Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 508, № 1, стр. 5-13
Мезопротерозойский бимодальный магматизм Улутауского террейна Центрального Казахстана
А. А. Третьяков 1, *, академик РАН К. Е. Дегтярев 1, Н. А. Каныгина 1, Б. В. Федоров 2
1 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия
2 Российский государственный геологоразведочный университет им. Серго Орджоникидзе
Москва, Россия
* E-mail: and8486@yandex.ru
Поступила в редакцию 03.08.2022
После доработки 13.09.2022
Принята к публикации 13.09.2022
- EDN: GANHPZ
- DOI: 10.31857/S2686739722601570
Аннотация
В Южной части Улутауского террейна (Центральный Казахстан) изучен комплекс вулканогенных пород базальт-риолитового состава жийдинской серии. На основании U–Pb (SIMS)-геохронологического изучения акцессорных цирконов впервые была получена оценка возраста риолитов – 1338 ± 5 млн лет, что соответствует первой половине эктазийского периода мезопротерозоя. Особенности состава эффузивов основного и кислого состава свидетельствуют об их формировании в обстановке континентального рифтогенеза, вызванного деятельностью мантийного плюма.
Характерной особенностью западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса является присутствие большого количества террейнов с докембрийской континентальной корой, отделенных друг от друга сложно построенными нижнепалеозойскими зонами, в строении которых участвуют фрагменты офиолитов, флишевые и островодужные комплексы. Такие террейны в основном сложены позднедокембрийскими (1200–750 млн лет) вулканогенно-осадочными сериями кислого или базальт-риолитового состава и комагматичными гранитоидами, а также терригенными толщами [1]. Более древние комплексы на уровне современного эрозионного среза в этой части пояса распространены крайне ограниченно и выявлены только в пределах Жельтавского (юго-западный Казахстан) и Срединно-Тяньшаньского террейнов, а также террейна Китайского Центрального Тянь-Шаня [1]. Комплексы с возрастом древнее 1200 млн лет, вероятно, широко представлены в глубоких горизонтах террейнов с докембрийской континентальной корой, о чем свидетельствуют изотопные составы Nd позднедокембрийских эффузивов, гранитоидов и кварцито-сланцевых толщ, а также присутствие большого количества зерен обломочного циркона с возрастами 1200–3100 млн лет в терригенных породах неопротерозойского возраста. При этом значительная часть зерен обломочного циркона в терригенных породах имеет мезопротерозойские оценки возрастов в интервале ~1200–1500 млн лет, источники которых известны только в пределах террейна Китайского Центрального Тянь-Шаня [1–3]. Поэтому поиск мезопротерозойских комплексов в пределах других докембрийских террейнов западной части Центрально-Азиатского пояса является одной приоритетных задач их исследований.
В настоящее время наименее изученными остаются древнейшие образования Улутауского террейна, расположенного в западной части палеозоид Центрального Казахстана. В строении доэдиакарских комплексов этого террейна преобладают рассланцованные кислые, бимодальные базальт-риолитовые и дифференцированные базальт-андезит-риолитовые серии, для которых в последнее время получены неопротерозойские оценки возраста их формирования [1, 4, 5]. Однако возраст и особенности состава жийдинской серии, которая занимает наиболее низкое положение в структуре Улутауского террейна и считается древнейшей (палеопротерозойской) [6], остаются не изученными. Поэтому задачей настоящей работы являлось получение первых U–Pb-оценок возраста пород жийдинской серии, выявление особенностей их состава и обстановок формирования.
Жийдинская серия распространена в южной части Улутауского террейна, приурочена к юго-западному крылу Майтюбинского антиклинория, где слагает отдельные блоки, протягивающиеся в субмеридиональном направлении на 130 км (рис. 1 а). Наиболее полно жиидинская серия представлена в районе р. Жийде (рис. 1 б), где она сложена чередующимися филлитовидными сланцами, кварцито-сланцами, эффузивами основного и кислого состава, смятыми в складки субмеридионального простирания. Филлитовидные сланцы характеризуются тонкозернистой структурой и состоят из обломков кварца (30–60%), полевых шпатов (5–10%) и матрикса (до 70%). В составе матрикса преобладает мусковит, в меньшей степени присутствует хлорит, углистое вещество. Характерно постоянное присутствие зерен рутила, циркона и турмалина. Кварцито-сланцы представлены серицит- и хлорит-серицит-кварцевыми разностями с бластопсаммитовой и бластоалевролитовой структурами. Вулканические породы испытали метаморфические преобразования, выраженные в формировании сланцеватой, местами полосчатой, текстуры. Основная масса эффузивов кислого состава перекристаллизована и превращена в мелкозернистый лепидогранобластовый агрегат, состоящий из кварца, щелочного полевого шпата, кислого плагиоклаза, биотита, мусковита, хлорита. К реликтовым относятся минералы вкрапленников – кварц и щелочной полевой шпат, формирующие порфировидный облик породы. Эффузивы основного состава превращены в альбит-эпидот-актинолитовые сланцы с нематогранобластовой, реже с реликтовой порфировой структурой.
Для установления возраста вулканических пород жийдинской серии были проведены U–Pb-изотопно-геохронологические исследования зерен акцессорного циркона. Для этого была использована проба U-2152 (47°04′43.8″ с.ш.; 66°27′00.6″ в.д.), отобранная из риолитов нижней части разреза жийдинской серии.
Выделение циркона из риолитов 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–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 [7]. 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 [8] и ISOPLOT [9].
Акцессорный циркон из риолитов представлен в основном идиоморфными кристаллами призматического и дипирамидального габитуса размером 100–150 мкм, а также их обломками, с коэффициентом удлинения от 2 до 3. Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью (рис. 2).
Конкордантный возраст, рассчитанный на основании выполненных U–Pb-геохронологических исследований для 16 кристаллов циркона, составляет 1338 ± 5 млн лет (рис. 3, табл. 1), что соответствует первой половине эктазийского периода мезопротерозоя [10]. Морфологические особенности циркона указывают на его магматическое происхождение и позволяют считать полученную оценку возраста соответствующей времени кристаллизации расплава, родоначального для риолитов.
Таблица 1.
№ анализа | 206Pbс % | Содержание, мкг/г | Изотопные отношения | Rho | Возраст, млн лет | ||||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
206Pb* | U | Th | 232Th/238U | 207Pb*/206Pb* | 206Pb*/238U | 207Pb*/235U | 206Pb/238U | 207Pb/206Pb | |||
U2152_15.1 | 0.18 | 42 | 215 | 138 | 0.66 | 0.0860 ± 1.0 | 0.2258 ± 0.9 | 2.6774 ± 1.4 | 0.7 | 1313 ± 11 | 1338 ± 20 |
U2152_16.1 | 0.16 | 37 | 191 | 95 | 0.51 | 0.0856 ± 1.2 | 0.2264 ± 0.9 | 2.6713 ± 1.5 | 0.6 | 1316 ± 11 | 1328 ± 22 |
U2152_4.1 | 0.13 | 51 | 259 | 126 | 0.50 | 0.0862 ± 1.0 | 0.2275 ± 3.0 | 2.7029 ± 3.1 | 1.0 | 1322 ± 35 | 1342 ± 19 |
U2152_2.1 | 0.07 | 33 | 170 | 76 | 0.46 | 0.0853 ± 1.2 | 0.2280 ± 0.9 | 2.6821 ± 1.5 | 0.6 | 1324 ± 11 | 1322 ± 24 |
U2152_3.1 | 0.09 | 53 | 268 | 167 | 0.64 | 0.0862 ± 0.9 | 0.2287 ± 2.3 | 2.7179 ± 2.4 | 0.9 | 1328 ± 27 | 1342 ± 17 |
U2152_10.1 | 0.17 | 36 | 184 | 120 | 0.68 | 0.0859 ± 1.5 | 0.2294 ± 1.0 | 2.7185 ± 1.8 | 0.6 | 1332 ± 12 | 1337 ± 28 |
U2152_9.1 | 0.07 | 39 | 197 | 123 | 0.65 | 0.0864 ± 1.1 | 0.2296 ± 1.3 | 2.7340 ± 1.7 | 0.8 | 1332 ± 15 | 1347 ± 21 |
U2152_14.1 | 0.12 | 23 | 116 | 63 | 0.56 | 0.0872 ± 1.5 | 0.2309 ± 1.0 | 2.7762 ± 1.8 | 0.5 | 1339 ± 12 | 1365 ± 29 |
U2152_7.1 | 0.00 | 101 | 508 | 333 | 0.68 | 0.0856 ± 0.6 | 0.2312 ± 0.8 | 2.7292 ± 1.0 | 0.8 | 1341 ± 10 | 1330 ± 12 |
U2152_12.1 | 0.09 | 45 | 225 | 160 | 0.73 | 0.0861 ± 1.1 | 0.2312 ± 0.9 | 2.7440 ± 1.4 | 0.6 | 1341 ± 11 | 1340 ± 21 |
U2152_1.1 | 0.00 | 100 | 501 | 472 | 0.97 | 0.0853 ± 0.6 | 0.2320 ± 1.0 | 2.7272 ± 1.2 | 0.9 | 1345 ± 13 | 1322 ± 12 |
U2152_11.1 | 0.00 | 45 | 228 | 129 | 0.58 | 0.0860 ± 1.0 | 0.2320 ± 0.9 | 2.7518 ± 1.4 | 0.7 | 1345 ± 11 | 1339 ± 19 |
U2152_6.1 | 0.00 | 38 | 189 | 118 | 0.65 | 0.0860 ± 1.1 | 0.2337 ± 0.9 | 2.7714 ± 1.5 | 0.6 | 1354 ± 11 | 1338 ± 22 |
U2152_8.1 | 0.00 | 61 | 303 | 182 | 0.62 | 0.0856 ± 0.8 | 0.2353 ± 2.2 | 2.7758 ± 2.3 | 0.9 | 1362 ± 27 | 1328 ± 16 |
U2152_5.1 | 0.00 | 18 | 87 | 156 | 1.86 | 0.0862 ± 1.7 | 0.2353 ± 1.0 | 2.7953 ± 2.0 | 0.5 | 1362 ± 13 | 1342 ± 33 |
U2152_13.1 | 0.00 | 46 | 227 | 125 | 0.57 | 0.0865 ± 1.0 | 0.2357 ± 0.9 | 2.8107 ± 1.3 | 0.7 | 1364 ± 11 | 1349 ± 19 |
Составы вулканических пород жийдинской приведены в табл. 2. Для вулканитов серии характерен контрастный базальт-риолитовый состав пород. Высокие содержания в базальтах TiO2 (~1.8 мас. %) и значения FeO*(FeO* + MgO) (~0.68), характерные для пород толеитовой серии, на фоне высоких концентраций редкоземельных элементов (210–220 г/т) и дифференцированных спектров распределения ((La/Yb)N = 11–15) сближают их с континентальными платобазальтами.
Таблица 2.
№ п/п | 1 | 2 | 3 | 4 |
---|---|---|---|---|
№ проб | U-2151/1 | U-2151/2 | U-2152 | U-2154 |
SiO2 | 46.21 | 45.76 | 75.70 | 74.63 |
TiO2 | 1.81 | 1.84 | 0.28 | 0.23 |
Al2O3 | 12.14 | 12.96 | 11.55 | 11.14 |
Fe2O3 | 6.58 | 5.82 | 0.79 | 0.38 |
FeO | 9.78 | 10.23 | 0.49 | 0.78 |
MnO | 0.25 | 0.23 | 0.04 | 0.05 |
MgO | 7.49 | 7.28 | 0.46 | 0.35 |
CaO | 8.58 | 8.18 | 1.02 | 2.05 |
Na2O | 2.01 | 2.42 | 1.89 | 1.71 |
K2O | 0.81 | 0.74 | 6.47 | 6.91 |
P2O5 | 0.45 | 0.56 | 0.06 | 0.04 |
п.п.п. | 2.79 | 2.86 | 1.21 | 1.66 |
Сумма(%) | 99.91 | 99.87 | 99.95 | 99.91 |
FeO* | 15.70 | 15.47 | 1.20 | 1.12 |
Na2O + K2O | 2.82 | 3.16 | 8.36 | 8.61 |
K2O/Na2O | 0.40 | 0.31 | 3.43 | 4.05 |
(Na + K)Al | 0.34 | 0.37 | 0.88 | 0.92 |
FeO*/FeO* + MgO | 0.67 | 0.68 | 0.73 | 0.76 |
ASI | 0.63 | 0.68 | 0.97 | 0.80 |
MALI | –5.76 | –5.02 | 7.34 | 6.56 |
Sc | 51.2 | 42.6 | 2.5 | 2.4 |
V | 294 | 302 | 12.1 | 6.5 |
Cr | 132 | 172 | 75.1 | 73.7 |
Co | 40.3 | 37.3 | 2.1 | 3.1 |
Ni | 57.4 | 63.7 | 33.0 | 34.1 |
Cu | 69.9 | 55.2 | 9.4 | 7.6 |
Zn | 110 | 115 | 77.4 | 20.4 |
Ga | 17.7 | 17.2 | 17.0 | 15.5 |
Rb | 18.3 | 13.0 | 71.4 | 106 |
Sr | 365 | 253 | 83.2 | 62.8 |
Y | 35.6 | 32.3 | 60.8 | 70.7 |
Zr | 229 | 58.2 | 448 | 484 |
Nb | 22.9 | 22.1 | 84.7 | 91.6 |
Cs | 0.60 | 0.54 | 0.26 | 0.31 |
Ba | 609 | 468 | 826 | 720 |
La | 40.1 | 42.4 | 93.1 | 111 |
Ce | 81.0 | 87.2 | 181 | 214 |
Pr | 9.9 | 10.7 | 20.4 | 24.2 |
Nd | 42.6 | 43.3 | 76.7 | 92.0 |
Sm | 8.5 | 8.8 | 14.6 | 17.8 |
Eu | 2.8 | 3.1 | 1.1 | 1.4 |
Gd | 8.2 | 7.8 | 12.7 | 15.9 |
Tb | 1.2 | 1.2 | 2.1 | 2.5 |
Dy | 6.8 | 6.3 | 12.4 | 14.7 |
Ho | 1.4 | 1.2 | 2.5 | 2.8 |
Er | 3.7 | 3.2 | 7.0 | 7.9 |
Tm | 0.49 | 0.42 | 1.0 | 1.1 |
Yb | 3.1 | 2.8 | 6.4 | 7.0 |
Lu | 0.45 | 0.33 | 0.86 | 0.96 |
Hf | 4.9 | 1.4 | 12.7 | 13.5 |
Ta | 1.3 | 1.2 | 5.0 | 5.7 |
W | 0.65 | 0.49 | 0.64 | 0.86 |
Tl | 0.14 | 0.070 | 0.32 | 0.38 |
Pb | 4.4 | 3.2 | 32.2 | 6.3 |
Th | 2.0 | 1.7 | 20.2 | 22.1 |
U | 0.70 | 0.41 | 3.8 | 3.5 |
(La/Yb)n | 11.6 | 15.1 | 6.9 | 17.3 |
(Gd/Yb)n | 2.1 | 2.3 | 1.6 | 1.8 |
Eu/Eu* | 1.044339 | 1.13 | 0.55 | 0.79 |
Риолиты принадлежат щелочно-известковистой серии (Na2O + K2O–CaO – 6.5–7.4), характеризуются умеренной глиноземистостью (Al/(Ca – 1.67P + Na + K) – 0.80–0.97) и железистостью (FeO*(FeO* + MgO) – 0.73–0.76). При высоких содержаниях редкоземельных элементов (ΣРЗЭ 430–512 г/т) характерны дифференцированные спектры распределения ((La/Yb)N – 7–17) и Eu-аномалия (Eu/Eu* = 0.54–0.79). При высоких концентрациях крупноионных литофильных элементов риолиты также обогащены высокозарядными элементами (Zr, Nb, Y, Ce), что определяет их принадлежность к гранитам А-типа, сформированным во внутриплитной обстановке (рис. 4) [12, 14].
Низкое отношение Nb/Nb* (NbN/[(ThN*LaN)]1/2 – 0.82–0.9) в базальтах свидетельствует об отсутствии контаминации расплавов веществом континентальной коры, что позволяет рассматривать их обогащение крупноионными литофильными и высокозарядными элементами как характеристику источника. Это предположение подтверждает расположение фигуративных точек на диаграмме Th/Yb–Nb/Yb в поле E-MORB (рис. 4). При этом отношения Zr/Y–Nb/Y в базальтах на фоне обеднения их тяжелыми РЗЭ ((Gd/Yb)N – 1.6–2.4) предполагают плюмовую природу родоначальных расплавов, образованных на уровне устойчивости граната (рис. 4) [15].
Таким образом, эффузивы жиидинской серии образуют бимодальную серию, формирование которой происходило в первой половине эктазийского периода мезопротерозоя. Серия представляет собой ассоциацию континентальных базальтов и внутриплитных риолитов, наиболее типичную для обстановок континентального рифтогенеза. Близкие по возрасту магматические комплексы в западной части Центрально-Азиатского пояса выявлены только в пределах террейна Китайского Центрального Тянь-Шаня, где представлены островодужными гранитоидами с возрастами 1410–1450 млн лет [1].
Раннемезопротерозойские магматические комплексы (~1.4 млрд лет) широко распространены в пределах древних кратонов, входивших в структуру суперконтинента Нуна (Колумбия), где представленны дайковыми роями, силлами, мафит-ультрамафитовыми комплексами, гранитами рапакиви. Этот этап мезопротерозойского магматизма связывается с процессами континентального рифтогенеза, который сопровождал распад этого суперконтинента в интервале 1500–1250 млн лет [16, 17].
Геохимические особенности базальтов жийдинской серии указывают на формирование данной ассоциации в рифтогенной обстановке, вызванной деятельностью мантийного плюма, что привело к внедрению обогащенных базитовых расплавов и дальнейшему плавлению комплексов докембрийской коры Улутауского террейна с образованием кислых эффузивов А-типа. Это позволяет предполагать, что бимодальная базальт-риолитовая ассоциация жийдинской серии могла являться фрагментом крупного магматического пояса, возникшего в процессе распада суперконтинента Нуна (Колумбия).
Список литературы
Degtyarev K., Yakubchuk A., Tretyakov A., Kotov A., Kovach V. Precambrian geology of the Kazakh Uplands and Tien Shan: An overview // Gondwana Research. 2017. V. 47. P. 44–75.
Kanygina N.A., Tretyakov A.A., Degtyarev K.E., Ko-vach V.P., Skuzovatov S.Y., Pang K.-N., Wang K.-L., Lee H.-Y. Late mesoproterozoic–early neoproterozoic quartzite–schist sequences of the Aktau–Mointy terrane (Central Kazakhstan): provenance, crustal evolution, and implications for paleotectonic reconstruction // Precambrian Research. 2021. V. 354. P. 106040.
Kovach V., Degtyarev K., Tretyakov A., Kotov A., Tolmacheva E., Wang K-L., Chung S-L., Jahn B-M. Sources and provenance of the Neoproterozoic placer deposits of the Northern Kazakhstan: Implication for continental growth of the western Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Research. 2017. V. 47. P. 28–43.
Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Каныгина Н.А., Данукалов Н.К. Поздненеопротерозойский возраст дифференцированных вулканогенных комплексов Улутауского массива (Центральный Казахстан): результаты U–Th–Pb (SIMS)-геохронологических исследований // Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. 2020. Т. 494. № 1. С. 9–13.
Третьяков А.А., Дегтярев К.Е., Данукалов Н.К., Каныгина Н.А. Неопротерозойский возраст железорудной вулканогенно-осадочной серии Улутауского террейна (Центральный Казахстан) // Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. 2022. Т. 502. № 2. С. 49–55.
Филатова Л.И. Стратиграфия и историко-геологический (формационный) анализ метаморфических толщ докембрия Центрального Казахстана. М.: Недра, 1983. 160 с.
Whilliams I.S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe // Reviews in Economic Geology, 1998. V. 7. P. 1–35.
Ludwig K.R. SQUID 1.00, A User’s Manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2000. No. 2. 2455 Ridge Road, Berkeley. CA 94709, USA. 17 p.
Ludwig K.R. ISOPLOT 3.00. A user’s manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2003. № 4. 2455 RidgeRoad, Berkeley. CA 94709. USA. 70 p.
Cohen K.M., Finney S.C., Gibbard P.L., Fan J.X. The ICS International Chronostratigraphic Chart // Episodes. 2013 (updated 02. 2022). V. 36. № 3. P. 199–204.
Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins / Eds. A.D. Saunders, M.J. Norry. Spec. Publ. 42. Geol. Soc. London, 1989. P. 313–345.
Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites-geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 95. P. 407–419.
Pearce J.A. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust // Lithos. 2008. V. 100. P. 14–48.
Pearce J.A., Harris N.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Journal of Petrology. 1984. V. 25. P. 956–983.
Condie K.C. High field strength element ratios in Archean basalts: a window to evolving sources of mantle plumes? // Lithos. 2005. V. 79. P. 491–504.
Evans D.A., Mitchell R.N. Assembly and breakup of the core of Paleoproterozoic–Mesoproterozoic supercontinent Nuna // Geology. 2011. V. 39. P. 443–446.
Pisarevsky S.A., Elming S.-A., Pesonen L.J., Li Z.-X. Mesoproterozoic paleogeography: Supercontinent and beyond // Precambrian Research. 2014. V. 244. P. 207–225.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Доклады Российской академии наук. Науки о Земле