Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 505, № 1, стр. 11-17

При изучении терригенных пород применяется комплексный анализ их вещественного состава и U–Pb-возраста детритовых цирконов для реконструкции геодинамических обстановок их образования [14]. Эти данные, наряду с седиментологическими исследованиями, позволяют выявить особенности обстановок терригенного осадконакопления и определить его нижнюю возрастную границу, а также реконструировать состав и возраст магматических комплексов в областях сноса.

Силурийские образования в палеозоидах Казахстана представлены преимущественно терригенными (грубообломочными и флишоидными) толщами. На отдельных стратиграфических интервалах нижнего силура отмечается присутствие дифференцированных вулканитов и кремнисто-базальтовых толщ. Отличительными чертами эволюции этого региона в силуре являются резкое сокращение по сравнению с ордовиком области седиментации и появление крупного блока, лишенного силурийских отложений, который являлся источником больших объемов обломочного материала [10]. В центральной части палеозоид Казахстана, которую занимает позднепалеозойская Джунгаро-Балхашская складчатая система, силурийские образования представлены в основном флишевыми и олистостромовыми толщами. Они перекрывают сложно построенные ордовикские аккреционные комплексы, включающие фрагменты разновозрастных офиолитов, и вулканогенно-осадочные образования энсиматических островных дуг, либо сами слагают аккреционные призмы [2]. В настоящей статье представлены первые данные по составу терригенных пород обрамления Тектурмасской офиолитовой зоны и U–Pb-возрасту детритовых цирконов в них.

Тектурмасская зона является одной из наиболее крупных офиолитовых зон палеозоид Казахстана и простирается в субширотном направлении более чем на 350 км при ширине 2–15 км (рис. 1). В ее строении принято выделять тектонические пластины, сложенные фрагментами ранне- и средне-позднеордовикских надсубдукционных офиолитов, кремнистыми и кремнисто-базальтовыми толщами, а также верхнеордовикско-нижнесилурийскими олистостромовыми и кремнисто-туфогенными толщами [1, 5, 8]. С севера и юга Тектурмасская зона обрамляется Нуринской и Успенской (Сарысуйской) зонами соответственно, в строении которых участвуют в основном силурийско-среднедевонские флишевые и грубообломочные толщи [10]. В Нуринской зоне силурийско-девонские терригенные толщи мощностью до 5 км имеют простую складчатую структуру и без видимого несогласия перекрывают кремнисто-туфогенные породы, завершающие разрез средне-позднеордовикских офиолитов Тектурмасской зоны [1, 8]. Для силурийских образований Успенской зоны характерно присутствие флишевых и олистостромовых толщ, содержащих различного размера олистолиты и глыбы средне-верхнеордовиских кремней. Комплексы этой зоны имеют сложную чешуйчато-надвиговую структуру и тектонические соотношения с нижнепалеозойскими образованиями Тектурмасской зоны [1, 8, 9].

Рис. 1.

Схема распространения основных комплексов центральной части Тектурмасской офиолитовой зоны и ее обрамления по [8]: 1 – кайнозойские отложения; 2 – каменноугольные гранитоиды; 3 – среднедевонско-каменноугольные вулканогенно-обломочные толщи; 4 – силурийско-нижнедевонские флишевые и грубообломочные толщи; 5 – силурийские флишевые и олистостромовые толщи; 6–7 – среднеордовикско-раннесилурийские комплексы северной части Тектурмасской зоны: 6 – кремнисто-туфогенные и кремнисто-базальтовые толщи, 7 – комплекс “дайка в дайке”, плагиограниты и габбро, ультрамафиты; 8–10 – нижне-среднеордовикские и позднеордовикско-раннесилурийские комплексы южной части Тектурмасской зоны: 8 – кремнисто-базальтовые и олистостромовые толщи, 9 – кремнистые толщи, 10 – серпентинитовый меланж; 11 – разрывные нарушения; 12 – точки отбора образцов.

Нами проведено опробование силурийских терригенных пород Нуринской и Успенской зон (табл. 1). В Нуринской зоне в 4.5 км к северо-северо-западу от с. Карамурун (Карамурунский участок) отобрано две пробы песчаников. Данные по U–Pb-возрасту детритовых цирконов получены для образца среднезернистого песчаника серо-зеленого цвета (TK-27) из пачки переслаивающихся тонкоплитчатых песчаников и алевролитов. В 9 км к северо-востоку от точки TK-27 из нижней части ермекской свиты (лландовери-венлок) взят образец средне-крупнозернистого плохо сортированного песчаника (TKS-21-60), переслаивающегося с тонкоплитчатыми кремнистыми аргиллитами красно-бурого и серо-зеленого цветов.

В Успенской зоне в 7 км к северо-востоку от пос. Красная поляна (Тортаульский участок) оценки возраста детритовых цирконов получены из образца мелко-среднезернистого песчаника TK-17, отобранного из пачки мелко-среднезернистых песчаников, переслаивающихся с тонкоплитчатыми алевролитами и кремнистыми аргиллитами с редкими глыбами красных кремней. В 600 м к западу от TK-17 обнажены чередующиеся мелкозернистые песчаники зеленого цвета (TKS-21-43, TKS-21-44, TKS-21-45) и тонкоплитчатые кремнистые аргиллиты темно-фиолетового цвета. В пределах этой толщи диагностированы пластины кремней красно-бурого и серо-зеленого цветов с зонами окварцевания.

Средне- и плохо сортированные песчаники обеих зон представлены мелко-крупнозернистыми разностями (0.24–1.8 мм). Степень окатанности обломков – от угловатых до полуокатанных. Обломочная часть представлена магматическими и осадочными породами, плагиоклазом, моно- и поликристаллическим кварцем, реже калиевым полевым шпатом, эпидотом, амфиболом, мусковитом и биотитом. Вторичные изменения проявлены в виде серицитизации и хлоритизации. Из акцессорных минералов встречаются циркон и сфен. В обломках магматических пород наблюдается гиалопилитовая и порфировидная структуры. Обломки осадочных пород представлены в основном кремнистыми породами (кремнями/кремнистыми аргиллитами). Также отмечаются единичные обломки метаморфических пород, предположительно кварцитов.

Концентрации породообразующих оксидов определены в Институте геологии и минералогии СО РАН методом РФА на спектрометре ARL-9900 XL [14]. Содержания оксидов варьируют в широких пределах: SiO₂ = 50.1–66.9, Fe₂O₃ = 5.4–11.6, MgO = 2.8–6.5, Al₂O₃ = 13.6–16.5, Na₂O = = 2.9–5.8, K₂O = 0.4–1.9 мас. %. На диаграмме log(SiO₂/Al₂O₃)–log(Na₂O/K₂O) [14] все точки составов песчаников попадают в поле граувакк (рис. 2а). Значения химических индексов CIA [12] и ICV [7] позволяют установить зрелость и степень изменения пород в источниках сноса. На диаграмме (рис. 2б) видно, что точки полученных значений CIA (41–56) и ICV (2.4–3.6) расположены в поле незрелых слабо выветрелых пород. Это подразумевает наличие полевых шпатов, амфиболов, пироксенов и обломков пород, что подтверждается нашими петрографическими исследованиями. Такие характеристики химических индексов указывают на быстрое захоронение и небольшую дальность переноса осадков относительно питающей провинции. На дискриминантной диаграмме (рис. 2в), отражающей основные тектонические обстановки образования песчаников, большинство точек составов песчаников расположены в области внутриокеанической островной дуги. Точка состава образца TKS-21-43 располагается в области континентальной дуги.

Рис. 2.

(а) Классификационная диаграмма для осадочных пород [13]; (б) Диаграмма химических индексов выветривания и вариации состава [7, 12]; (в) дискриминантная диаграмма тектонических обстановок образования песчаников [6].

Выделение зерен детритового циркона выполнено в Центре пробоподготовки Лаборатории эволюции палеоокеанов и мантийного магматизма ГГФ НГУ (г. Новосибирск) по методике, описанной в [3]. U–Pb-геохронологические исследования проведены в Казанском (Приволжском) федеральном университете методом LA ICP-MS на основе эксимерного лазера (длина волны 193 нм) Analyte Excite (“Teledyne Cetac Technologies”), соединенного с квадрупольным масс-спектрометром с ионизацией в индуктивно-связанной плазме “Thermo Scientific” iCAP Q. Диаметр кратера составлял 35 мкм, частота повторения импульсов 5 Hz. При выполнении анализа проб проводились измерения двух стандартов 91 500 [17] и Plešovice [15]. На протяжении всей сессии измерений дополнительно измерялось стандартное синтетическое стекло NIST SRM 612. Погрешности единичных анализов (отношений, возрастов) приведены на уровне 2σ, погрешности вычисленных конкордантных возрастов – на уровне 2σ. Расчет средневзвешенных значений возраста по изотопным отношениям, построение диаграмм с конкордией выполнялись в Microsoft Excel со встроенным пакетом Isoplot 4.15 [11]. При построении гистограмм распределения и кривых относительной вероятности возраста детритовых цирконов использовались конкордантные оценки ²³⁸U/²⁰⁶Pb-возраста в пределах ±10%.

Размер зерен циркона варьирует от 50 до 200 мкм. Они характеризуются различной морфологией и типами зональности. По форме преимущественно призматические, бочонковидные, реже округлые. В большинстве зерен проявлена осцилляторная зональность, в некоторых – секториальная (рис. 3). Концентрации U и Th меняются в широких диапазонах. При этом в образце TK-17 содержание U выше, чем в TK-27 (45–879 и 79–539 г/т), а Th ниже (14–363 и 49–581 г/т). Магматический характер цирконов подтверждается наличием осцилляторной зональности и значениями Th/U меньше единицы (0.1–1.1) (табл. 2 ).

Рис. 3.

Катодолюминесцентные изображения зерен детритовых цирконов из изученных образцов песчаников (TK-17, TK-27) Тектурмасской зоны. Желтыми кругами показаны места датирования зерен с полученными возрастами.

В образце TK-17 из 53 проанализированных зерен конкордантные отношения изотопов ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U на уровне ± 10% получены для 52 зерен (табл. 2 ). Гистограмма U–Pb-возрастов имеет бимодальный характер распределения с максимумами 510 и 450 млн лет. Основная популяция возрастов циркона находится в интервале от 525 до 425 млн лет (начало кембрия–лудловский отдел силура). Кроме того, отмечаются единичные зерна с более древними возрастами – 2758, 1629, 1474, 1214 и 1146 млн лет (рис. 4 а). Возраст самого молодого циркона – 425 ± 10 млн лет, а кластер из трех наиболее молодых зерен отвечает возрасту 438 ± 9 млн лет, что предполагает начало осадконакопления не ранее лландоверийского отдела силура.

Рис. 4.

Гистограммы распределения и кривые относительной вероятности U–Pb-возрастов зерен детритового циркона из песчаников Успенской (обр. TK-17) (а) и Нуринской (обр. TK-27) (б) зон. Врезки внутри гистограмм соответствуют тем же образцам и возрастным пикам, без учета зерен с более древними возрастами.

В образце TK-27 проанализировано 90 зерен, для 68 – получены конкордантные оценки возраста на уровне ±10% (табл. 2 ). Основной кластер возрастов находится в интервале 490–428 млн лет (конец кембрия – венлокский отдел силура). Гистограмма распределения U–Pb-возрастов циркона имеет унимодальный характер с главным максимумом 453 млн лет. Также отмечаются единичные значения с более древними возрастами 2228–2516, 1846, 1804, 1510, 1074, 977, 786, 621 млн лет (рис. 4б). Возраст самого молодого зерна соответствует 428 ± 7 млн лет, а самый молодой кластер отвечает возрасту 437 ± 7 млн лет и указывает, что осадконакопление началось не раннее лландоверийского отдела силура.

Для строения силурийских терригенных толщ Нуринской и Успенской зон характерно чередование в каждом разрезе неоднородных по мощности пачек песчаников с кремнистыми алевролитами и аргиллитами, что типично для турбидитов [16]. Особенностью силурийских образований Успенской зоны также является присутствие пачек олистостромового строения. Состав песчаников обеих зон соответствует грауваккам. Образование турбидитов грауваккового состава, как правило, связано с разрушением вулканических комплексов в пределах активных континентальных окраин, а их накопление может происходить в преддуговом, междуговом или задуговом бассейнах. Присутствие хаотических толщ, содержащих пластины и глыбы глубоководных пелагических кремней и гемипелагических кремнистых аргиллитов, может свидетельствовать о формировании таких образований в пределах аккреционной призмы [14].

Бимодальное распределение U–Pb-возрастов детритовых цирконов с пиками на 450 и 510 млн лет в образце ТК-17 и унимодальное с пиком на 453 млн лет в образце ТК-27 предполагают, что источниками могли служить магматические породы среднего и кислого состава, входящие в состав надсубдукционных комплексов. Слабая окатанность зерен цирконов свидетельствует о близости источника сноса к бассейну седиментации. Главные пики U–Pb-возрастов цирконов из песчаников – 453 и 450 млн лет – соответствуют возрасту надсубдукционных плагиогранитов (453 ± 4 млн лет) из верхней плутонической части разреза офиолитов северной части Тектурмасской зоны [8]. В то же время магматические комплексы с возрастами около 510 млн лет в пределах Тектурмасской зоны до настоящего времени неизвестны. Степень окатанности этих зерен цирконов не отличается от таковых, имеющих более молодой возраст, что не позволяет говорить о большой удаленности их источника. Вероятно, надсубдукционные магматические породы этого возраста либо еще не обнаружены, либо были эродированы в результате субдукционной эрозии [4]. В образцах из обеих зон присутствует небольшое количество докембрийских цирконов, при этом в образце ТК-27 (Нуринская зона) их гораздо больше, чем в образце ТК-17 (Успенская зона). Источниками докембрийских цирконов могли быть комплексы континентального блока, расположенного на севере и западе палеозоид Казахстана [10]. Нуринская зона расположена ближе к этому блоку, и поэтому ее песчаники содержат больше докембрийских цирконов. Нижние возрастные границы начала осадконакопления в обеих зонах близки между собой и совпадают со стратиграфическими данными [10]. Таким образом, полученные данные предполагают, что изученные терригенные толщи силурийского бассейна формировались за счет магматических комплексов среднего и кислого составов, образованных на позднекембрийско–ордовикских внутриокеанических дугах. Несмотря на широкое распространение докембрийских комплексов по периферии силурийского бассейна их вклад в формирование изученных толщ невелик.