Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 496, № 1, стр. 17-21

Вопросы происхождения, эволюции и конфигурации докембрийских микроконтинентов, являющихся основными элементами в структуре западных областей Центрально-Азиатского складчатого пояса, остаются в целом слабо охарактеризованными, прежде всего, вследствие дефицита современных геохронологических данных по докембрийским комплексам. Задачей нашего исследования являлось определение возраста и тектонической позиции докембрийских метаморфических толщ, развитых в наименее изученной центральной части Актау-Джунгарского микроконтинента в хр. Джунгарский Алатау Южного Казахстана (рис. 1). Актау-Джунгарский микроконтинент протягивается из Центрального Казахстана в западный Синьцзян (КНР), достигая 1000 км в длину и 200 км в ширину [9]. В лучше изученных западных и восточных областях микроконтинента – в Актау-Моинтинском массиве западного Прибалхашья и в восточной части Джунгарского Алатау на территории КНР – развиты сходные геологические комплексы. В обоих регионах фундамент слагают мезопротерозойские и ранненеопротерозойские кварциты и сланцы (киикская серия и комплекс Венчуань), прорванные ранненеопротерозойскими гранитами. В Актау-Моинтинском массиве также присутствуют кислые вулканиты, комагматичные гранитоидам. Стратифицированные толщи и граниты метаморфизованы в обстановках зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Выше с несогласием лежат существенно карбонатные толщи неопротерозоя, которые с несогласием и размывом перекрываются диамиктитами, карбонатами и терригенными отложениями эдиакария и раннего палеозоя [7, 9, 11, 13, 14]. В центральной части микроконтинента в Джунгарском Алатау на юго-востоке Казахстана (рис. 1) развиты литологически сходные комплексы, однако их возраст и структурная позиция остаются слабо обоснованными [1, 5, 6].

Рис. 1.

Геологическая карта Джунгарского Алатау по [6, 8, 12] с изменениями. 1 – мезо- и неопротерозой: сланцы и кварциты сарычабынской серии и комплекса Венчуань; 2 – неопротерозой: карбонаты, сланцы, порфироиды; 3 – поздний неопротерозой, сланцы и диамиктиты; 4 – нижний палеозой. 5–6 – девон, карбон и пермь: 5 – терригенные отложения, 6 – вулканиты; 7 – отложения мезозоя и кайнозоя (а) и озера (б); 8–11 – интрузивные породы: 8 – неопротерозойские гранитоиды, 9 – неопротерозойские габбро и долериты, 10 – позднеордовикские граниты, 11 – каменноугольные и пермские граниты; 12 – разломы; 13 – государственная граница; 14 – города; 15 – датированные образцы и возрасты пород в млн лет: а) эта статья, б) другие работы; dZr – возрасты наиболее молодых кластеров обломочных цирконов. Ссылки отвечают номерам в списке литературы. На врезке – положение Джунгарского Алатау в структуре Урало-Монгольского пояса. Сокращения: ВЕП – Восточно-Европейская платформа, ЮТС – Южно-Тянь-Шаньская сутура, ТФР – Таласо-Ферганский разлом, АД – Актау-Джунгарский микроконтинент, МА – Мынчукурский антиклинорий, ТА – Текелийский антиклинорий.

Сарычабынская серия, считающаяся наиболее древней стратиграфической единицей в Джунгарском Алатау на территории Казахстана, обнажается в ядерных частях Мынчукурского и Текелийского антиклинориев к востоку от городов Талды-Курган и Текели (рис. 1). Породы серии представлены слюдистыми, кварц-слюдяными и плагиоклаз-кварц-слюдяными сланцами и кварцитами с подчиненными горизонтами мраморов. Метаморфизм пород отвечает высокотемпературной субфации эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций. В разрезах серии широко развиты мигматиты, а также многочисленные жилы, малые тела и массивы гранито-гнейсов, относящихся к сарычабынскому, тентексайскому и басканскому комплексам [1, 2, 5, 6].

Проводившееся ранее U–Pb (TIMS)-датирование навесок цирконов из мигматитов сарычабынской серии и гранито-гнейсов сарычабынского и басканского комплексов позволило рассчитать дискордии с верхними пересечениями 1267 ± 20 и 860 ± 20 млн лет, которые были интерпретированы как вероятный возраст формирования мигматитов и гранито-гнейсов соответственно [1]. Также, по навескам цирконов для гранитоидов басканского комплекса к югу от города Сарканд (рис. 1) была получена оценка возраста их кристаллизации 875 ± 12 млн лет [4].

С целью обоснования возраста древнейших толщ Джунгарского Алатау нами были изучены гранито-гнейсы сарычабынского комплекса. Образцы для геохронологического исследования были отобраны в Текелийском антиклинории на р. Коксу в 20 км к северо-востоку от пос. Рудничный (44°45′00″ с.ш. 79°06′40″ в.д.), где гранито-гнейсы слагают изолированный массив размером 2 × 1 км [2]. В пределах массива развиты гранито-гнейсы розового и белого цвета, из которых были взяты пробы А1506 и А1507 соответственно. Протолитом гранито-гнейсов являются среднезернистые субщелочные граниты, сложенные на 75–80% кварцем и щелочным полевым шпатом с подчиненными количествами плагиоклаза (олигоклаз–альбит) и редкими зернами (до 5%) хлоритизированного биотита. По химическому составу обе разновидности пород отвечают лейкогранитам. Средние содержания породообразующих окислов в мас % в пробах А1506 (2 анализа) и А1507 (3 анализа) составляют соответственно: SiO₂ – 74.2 и 74.6; TiO₂ – 0.54 и 0.28; Al₂O₃ – 12.6 и 13.2; Fe₂O₃ – 1.22 и 0.59; FeO – 1.7 и 1.5; MnO – 0.05 и 0.03; MgO – 1.08 и 0.36; CaO – 0.75 и 0.82; Na₂O – 3.6 и 2.6; K₂O – 3.1 и 5.3; P₂O₅ – 0.11 и 0.09. Высокие содержания K₂O (3.1–5.3%) и РЗЭ (180–280 г/т) и высокая глиноземистость гранитоидов (ASI (Al/(Ca–1.67P + Na + K) = 1.14–1.22)), характерные для производных частичного плавления метаосадочного субстрата, предполагают, что в формировании родоначальных расплавов принимали участие породы докембрийской континентальной коры.

Выделение циркона из отобранных образцов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами стандартных цирконов TEMORA и 91 500, сошлифованы до половины их толщины и приполированы. Изучение цирконов на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режиме катодолюминесценции показало, что во всех зернах отчетливо выражены внутренние области с контрастной тонкой полосчатостью, свидетельствующей о магматическом происхождении цирконов, и светлые каймы, сформировавшиеся в процессе последующего метаморфизма. Участки для датирования были выбраны в пределах внутренних зон, отражающих процесс роста цирконов на стадии кристаллизации расплава (рис. 2а).

Рис. 2.

а – Микрофотографии кристаллов циркона из гранито-гнейсов сарычабынского комплекса, проба А1506, выполненные в режиме катодолюминесценции. Номера зерен отвечают номерам анализов в табл. 1. Кружками обозначены датированные участки. б – Диаграмма с конкордией для цирконов из гранито-гнейсов сарычабынского комплекса, проба А1506. Конкордантный возраст рассчитан с ошибкой на уровне 2σ. Вероятность конкордантности = 0.92. Аналитические данные приведены в табл. 1.

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 [15]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 2.5–4 нА, диаметр пятна – около 15 × 10 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID 1.00 и ISOPLOT 3.00.

В пробе А1506 изучено 20 зерен циркона. Результаты анализов представлены в табл. 1 и на диаграмме с конкордией рис. 2б. По 17 зернам рассчитан конкордантный возраст 924 ± 4 млн лет. Учитывая магматическое происхождение цирконов, мы считаем, что этот возраст отражает время кристаллизации гранитного расплава. Для трех зерен получены в различной степени дискордантные оценки возраста 964 ± 6, 1334 ± 10 и 2319 ± ± 20 млн лет (табл. 1). Два последних значения заметно древнее возраста основного кластера, и эти цирконы, по-видимому, представляют ксеногенные зерна, захваченные из вмещающих пород в процессе плавления и подъема гранитной магмы.

Полученная оценка возраста представляет важный хронологический репер для реконструкций докембрийской истории Актау-Джунгарского микроконтинента. Возраст 924 ± 4 млн лет определяет верхний предел времени накопления метаосадочных толщ сарычабынской серии, вмещающей гранито-гнейсы. Наиболее вероятным представляется позднемезопротерозойский–ранненеопротерозойский возраст пород серии, соответствующий возрасту близких по составу киикской серии в Актау-Моинтинском массиве [3], и комплекса Венчуань в восточной части Джунгарского Алатау в КНР [11]. Возраст гранито-гнейсов сарычабынского комплекса совпадает с возрастами анорогенных гранитоидов узунжальского комплекса и кислых вулканитов алтынсынганской свиты в Актау-Моинтинском массиве в западном Прибалхашье [7], а также с возрастами гранитоидов, развитых в комплексе Венчуань на территории КНР [10, 13] (рис. 1). Полученные данные показывают, что гранитоиды возрастом 900–920 млн лет образуют единый, крупный магматический пояс, протягивающийся более чем на 1000 км, и отражают важнейший этап эволюции Актау-Джунгарского микроконтинента. Граниты с аналогичными возрастами отсутствуют в других докембрийских блоках Казахстана и Северного Тянь-Шаня [9] и, вследствие этого, представляют важный маркер при определении границ Актау-Джунгарского микроконтинента, в частности – в районах к югу и востоку от Илийской впадины в КНР, где границы микроконтинентов остаются невыясненными.