Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 500, № 2, стр. 142-149

Установление возраста дунит-гарцбургитовых комплексов офиолитов представляет собой непростую задачу, решение которой может быть сильно затруднено по нескольким причинам: частой дезинтеграцией офиолитов и последующим тектоническим совмещением разновозрастных пород; крайне низким содержанием радиогенных компонентов в мантийных ультрамафитах; нарушенностью Sm/Nd- и Rb/Sr-изотопных систем в породообразующих минералах дунитов и перидотитов [5], что делает невозможным датирование мантийных пород этими методами. Полученные ранее K–Ar-оценки возраста ультрамафитов и габброидов существенно различаются, что может быть связано с более поздними наложенными процессами [9]. Поэтому наиболее надежным может считаться U–Pb-датирование ультрамафитов с помощью акцессорного циркона. Присутствие циркона отмечается в хромитовых рудах и сегрегациях из дунитов и гарцбургитов в массивах Финеро в Западных Альпах [17] и Войкаро-Сыньинском на Полярном Урале [12], в гарцбургитах офиолитов Албании [20], в лерцолитах и гарцбургитах Срединно-Атлантического хребта [13] и др.

В палеозоидах западной части Центрально-Азиатского пояса фрагменты различных офиолитовых комплексов участвуют в строении узких протяженных зон, имеющих сложную покровно-складчатую структуру. До недавнего времени детально были изучены только самые верхние – кремнисто-базальтовые и кремнистые части офиолитов, точный возраст которых установлен на основании находок конодонтов [6, 7, 14, 15]. В последние годы стали появляться данные о возрастах тоналит-плагиогранитных тел, залегающих в верхах плутонической части разрезов офиолитов [7, 8]. U–Pb-оценки возраста циркона из габбро получены только для офиолитов гор Толпак на северо-востоке Центрального Казахстана [15].

Тектурмасская зона является одной из наиболее крупных офиолитовых зон западной части Центрально-Азиатского пояса. Она расположена в центральной части Центрального Казахстана и протягивается в субширотном направлении на более чем 350 км при ширине 2–15 км (рис. 1). В ее строении участвуют фрагменты разновозрастных офиолитовых комплексов [1, 6, 8, 10, 14]. В южной части зоны распространены ранне- и среднеордовикские ультрамафиты, габброиды, плагиограниты, кремнисто-базальтовые и кремнистые толщи, формировавшиеся в различных, в том числе надсубдукционных, геодинамических обстановках. Их тектоническое совмещение, вероятно, произошло в конце ордовика–начале силура во время формирования мощной олистостромовой толщи.

Рис. 1.

Схема геологического строения окрестностей рудного поля Уртынжал. Составлена с использованием материалов О.Е. Беляева, А.С. Якубчука и А.Ф. Читалина. 1 – кайнозойские отложения; 2 – нижнекаменноугольные вулканогенно-осадочные толщи и гранитоиды; 3 – нижнесилурийские терригенные толщи; 4 – верхнеордовикско-нижнесилурийские кремнисто-туфогенные толщи (базарбайская свита), 5 – среднеордовикские долериты и габбро-долериты, 6 – среднеордовикские габброиды; 7 – серпентинизированные дуниты и гарцбургиты; 8 – средне-верхнеордовикские кремнистые толщи (тектурмасская свита); 9 – разрывные нарушения: а) тектонические покровы и надвиги, б) прочие. На врезке: Положение Тектурмасской офиолитовой зоны в структуре палеозоид Центрального Казахстана. 1, 2 – континентальные вулканиты: 1 – верхнего палеозоя, 2 – нижнего-среднего девона; 3, 4 – терригенные комплексы Нуринской зоны: 3 – силура, 4 – нижнего-среднего девона; 5 – олистостромовые и флишевые комплексы силура Успенской зоны; 6 – ордовикские известково-щелочные вулканиты Байдаулетовской зоны; 7 – нижнепалеозойские комплексы Тектурмасской зоны; 8 – позднепалеозойские гранитоиды, 9 – разрывные нарушения.

В строении северной части зоны участвуют средне-позднеордовикские комплексы, формирование которых происходило в надсубдукционных обстановках, скорее всего, в преддуговой области. Самое низкое положение в структуре здесь занимает дунит-гарцбургитовый комплекс, выше которого залегают мелко- и среднезернистые габбро, габбро-диориты и тоналиты мощностью не более 200 м, среди которых встречается большое количество даек и силлов основного, среднего и кислого состава. Выше количество силлов увеличивается, часто присутствуют дайково-силловые пакеты мощностью от 4–5 см до 3–5 м. Тоналиты и плагиограниты образуют скрины и мелкие тела в составе дайково-силлового комплекса, а также слагают протяженное тело мощностью от 30–40 до 150–200 м вблизи границы с базальтами. Дайково-силловый комплекс сменяется базальтами и андезибазальтами с прослоями кремнистых туффитов (кузекская свита), которые перекрываются бурыми и вишневыми пеплистыми яшмами, кремнистыми туффитами и туфосилицитами, пепловыми туфами средне-кислого состава (базарбайская свита).

В последние годы для циркона из крупного тела плагиогранитов в верхах плутонической части разреза была получена U–Th–Pb (SHRIMP II)-оценка возраста его кристаллизации 452 ± 4 млн лет [8]. В прослоях кремнистых туффитов среди базальтов кузекской свиты собраны конодонты верхов дарривильского яруса среднего ордовика – низов сандбийского яруса верхнего ордовика [6, 8]. В кремнисто-туфогенных породах базарбайской свиты собраны конодонты, позволяющие считать, что ее накопление происходило в течение катийского яруса верхнего ордовика-лландоверийского отдела силура [6]. Базарбайская свита согласно перекрывается терригенными породами ермекской свиты силура.

Сопоставление геохронологических и биостратиграфических данных позволяет оценивать возраст становления тоналит-плагиогранитной и кремнисто-базальтовой частей офиолитов северной части Тектурмасской зоны в интервале 455–460 млн лет, а перекрывающих кремнисто-туфогенных пород базарбайской свиты – в интервале 455–440 млн лет. Данные о возрастах габброидов и ультрамафитов до настоящего времени отсутствовали.

Находки зерен циркона, алмаза и муассанита в ультрамафитах Тектурмасской зоны впервые были сделаны в 80-х годах ХХ века В.А. Чевердиным при проведении тематических работ. Эти данные послужили основанием для поиска акцессорного циркона в дунитах и гарцбургитах этой зоны, их выделения и последующего U–Th–Pb (SIMS)-датирования.

Для выделения циркона из ультрамафитов был использован керн поисковой скважины У-1, пробуренной в 2016 г. на месторождении Уртынжал с целью вскрытия зон кварцево-золото-медно-никелевой сульфидной минерализации. В строении окрестностей месторождения Уртынжал участвуют комплексы северной части Тектурмасской зоны, среди которых выявлены серпентинизированные дуниты и гарцбургиты, габбро, габбро-долериты и долериты дайково-силлового комплекса, и кремнисто-туфогенные породы базарбайской свиты. В западной части участка на ультрамафитах, габбро и габбро-долеритах залегают тектонические пластины, сложенные кремнистыми породами тектурмасской свиты среднего-верхнего ордовика, которые принадлежат к комплексам южной части зоны (рис. 1).

Наклонная скважина У-1 забурена в амфиболизированных габбро (49°20′29″с.ш.; 73°32′46″в.д.), на глубине 100 м они сменяются серпентинизированными ультрамафитами, которые продолжаются до забоя – на глубине 150 м. На контакте амфиболизированных габбро и ультрамафитов отмечаются серпентинитовые тектонические брекчии с Au–Cu-минерализацией. Габбро и серпентиниты прорваны дайками лампрофиров, которые вскрыты скважиной на глубинах 72–91 и 116–123 м (рис. 2).

Рис. 2.

Схема геологического строения (а) и разрез (б) рудного поля Уртынжал. Составлены с использованием материалов М.Я. Решко, В.А. Зеленого и А.П. Иверской. Положение участка показано на рис. 1. 1 – отвалы; 2 – четвертичные супеси, пески и суглинки; 3 – дайки лампрофиров; 4 – амфиболизированные габбро и габбро-амфиболиты; 5 – серпентинизированные гарцбургиты и дуниты; 6 – минерализованная зона с телами золото-медных руд; 7 – разрывные нарушения; 8 – положение скважины У-1 на схеме (а) и разрезе (б); 9 – участки отбора пробы ТЕК-1.

Ультрамафиты полностью серпентинизированы, среди них могут быть выделены апогарцбургитовые и аподунитовые разности, не имеющие четких границ, в породах часто отмечаются вкрапленники и прожилки, сложенные рудными минералами, среди которых преобладают магнетит и хромит, реже встречаются пентландит, пирит, халькопирит, миллерит. Серпентиниты пронизаны сетью карбонатных прожилков. На отдельных интервалах серпентиниты оталькованы вплоть до образования талькитов. Проба ТЕК-1 была отобрана из керна скважины с глубин 110–150 м, имела вес 10–15 кг, породы представлены узловато-пятнистыми участками, узловато-полосчатыми серпентинитами. По химическому составу серпентиниты (мас. %): SiO₂ – 38.55; TiO₂ – 0.082; Al₂O₃ – 2.47; Fe₂O₃ – 4.67; FeO – 2.44; MnO – 0.08; MgO – 34.54; CaO – 0.5; Na₂O – 0.24; K₂O – 0.17; P₂O₅ – 0.04, ппп. – 12.7; сумма – 96.47, соответствуют гарцбургитам. Серпентиниты содержат зерна магнетита, хромита, пентландита и развивающегося по нему миллерита [2].

Породы из пробы ТЕК-1 были раздроблены до размера 1 мм в лаборатории ТОО “Центргеолсъемка”, затем на концентрационном столе в ТОО “Институт комплексного освоения недр”, г. Караганда, был выделен концентрат, из которого под ультрафиолетовым источником света в ТОО “Институт геологических наук им. К.И. Сатпаева”, г. Алматы, было отобрано 60 зерен циркона. Циркон представлен прозрачными и полупрозрачными, бесцветными субидиоморфными кристаллами короткопризматического и изометричного габитуса, а также их обломками. Размеры кристаллов изменяются от 60 до 200 мкм (К_удл = 1.0–2.0). Большинство зерен обладают хорошо выраженной магматической зональностью. В отдельных кристаллах наблюдаются элементы секториального строения (рис. 3).

Рис. 3.

Микрофотографии кристаллов, выполненные на электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режиме катодолюминесценции, и диаграмма с конкордией для циркона из серпентинизированных дунитов и гарцбургитов (проба ТЕК-1) Тектурмасской зоны. Номера точек соответствуют номерам в табл. 1.

Зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами стандартного циркона TEMORA и 91 500, 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 циркона выполнены на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, описанной в [20]. 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 и ISOPLOT. Поправка на нерадиогенный свинец по модели [18] выполнена, используя измеренный ²⁰⁴Pb. Погрешности индивидуальных замеров в табл. 1 даны для интервала 1σ, расчет возраста по всей совокупности результатов – с погрешностью 2σ.

Выполнены U–Th–Pb-геохронологические исследования 22 кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, составляет 467 ± 3 млн. лет (рис. 3, табл. 1), что примерно соответствует границе дапинского и дарривильского ярусов среднего ордовика [18].

Полученные данные свидетельствуют, что возраст кристаллизации циркона из ультрамафитов близок к возрастам плагиогранитов и вулканитов кузекской свиты. Это позволяет предполагать формирование всего офиолитового комплекса северной части Тектурмасской зоны в течение среднего–начала позднего ордовика.

Однако циркон редко может кристаллизоваться непосредственно из исходного перидотита в связи с низкими содержаниями и активностью Zr и Si в минералах мантии. Поэтому возможность кристаллизации и сохранения циркона в породах дунит-гарцбургитового комплекса, как правило, увязывается с процессами выплавления базальта из мантийного субстрата [4]. Как показывает изучение офиолитов, расплавы, генерированные в астеносфере, мигрируют вверх по изолированным каналам в мантии. Предполагается, что эти каналы могли образоваться либо в результате гидравлического трещинообразования в мантии, либо как каналы с большой пористостью, возникающей при медленном просачивании расплава. В последнем случае каналы маркируются жилами и телами дунитов или пироксенитов, сегрегациями и телами хромититов [4, 11], где и может появляться акцессорный циркон [12, 17]. При этом такой циркон может иметь возраст как близкий к возрасту пород коровых частей офиолитовых комплексов, так и значительно древнее [12, 13]. Присутствие циркона, возраст которого существенно древнее возраста коровых частей офиолитов, обычно связывается с длительной эволюцией комплексов литосферной мантии, в которой в различных обстановках неоднократно могли возникать каналы миграции расплавов, где происходила кристаллизация циркона [11–13]. В дунит-гарцбургитовом комплексе северной части Тектурмасской зоны, рассматриваемом в настоящей статье, обнаруженный циркон с признаками магматического происхождения, возраст которого близок к возрастам коровых частей офиолитов. Присутствие такого циркона, вероятно, является отражением последнего этапа деплетирования ультрамафитов, связанного с выплавками базитов, составляющих верхние части офиолитового комплекса на севере Тектурмасской зоны. Его надсубдукционная природа позволяет предполагать большое значение флюидного привноса материала при кристаллизации изученного циркона.