Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 502, № 2, стр. 49-55

Железистые кварциты являются одной из наиболее характерных формаций докембрийского этапа эволюции Земли, формировавшихся как в архее-палеопротерозое, так и в неопротерозое. Раннедокембрийские железистые кварциты известны в пределах древних платформ, где участвуют в строении наиболее крупных месторождений железа, образование которых происходило, начиная с палеоархея ~3.8 млрд лет (формация Исуа, западная Гренландия) до середины палеопротерозоя ~1.8–1.9 млрд лет (формация Фрере, Западная Австралия), достигая максимальных объемов в конце неоархея–начале палеопротерозоя (формация Хамерсли, Западная Австралия) [17]. Позднедокембрийские железистые кварциты образуют меньшие по размерам скопления и широко распространены в позднедокембрийско-фанерозойских складчатых поясах всех континентов, за исключением Антарктиды [5, 14, 17].

Железистые кварциты позднего докембрия часто ассоциируют с ледниковыми отложениями, либо с вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами. Так, железистые кварциты южной Австралии (формация Умбератана) и Канады (группы Рапитан) залегают среди гляциальных отложений оледенения Стерт, а железистые кварциты формации Фулу на платформе Янцзы – между отложениями оледенений Стерт и Марино [5, 19, 22 ] . В то же время для гляциальной формации Чуос, приуроченной к орогенному поясу Дамара (Намибия), характерно чередование в разрезах железистых кварцитов и метаморфизованных толеитовых базальтов [14], для неопротерозойских железистых кварцитов Аравийско-Нубийского щита установлено их переслаивание с эффузивными и пирокластическими породами [12, 13].

Сложным является определение возраста формирования позднедокембрийских железистых кварцитов, которое в большинстве случаев основано на результатах геохронологического изучения обломочных цирконов из подстилающих и перекрывающих гляциальных толщ, определяющих нижние и верхние возрастные пределы накопления железистых комплексов [5, 14]. Еще сложнее установить возраст железистых кварцитов, не обнаруживающих связи с неопротерозойскими ледниковыми отложениями, либо пространственно разобщенных с ними. В этих случаях приходится опираться на единичные оценки возраста вулканогенных пород, чередующихся в разрезе с железистыми кварцитами [12–14]. В целом имеющиеся данные указывают на накопление большей части позднедокембрийских железистых кварцитов в сравнительно узком временном интервале от 850 до 700 млн лет, отвечающем концу тонийского – началу криогенийского периодов [5, 14].

В Центрально-Азиатском складчатом поясе железистые кварциты участвуют в строении докембрийских террейнов его восточной (Буреинский), центральной (Тувино-Монгольский) и западной (террейны Улутау-Моюнкумской группы) частей. При этом неопротерозойский возраст обоснован только для железистых кварцитов Тувино-Монгольского террейна, где они приурочены к метатерригенным толщам эрзинского комплекса, протолиты которых накапливались в конце позднего рифея–венде [5, 6]. В пределах Буреинского террейна геохронологические исследования обломочных цирконов из песчаников кимканкской толщи хинганской серии свидетельствуют о накоплении железистых кварцитов в интервале позднего кембрия–раннего ордовика [9].

В западной части пояса железистые кварциты выявлены среди слабометаморфизованных толщ вулканогенно-осадочных пород, протягивающихся более чем 800 км и приуроченных к Улутаускому и Чуйско-Кендыктасскому террейнам Улутау-Моюнкумской группы [10, 14, 20]. Характерной особенностью террейнов этой группы также является широкое распространение ледниковых отложений [4, 15]. Однако формации, в составе которых присутствуют гляциальные отложения и железистые кварциты, пространственно разобщены и традиционно рассматриваются в составе стратифицированных комплексов разных зон, имеющих тектонические взаимоотношения.

Ледниковые отложения выявлены в западной части Улутауского террейна (Майтюбинская зона), нижняя часть разреза которой сложена метаморфизованными вулканогенными сериями кислого состава (майтюбинская и коксуйская серии) и комагматичными гранитоидами жаункарского и актасского комплексов, формировавшимися в тонийский период неопротерозоя (840–790 млн лет) [15]. На западе Майтюбинской зоны кислые вулканиты и гранитоиды с несогласием перекрыты осадочными толщами эдиакария–нижнего палеозоя. В их основании залегает акбулакская серия, сложенная преимущественно терригенными грубообломочными породами, чередующимися с туфами и туфопесчаниками. Более высокое стратиграфическое положение занимает улутауская серия, представленная различными терригенными и терригенно-карбонатными породами, среди которых выделяются два горизонта ледниковых отложений, представленных тиллитами и тиллиподобными конгломератами. Нижний горизонт (сатанская свита) приурочен к основанию улутауской серии, а верхний (байконурская свита) завершает ее разрез [4]. Улутауская серия согласно перекрывается углеродистыми алевролитами и фтанитами коктальской свиты, содержащими органические остатки раннего кембрия [7]. На основании возраста обломочных цирконов из грубообломочных пород время накопления нижнего (сатанского) тиллитового горизонта устанавливается в интервале конца тонийского–середины криогенийского (~740–670 млн лет) периодов, а верхнего (байконурского) – в интервале середины криогенийского периода – начала кембрия [15].

Железистые кварциты характерны для всех стратифицированных подразделений восточной части Улутауского террейна (Карсакпайская зона), в составе которых преобладают метаморфизованные эффузивы, туфы основного и среднего составов, чередующиеся с терригенными и хемогенными породами. Наиболее низкое положение среди этих образований предполагалось для аралбайской серии, сложенной терригенными и вулканогенно-осадочными породами базальт-андезит-риолитовой серии [11]. Более молодой считается железорудная вулканогенно-осадочная карсакпайская серия, а завершает вулканогенный разрез Карсакпайской зоны белеутинская серия, образованная вулканитами, туфами, туфоконгломератами андезибазальтового, андезитового, реже дацитового составов, которые чередуются с кварцитами и железистыми сланцами [8, 11]. В разрезах всех серий Карсакпайской зоны железистые кварциты приурочены к горизонтам тонкотерригенных и хемогенных пород, которые перекрывают вулканиты. Наиболее отчетливо эта связь проявлена для карсакпайской серии, в составе которой выделяются бурмашинская, болбраунская, шагырлинская и биитская свиты, общей мощностью до 4000 м [8]. В нижних частях разрезов каждой из свит преобладают метаморфизованные вулканиты основного состава, туфы, туфоконгломераты и зеленые сланцы, сменяющиеся железорудной кварцито-сланцевой пачкой. В строении последней преобладают кварц-серицитовые, кварц-хлорит-серицитовые и филлитовые сланцы, содержащие железорудные горизонты мощностью до 20 м. Вверх по разрезу карсакпайской серии происходит увеличение доли вулканитов среднего и кислого состава, а также зернистости терригенных пород, вплоть до появления конгломератов, при этом уменьшаются мощности и количество горизонтов железистых кварцитов.

Вулканогенно-осадочные комплексы на востоке Майтюбинской и западе Карсакпайской зон с несогласием и конгломератами в основании перекрыты, преимущественно осадочной, боздакской серией [8, 11].

Несмотря на длительную историю изучения, в настоящее время отсутствуют прямые геохронологические данные о возрасте железорудных толщ карсакпайской серии. Большинство исследователей все метаморфизованные вулканогенно-осадочные толщи Карсакпайской зоны относят к протерозойским образованиям, однако в различных схемах расчленения их возраст меняется от палео- до неопротерозойского [8, 11, 15]. В качестве обоснования позднедокембрийского возраста принимались U–Pb-оценка по валовым пробам кислых вулканитов аралбайской серии 920 ± 50 млн лет, а также находки позднерифейских микрофоссилий в метаморфизованных осадочных породах аралбайской и карсакпайской серий [1, 11]. В свою очередь изотопный состав Nd метаосадочных пород карсакпайской серии, а также оценки возраста обломочных цирконов из перекрывающих ее метатерригенных пород боздакской серии, указывают на накопление метаморфизованных вулканогенно-осадочных толщ Карсакпайской зоны в интервале ~1300–800 млн лет [2, 3]. В последние годы получена U–Th–Pb (SIMS)-методом оценка возраста андезидацитов аралбайской серии (757 ± 7 млн лет), что является веским аргументом в пользу поздненеопротерозойского возраста пород всей Карсакпайской зоны [10].

Исходя из имеющихся данных, задачей настоящего исследования являлось изучение разрезов вулканогенных пород карсакпайской серии с целью получения прецизионной оценки возраста их формирования.

Разрез карсакпайской серии был изучен в южной части одноименной зоны в районе ручья Шолаксай (к северу от долины р. Белеуты) (рис. 1), где она представлена болбраунской свитой, в нижней части которой наряду с базальтами, их туфами и железистыми кварцитами, присутствуют кристаллокластические туфы дацитового и андезидацитового составов. Здесь для геохронологических исследований использована проба U-1842 (47°07′53.2″ с.ш.; 66°41′26.5″ в.д.) туфа андезидацитового состава (мас. %): SiO₂ – 61.91; TiO₂ – 0.8; Al₂O₃ – 18.43; Fe₂O₃ – 4.94; FeO – 1.25; MnO – 0.13; MgO – 1.87; CaO – 1.4; Na₂O – 2.83; K₂O – 3.32; P₂O₅ – 0.1.

Рис. 1.

а – Схема геологического строения южной части Улутауского террейна по [11] с упрощениями и дополнениями. 1 – мезозойско-кайнозойские отложения, 2 – девонские и каменноугольные вулканогенные, вулканогенно-осадочные, осадочные толщи, 3 – нижнепалеозойские осадочные толщи, 4 – эдиакарские вулканогенные и осадочные толщи, 5–9 – неопротерозойские метаморфизованные вулканогенно-осадочные серии: 5 – боздакская, 6 – коксуйская, майтюбинская и жиидинская, 7 – белеутинская, 8 – карсакпайская, 9 – аралбайская; 10 – метаморфические образования бектурганской и баладжездинской серий; 11 – палеозойские гранитоиды; 12 – щелочные сиениты карсакпайского комплекса неопротерозоя; 13 – рассланцованные гранитоиды неопротерозоя, 14 – разломы, 15 – участок детальных работ в окрестностях ручья Шолаксай (рис. 1б). б – Схема геологического строения верховьев ручья Шолаксай составлена по материалам Ю.А. Зайцева, С.Б. Розанова, О.В Япаскурта, В.А. Голубовского, Д.Н. Архангельского с упрощениями. 1 – кайнозойские отложения; 3–5 – белеутинская серия, аккиикскайская свита: 3 – рассланцованные туфы и эффузивы кислого состава, 4 – рассланцованные туфы и эффузивы основного состава, 5 – кварциты, филлиты, мраморы, серицит-кварцевые сланцы; 6–12 – карсакпайская серия: 6–7 шыгарлинская свита: 6 – сланцы, рассланцованные туффиты, железистые кварциты, 7 – рассланцованные туфы и эффузивы андезитового состава, 8–10 – болбраунская свита: 8 – сланцы, кварциты, мраморы, железистые кварциты, 9 – рассланцованные туфы и эффузивы среднего и кислого составов, 10 – зеленые сланцы, рассланцованные туфы основного состава, 11 – сланцы, кварциты, филлиты, мраморы, железистые кварциты бурмашинской свиты; 12 – палеозойские гранитоиды; 13 – пачки и горизонты железистых кварцитов; 14 – разрывные нарушения; 15 – место отбора и номер пробы для U–Th–Pb-изотопно-геохронологических исследований.

Выделение циркона из туфов 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 [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 [19] и ISOPLOT [18].

Акцессорный циркон из туфа андезидацита представлен идиоморфными кристаллами призматического и дипирамидального габитуса, размером от 80 до 130 мкм (К_удл = 1.0–2.0). Кристаллы характеризуются в различной степени проявленной магматической зональностью (рис. 2).

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона из рассланцованного туфа андезидацита болбраунской свиты (проба U-1842), выполненные на электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режиме катодолюминесценции. Номера точек соответствуют номерам в табл. 1.

U–Th–Pb-геохронологические исследова-ния выполнены для 18 кристаллов циркона. Рассчитанный конкордантный возраст составляет 745 ± 3 млн лет (табл. 1, рис. 3), что соответствует концу тонийского периода неопротерозоя. Морфологические особенности цирконов указывают на их магматическое происхождение, а полученная оценка возраста соответствует времени кристаллизации расплава родоначального для андезидацитов. С учетом ранее полученных данных о возрасте аралбайской серии [10], поздний неопротерозой может быть принят в качестве возрастного интервала формирования всех докембрийских стратифицированных комплексов Карсакпайской зоны.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для цирконов из рассланцованного туфа андезидацита болбраунской свиты (проба U-1842). Конкордантный возраст рассчитан с ошибкой на уровне 2σ. N – количество анализов.

В палеотектоническом плане образование неопротерозойских железистых кварцитов обычно связывается с формированием бассейнов на этапе активного распада суперконтинента Родиния. Накопление железистых кварцитов, ассоциирующих с гляциальными отложениями, предполагается во внутренних бассейнах Родинии. Формирование ледяного покрова во время неопротерозойских оледенений способствовало накоплению растворенного двухвалентного железа в морской воде [14]. В дальнейшем насыщение гидросферы кислородом, вызванное таянием льдов на этапе постгляциальных трансгрессий, привело к осаждению железа [14, 17]. В свою очередь ассоциация железистых кварцитов с вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами интерпретируется как результат гидротермальной деятельности в задуговых бассейнах, расположенных по периферии Родинии [14, 16].

Накопление нижнего тиллитового горизонта западной части Улутауского террейна (сатанская свита) близко по возрасту к формированию железорудных вулканогенно-осадочных толщ Карсакпайской зоны. При этом отсутствие в разрезе последних ледниковых отложений, а также дифференцированный базальт-андезит-дацитовый состав эффузивов, указывают на возможное накопление железистых кварцитов в обстановках надсубдукционного краевого (задугового) бассейна. В это же время накопление ледниковых отложений западной части Улутауского террейна происходило во внутреннем бассейне, удаленном от зоны конвергенции.