Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 497, № 1, стр. 61-66

Ишим-Срединно-Тяньшаньский микроконтинент (ИСТ) [1], известный также как Улутау-Сарыджазский или Сырдарьинский микроконтинент [2], представляет крупнейший докембрийский массив в западных областях Центрально-Азиатского складчатого пояса, протягивающийся на 1500 км из северного Казахстана в восточный Кыргызстан. Сходство докембрийских и нижнепалеозойских комплексов и близкие распределения возрастов обломочных цирконов предполагают, что ИСТ изначально представлял единое целое с Таримским кратоном и отделился от него в процессе рифтогенеза в позднем неопротерозое [2, 3].

Осадочные породы верхнего протерозоя в ИСТ, наиболее широко обнажающиеся в хребтах Каратау и Талас на юге Казахстана и северо-западе Кыргызстана, несут важнейшую информацию о древней истории региона, но их возраст остается дискуссионным. Одним из таких объектов являются флишоидные толщи Таласского хребта (рис. 1), относящиеся в различных схемах как к верхнему протерозою [4–6], так и к нижнему палеозою [7]. Здесь они выделяются в двух тектонических подзонах, имеющих складчато-надвиговое строение – Узунахматской, расположенной в юго-западной части хребта, и Таласской, занимающей центральную и северную части хребта [8]. В обеих подзонах толщи имеют сходный литологический состав и одинаковые значения возраста обломочных цирконов, свидетельствующие о едином источнике сноса и близком, вероятно. ранненеопротерозойском, возрасте пород [6]. В Узунахматской подзоне породы метаморфизованы в филлитовой и зеленосланцевой фациях, в Таласской – метаморфизм незначителен (рис. 1).

Рис. 1.

Геологическая карта Таласского Алатау по [9] с изменениями. 1 – выходы чиимташской свиты; 2–4 – Каратау-Таласская зона: 2 – неопротерозойские флишоидные толщи: Узунахматская подзона (а) и Таласская подзона (б); 3 – неопротерозойские песчаники и карбонатные породы, малокаройская серия; 4 – карбонатные породы кембрия и ордовика, бешташская свита; 5 – докембрийские толщи нерасчлененные Северного Тянь-Шаня (а) и Срединного Тянь-Шаня (б); 6 – нижнепалеозойские толщи Северного Тянь-Шаня (а) и Срединного Тянь-Шаня (б); 7 – девонские и каменноугольные отложения Северного Тянь-Шаня (а) и Срединного Тянь-Шаня (б); 8 – кембрийские кремнисто-базальтовые толщи и офиолиты Киргизско-Терскейской зоны; 9 – неопротерозойские граниты; 10 – граниты верхнего ордовика (а) и девона и перми (б); 11 – Южный Тянь-Шань; 12 – мезозой и кайнозой (а), озера (б); 13 – разломы; 14 – реки; 15 – участок опробования. На врезке – положение района работ в структуре Урало-Монгольского пояса. Сокращения: СТШ, СрТШ и ЮТШ – Северный, Срединный и Южный Тянь-Шань соответственно, ТФР – Таласо-Ферганский разлом, ЛН – Линия Николаева, ЮТС – Южно-Тянь-Шаньская сутура, ВЕП – Восточно-Европейская платформа.

Основными стратиграфическими единицами в Узунахматской подзоне являются, снизу вверх по разрезу, бакаирская, карабуринская и узунахматская свиты, представленные, соответственно, известняковыми мраморами, терригенными турбидитами с прослоями известняков и грубыми песчанистыми турбидитами, общей мощностью более 2.5 км. Стратиграфически ниже карбонатных пород бакаирской свиты лежат вулканиты основного и кислого состава, выделяющиеся как чиимташская свита [10]. Вулканиты обнажаются на единственном участке (1.5 × 10 км) в районе р. Чиимташ на южном склоне Таласского хребта (рис. 1). В разрезе свиты преобладают туфы и туфобрекчии основного состава, массивные и миндалекаменные базальты и долериты. В подчиненных количествах развиты чередующиеся с ними риолиты, кварц-плагиоклазовые порфиры и кислые туфы, образующие с породами основного состава единый комплекс вулканических пород. В верхней части разреза присутствуют пласты известняков, свидетельствующие о постепенном переходе к вышележащим карбонатным породам бакаирской свиты. Породы рассланцованы и слабо метаморфизованы. Основание свиты не вскрыто, и ее видимая мощность составляет около 450–500 м. Возраст цирконов из дайки гранофира в чиимташской свите на р. Чиимташ, определенный Pb–Pb (ТИЭ)-методом, составлял 1110 ± 15 млн лет, и на этом основании вулканиты рассматривались как возможные аналоги мезопротерозойской рифтогенной контрастной серии (экургенкольская и бельчийская свиты) Северного Тянь-Шаня [10].

Для определения возраста и тектонической принадлежности вулканических пород чиимташской свиты нами была отобрана серия образцов в разрезе по р. Чиимташ южный. Проба АКХ19-27 (42°07′14″ с.ш. 71°52′09″ в.д.) для геохронологического исследования была взята из горизонта кислых туфов в нижней части разреза. U–Th–Pb-датирование цирконов осуществлялось на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского по методике, описанной в [11]. Результаты приведены в табл. 1 и на рис. 2.

Рис. 2.

Микрофотографии цирконов из кислых туфов чиимташской свиты, проба АКХ19-27, выполненные в режиме катодолюминесценции (кружками обозначены датированные участки, номера зерен отвечают номерам анализов в табл. 1) и диаграмма с расчетом среднего значения возраста по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U. Ошибки индивидуальных измерений на уровне 2σ. СКВО 0.53. Аналитические данные приведены в табл. 1.

Изучение на электронном микроскопе CamScan MX 2500S показало, что большинство кристаллов циркона имеют субидиоморфную форму, нередко с хорошо сохранившимися гранями. В режиме катодолюминесценции в них отчетливо проявляется осцилляторная зональность, характерная для магматических цирконов (рис. 2). В пользу магматического происхождения свидетельствуют также высокие значения Th/U = = 0.47–0.87 в датированных зернах (табл. 1). Метаморфические каймы не наблюдались.

Всего было произведено датирование 15 зерен, из них по 14 зернам рассчитан средний возраст по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, равный 851 ± 4 млн лет (рис. 2). Учитывая магматическое происхождение цирконов, мы рассматриваем его как время формирования толщи вулканитов.

Химические анализы 8 проб (2 кислых и 6 основных пород) были выполнены в лабораториях ГИН РАН (Москва), ИПТМ РАН (Черноголовка) и ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Результаты анализов приведены в табл. 2 и на рис. 3. Как показывает изучение шлифов, кислые породы в отобранной коллекции содержат обломки кварца, фельзита и полевого шпата, погруженные в тонкозернистый агрегат серицита, и являются вулканитами и мелкообломочными туфами. По химическому составу они отвечают дациту и риолиту (рис. 3а). Породы основного состава представлены миндалекаменными и порфировидными базальтами и долеритами. Все породы подвержены вторичным изменениям, но в долеритах они проявлены слабее: в шлифах распознаются кристаллы пироксенов и плагиоклаза, а также минерал, замещенный хлоритами ряда пеннина, вероятно, оливин. Базальты часто превращены в хлорит-эпидот-альбитовые сланцы. По содержаниям SiO₂ и щелочей породы основного состава соответствуют пикробазальтам, базальтам и базанитам (тефритам) (рис. 3а). Принадлежность рассматриваемых вулканических пород к бимодальной серии, предполагаемая по их положению в едином разрезе, подтверждается и сходным наклоном кривой распределения РЗЭ для пород кислого и основного составов (рис. 3б) с близкими величинами (La/Lu)_n, составляющими 6.9 для кислых пород и 6.3 для основных пород, и (La/Sm)_n, составляющими 3.0 для кислых пород и 2.0 для основных пород.

Рис. 3.

Геохимические характеристики магматических пород чиимташской свиты. а) – классификационная TAS-диаграмма, б) – нормализованное к хондриту [12] распределение РЗЭ, в) диаграмма Th/Yb–Nb/Yb [13], г) мультиэлементная диаграмма с концентрациями элементов, нормализованными к примитивной мантии [12]. 1 – породы кислого состава, 2 – породы основного состава, 3 – OIB (по [12]).

Контрастный риолит-базальтовый состав вулканической серии, повышенные концентрации TiO₂ (>2%), Fe₂O₃ (до 20%) и P₂O₅ (до 0.3%) в базальтах (табл. 2) типичны для магматических пород, формировавшихся во внутриплитной обстановке. На внутриплитную обстановку указывает и распределение редких элементов. Так, на диаграмме Th/Yb–Nb/Yb все образцы вулканических пород основного состава располагаются в пределах тренда изменения состава мантийных расплавов (рис. 3в). На мультиэлементной диаграмме (рис. 3г) широкий разброс значений Rb, Ba, K для пород основного состава связан, скорее всего, с вторичными изменениями, но при этом отчетливо видно отсутствие отрицательных аномалий Ta–Nb и Ti, что также типично для магматических комплексов внутриплитных обстановок. На дискриминационных диаграммах (здесь не приводятся) Rb–(Yb + Ta) и Rb–(Y + Nb) Пирса и др. [14] для пород кислого состава, образец АКХ19-27 также располагается в поле внутри- плитных обстановок, а образец АКХ19-26 – на границе полей внутриплитых и островодужных обстановок.

Полученная датировка 851 ± 4 млн лет определяет возраст чиимташской свиты как ранненеопротерозойский. Переход через переслаивание от вулканитов к карбонатам вышележащей бакаирской свиты предполагает, что бакаирская свита тоже имеет ранненеопротерозойский возраст. Установленный возраст контрастной серии около 850 млн лет показывает, что магматическое событие в Таласском хребте не имеет связи с предполагаемым мезопротерозойским (около 1100 млн лет) рифтогенным событием в Северном Тянь-Шане [10]. Хотя внутриплитный магматизм может быть вызван различными причинами, рассматриваемое магматическое событие близко по возрасту к неопротерозойскому рифтогенезу в расположенных южнее континентальных блоках, прежде всего, в Тариме, и, вероятно, отражает его наиболее ранний этап. Рифтогенные комплексы с возрастами от 840–830 млн лет до 740–720 млн лет, широко развитые в этих докембрийских массивах, обычно рассматриваются как индикаторы распада Родинии [15]. Полученная нами оценка возраста контрастной серии около 850 млн лет позволяет предполагать, что рифтогенез на окраине Родинии в ИСТ начался на 10–20 млн лет раньше, чем во внутренних областях суперконтинента.