланжами и в свою очередь надвинуты на Кызылтумсыкский покров, сложенный серпентинитовым меланжем, нижнеордовикскими кремнисто-базальтовыми и кремнистыми толщами (рис. 3). Офиолиты Толпакских покровов различаются полнотой и степенью тектонической переработки разрезов, а также их некоторыми геохимическими особенностями [2].

Рис. 3.

Схема геологического строения окрестностей горы Толпак по [2] с упрощениями. 1 – кайнозойские отложения; 2, 3 – нижнеордовикские комплексы Кызылтумсекского покрова: 2 – кремнистые породы, 3 – базальты; 4–8 – комплексы Нижнетолпакского покрова: 4 – кремнистые породы, 5 – брекчированные базальты, 6 – дайки долеритов, 7 – габбро-нориты, 8 – дуниты, верлиты, пироксениты; 9–13 – комплексы Верхнетолпакского покрова: 9 – кремнисто-туфогенно-терригенная толща толпакской серии, 10 – кремнисто-базальтовая толща толпакской серии, 11 – кварцевые диориты и плагиограниты, 12 – дайки долеритов, 13 – габбро и габбро-нориты; 14 – серпентиниты и серпентинитовый меланж; 15 – среднепалеозойские габбро-эссекситы и гранодиориты; 16 – границы тектонических покровов: (а) Кызылтумсекского, (б) Нижнетолпакского, (в) Верхнетолпакского; 17 – прочие разрывные нарушения: а – прослеженные, б – предполагаемые под кайнозойскими отложениями; 18 – место отбора пробы для U–Pb-геохронологических исследований и ее номер.

Нами были изучены комплексы Верхнетопакского покрова к югу и в районе горы Толпак. К югу от горы Толпак выше серпентинитового меланжа в блоках шириной до 300 м и протяженностью до 1 км выявлена следующая последовательность: среднезернистые габбро-нориты; офитовые порфировидные иногда брекчированные габбро-долериты и долериты; кварцевые диориты и плагиограниты, слагающие тела на контакте долеритов с базальтами; афировые миндалекаменные базальты нижней части толпакской серии. В окрестностях горы Толпак широко распространены породы толпакской серии, нижняя часть которой представлена подушечными афировыми базальтами с прослоями кремнистых алевролитов, туффитов и пепловых туфов кислого состава. В кремнистых алевролитах собраны конодонты с Periodon flabellum и Paroistidus cf. originalis верхней части флоского яруса нижнего ордовика [2, 3]. Базальты перекрываются кремнисто-туфогенно-терригенной толщей верхов толпакской серии, в которой собран комплекс конодонтов с Periodon aculeatus нижней-средней частей дарривильского яруса среднего ордовика [3], что определяет верхний возрастной предел формирования офиолитов Верхнетопакского покрова.

Для геохронологических исследований были опробованы гранитоиды крупного тела к югу от горы Толпак (проба СК-1775: 50°48′ 40.3″ с.ш.; 74°35′ 29.7″ в.д.). Гранитоиды катаклизированы, сохраняются участки с гипидиоморфнозернистой структурой, сложенные плагиоклазом (70%), кварцем (25%) и магнетитом (5%). Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом. По химическому составу гранитоиды (мас. %): SiO₂ – 70.05; TiO₂ – 0.32; Al₂O₃ – 14.59; Fe₂O₃ – 2,81; FeO – 1.83; MnO – 0.06; MgO – 0.51; CaO – 1.99; Na₂O – 6.36; K₂O – 0.06; P₂O₅ – 0.09, соответствуют трондьемитам.

Выделение циркона из плагиогранитов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами стандартных цирконов TEMORA и 91500, а далее сошлифованы приблизительно на половину их толщины и приполированы. Для выбора участков зерен циркона для локальных геохронологических исследований использовались микрофотографии, выполненные на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции.

U–Th–Pb (SIMS) геохронологические исследования цирконов выполнены на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, описанной в [10]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла ~2.5–4 нА, диаметр пятна (кратера) – ~15 × 10 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID [9] и ISOPLOT [6].

Акцессорные цирконы в плагиогранитах из пробы СК-1771 представлены бесцветными субидиоморфными и ксеноморфными кристаллами призматического и дипирамидального габитуса размером 50–200 мкм с коэффициентом удлинения 2.0–3.0. Кристаллы имеют непрозрачные ядра с большим количеством включений рудного минерала и прозрачные каймы (рис. 4).

Рис. 4.

Микрофотографии кристаллов, выполненные на электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режиме катодолюминесценции, и диаграммы с конкордией для цирконов из плагиогранитов Баянаульской (проба СК-1771) и Майкаин-Кызылтасской (проба СК-1775) зон. Номера точек соответствуют номерам в табл. 1 и 2.

Акцессорные цирконы в плагиогранитах из пробы СК-1775 представлены в основном бесцветными, желтыми и коричневыми, прозрачными, полупрозрачными и непрозрачными субидиоморфными кристаллами призматического и дипирамидального габитуса размером от 50 до 150 мкм с коэффициентом удлинения 2.0–3.0 с большим количеством включений рудного минерала. Реже встречаются ксеноморфные изометричные кристаллы (рис. 4).

Для плагиогранитов из пробы СК-1771 выполнены U–Th–Pb-геохронологические исследования 15 кристаллов циркона. Конкордантное значение, рассчитанное по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, составляет 480 ± 3 млн лет (рис. 4, табл. 1), что соответствует середине-верхам тремадокского яруса нижнего ордовика [7].

Для плагиогранитов из пробы СК-1775 выполнены U–Th–Pb-геохронологические исследования 19 кристаллов циркона. Конкордантное значение, рассчитанное по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, составляет 477 ± 2 млн лет (рис. 4, табл. 2), что соответствует верхам тремадокского – самым низам флоского ярусов нижнего ордовика [7].

Полученные результаты геохронологического изучение плагиогранитов двух офиолитовых разрезов показывают, что возрасты их плутонических комплексов в пределах ошибок совпадают и соответствуют низам раннего ордовика. Возрастные интервалы формирования плутонических и вулканогенно-осадочных комплексов офиолитов в Баянаульской зоне охватывают середину тремадокского – низы флоского ярусов нижнего ордовика, а в Верхнетолпакском покрове Майкаин-Кызылтасской зоны – верхи тремадокского яруса нижнего ордовика – дапинский ярус среднего ордовика.

Таким образом, проведенные исследования позволили установить, что формирование плутонических и вулканогенно-осадочных комплексов надсубдукционных офиолитов на северо-востоке Центрального Казахстана охватывает относительно небольшой (не более 7–10 млн лет) временной интервал.