Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 513, № 1, стр. 39-45

ВВЕДЕНИЕ

Ранние этапы эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) – крупнейшего аккреционного орогена Земли [1–3], остаются слабо охарактеризованными из-за недостатка данных о местоположении и возрасте наиболее древних субдукционных систем, контролировавших процессы аккреции в позднем докембрии и раннем палеозое. Предшествующие исследования показали, что островные дуги в западных областях ЦАСП существовали с раннего кембрия в Северном Тянь-Шане (СТШ) на территории Киргизии, в Бощекуль-Чингизской области Северного и Восточного Казахстана и в Северо-Западной Джунгарии на западе КНР [2, 4–8]. Однако изотопные датировки кембрийских островодужных магматических пород ограничиваются единичными анализами, а определение возрастов вулканических серий по фауне осложняется как из-за редкости окаменелостей, так и вследствие деформаций, нарушающих первичные структурные и стратиграфические соотношения толщ. С целью обоснования возраста древнейших островодужных вулканических серий СТШ, нами было выполнено U–Pb (LA-ICPMS)-датирование циркона из туфов султансаринской и таштамбекторской свит, развитых, соответственно, в центральных и восточных областях СТШ (рис. 1) [9, 10].

Рис. 1.

Геологическая карта центрального сектора Тянь-Шаня по [8] с изменениями. 1–5 – Северный Тянь-Шань: 1 – докембрийские и раннепалеозойские метаморфические комплексы; 2–4 – кембрий и нижний ордовик: 2 – островодужные вулканиты и осадочные породы, 3 – гранитоиды, 4 – офиолиты Киргизско-Терскейской зоны; 5 – средний ордовик – нижний силур; 6 – девон, карбон и пермь: (а) осадочные породы, (б) вулканиты; 7 – гранитоиды: (а) ордовикские и силурийские, (б) девонские, каменноугольные и пермские; 8 – Срединный Тянь-Шань; 9 – Южный Тянь-Шань; 10 – докембрийские и палеозойские породы Таримского блока: (а) в пределах кратона и (б) в Южно-Тянь-Шаньском складчатом поясе; 11 – (а) мезозойские и кайнозойские отложения, (б) озеро, (в) ледник; 12 – разлом; 13 – (а) город, (б) государственная граница; 14 – места отбора проб: (а) эта работа, (б) другие. Сокращения: СТШ, ЦТШ, СрТШ, ЮТШ – Северный, Центральный, Срединный и Южный Тянь-Шань соответственно; КР, КП, ТР – Киргизский, Капкатасский и Терскейский хребты соответственно; ТФР – Талас-Ферганский разлом, ЛН – Линия Николаевая, Кг. – Кыргызстан; Кз. – Казахстан, КНР – Китай. Обозначены места отбора проб и U–Pb-возрасты кембрийских вулканических пород в СТШ из этого и предыдущих исследований.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Северный Тянь-Шань (СТШ) представляет сложно-построенный складчато-надвиговый комплекс, сформировавшийся в раннем палеозое и претерпевший дальнейшую тектоническую переработку в позднепалеозойское и кайнозойское время. Основным элементом структуры является Северо-Тянь-Шаньский (Иссык-Кульский) микроконтинент с корой мезопротерозойского возраста [11]. С севера и юга он ограничивается, соответственно, Джалаир-Найманской и Киргиз-Терскейской (КТ) офиолитовыми шовными зонами, сформировавшимися на месте раннепалеозойских бассейнов с корой океанического типа [4].

В кембрии и ордовике в пределах континентального блока СТШ эволюционировала крупная магматическая дуга, прослеживающаяся более чем на 1000 км от западного окончания Киргизского хребта до китайского Центрального Тянь-Шаня (ЦТШ) (рис. 1). Дуга претерпела несколько тектонических перестроек, по-видимому, сопровождавшихся сменой направления субдукции, вследствие аккреционных событий в раннем и среднем ордовике, и прекратила существование в позднем ордовике после столкновения с Актау-Джунгарским микроконтинентом [3, 4, 6, 8].

Островодужные комплексы кембрия и нижнего ордовика развиты также в единой полосе с офиолитами в КТ зоне на южном фланге СТШ (рис. 1). Ранее они рассматривались либо как самостоятельная океаническая дуга, причленившаяся к южной окраине микроконтинента СТШ в позднем кембрии или раннем ордовике [4, 9, 12], либо как краевые части Северо-Тянь-Шаньской континентальной дуги, локально распространявшейся в пределы задугового бассейна [8].

Наиболее древние островодужные вулканические серии развиты в центральной и восточной областях КТ зоны в хребтах Капкатас и Терскей Алатау (рис. 1) [5, 9, 10]. В хребте Капкатас в районе месторождения Султансары основание разреза слагают подушечные массивные и миндалекаменные базальты бельтепшинской свиты, отвечающие по составу островодужным толеитам [5]. Стратиграфичеcки выше лежат слабо-дифференцированные известково-щелочные вулканиты султансаринской свиты, представленные агломератовыми и лапиллиевыми туфами, андезитами и дацитами, чередующимися с туфобрекчиями, туфопесчаниками и горизонтами известняков в верхней части разреза (рис. 2 а). Геохимические характеристики пород бельтепшинской и султансаринской свит свидетельствуют об островодужных обстановках вулканизма [5, 9], а положительные значения εNd = +5.3 и +3.7 базальтов и андезитов указывают на ювенильные источники магм [8].

Рис. 2.

Схема стратиграфической корреляции кембрийских вулканических толщ Северного Тянь-Шаня по [9, 10, 13]. Обозначены точки опробования и U–Pb-возрасты образцов туфов из этого исследования.

Ранее считалось, что султансаринская свита сменяется вверх по разрезу течарской свитой, сложенной известняками и песчанистыми известняками с горизонтами карбонатных брекчий, туфопесчаников и глинистых сланцев [9, 13]. Наши данные позволяют предполагать, что течарская свита, по-видимому, имеет тектонический контакт с залегающими структурно ниже породами бельтепшинской и султансаринской свит. С размывом и стратиграфическим перерывом течарская свита перекрывается песчаниками нижнего–среднего ордовика [9].

В кремнистых прослоях в вулканитах бельтепшинской и султансаринской свит были найдены спикулы губок и протоконодонты [10]. В известняках течарской свиты собраны трилобиты и брахиоподы, характерные для отложений нижнего и среднего кембрия, а также хиолиты, хиолительминты и протокондонты, встречающиеся в отложениях ботомского яруса нижнего кембрия [9, 13]. На основании фаунистических определений, бельтепшинская, султансаринская и течарская свиты относились разными авторами либо к нижнему кембрию [9, 13], либо к нижнему кембрию(?), среднему кембрию и среднему кембрию–нижнему ордовику соответственно [10].

В восточной части хребта Терскей Алатау вероятными стратиграфическими аналогами бельтепшинской свиты считаются ашутурукская и тургеньаксуйская свиты, сложенные подушечными и массивными толеитовыми базальтами (рис. 2 б). Их возраст условно считается раннекембрийским на основании единичных находок спикул губок и радиолярий [10]. Лежащие стратиграфически выше известково-щелочные вулканиты, туфы и терригенные отложения караашуйской и таштамбекторской свит рассматриваются как возможные стратиграфические аналоги султансаринской свиты [5]. Их возраст оценивался в широком диапазоне от среднего кембрия до раннего ордовика по положению в разрезе ниже фаунистически охарактеризованных отложений нижнего и среднего ордовика и единичным определениям позднекембрийских протоконодонтов в отложениях таштамбекторской свиты [10].

МАТЕРИАЛ, МЕТОДЫ И РЕЗУЛЬТАТЫ

Для U–Pb-датирования циркона были отобраны два образца из разрезов султансаринской и таштамбекторской свит в центральных и восточных областях СТШ соответственно [14]. Образец А1437а (41°46′06″ с.ш. 76°15′55″ в.д.; рис. 1, 2 а) взят в стратотипической области султансаринской свиты на северном склоне хребта Капкатас в районе месторождения Султансары из средней части разреза в пачке переслаивания голубовато-зеленых туфов, агломератовых туфов, туфобрекчий, туфопесчаников и андезитов. Второй образец – А1465 (42°22′00″ с.ш. 79°02′33″ в.д.; рис. 1, 2 б), отобран в восточной части хребта Терскей Алатау на южном склоне перевала Чон-Ашу у дороги Каракол-Иныльчек из разреза таштамбекторской свиты, слагающей субширотный тектонический блок непосредственно к северу от разломов Линии Николаева (рис. 1). Разрез представлен зелеными рассланцеванными туфами, туфобрекчиями и туфопесчаниками, содержащими тонкие линзовидные прослои и единичные мощные (до 10 м) пласты светло-серых средне-плитчатых мраморизованных известняков.

Оба образца представлены среднезернистыми лито-кристаллокластическими андезитовыми туфами. Породы сложены угловатыми несортированными обломками кристаллов плагиоклаза переменного состава от олигоклаза до андезина (до 60–70% от общего числа зерен), кварца (10–30%) и плагиоклаз-порфировых андезитов (5–20%) (рис. 3 а, б). Отмечаются единичные обломки щелочного полевого шпата, кремнистых алевролитов и рудного минерала. Средний размер обломков составляет 0.1–0.3 мм, отдельные фрагменты достигают 3–5 мм. Пространство между обломками выполнено тонким туфогенным (рис. 3 а) или туфогенно-кремнистым матриксом (рис. 3 б), на который приходится до 30–50% от общего объема породы.

Рис. 3.

Фотографии шлифов датированных образцов андезитовых туфов султансаринской (а) и таштамбекторской (б) свит. Состав обломков: p – плагиоклаз, q – кварц, v – вулканическая порода (андезит); m – матрикс (тонкозернистый туф).

Выделение циркона было выполнено в Институте геологии и геохронологии докембрия (ИГГД РАН, Санкт-Петербург, Россия) по стандартной методике с применением тяжелых жидкостей. Цирконы для анализа были отобраны вручную под бинокуляром в Кильском университете (Германия), залиты эпоксидной смолой и сошлифованы и приполированы с целью вскрыть внутренние области зерен. Снимки в режиме катодолюминесценции (КЛ) выполнены на установке Electron Microprobe в Университете Майнца с использованием “JEOL” JXA-8200.

Изотопный анализ (U–Pb) выполнен на установке LA-ICP-MS во Франкфуртском Центре Исследования Изотопов и Элементов (FIERCE), (Германия) с использованием масс-спектрометра “Thermo Scientific Element” XR. Характеристики прибора описаны в Gerdes and Zeh [15] и приведены в дополнительных материалах (табл. 1 ).

Цирконы в образцах A1437a и A1465 представлены визуально сходными популяциями. Средний размер зерен варьирует от 70 до 350 мкм. В образце А1437а преобладают субидиоморфные и идиоморфные изометричные и слабо-удлиненные кристаллы и обломки кристаллов с отчетливо выраженными пирамидальными или слабо округленными окончаниями. Присутствуют единичные зерна округлой и неправильной формы (рис. 4 а). В образце А1465 цирконы имеют преимущественно закругленные окончания, а идиоморфные кристаллы представлены в незначительном количестве (рис. 4 б). В режиме катодолюминесценции в большинстве зерен проявляется концентрическая или секторальная осцилляторная зональность, характерная для магматических цирконов (рис. 4 а, б). В единичных зернах наблюдаются тонкие каймы магматического происхождения. Метаморфические каймы и обрастания отсутствуют.

Рис. 4.

а), б): Изображения датированных зерен циркона, выполненные в режиме катодолюминесценции. Звездочкой * обозначено единичное докембрийское зерно. в), г): Диаграммы с конкордией для цирконов из андезитовых туфов султансаринской (в) и таштамбекторской (г) свит. Эллипсы для каждого анализа определяются ошибкой 2-сигма. Конкордантный возраст рассчитан с ошибкой на уровне 2-сигма. Аналитические данные приведены в сопроводительных материалах (табл. 2 ).

Точки для U–Pb-датирования цирконов были выбраны по КЛ-снимкам, как в пределах участков с осцилляторной зональностью, так и в областях с однородным строением (рис. 4 a, в). В образцах А1437а и А1465 было датировано в общей сложности 68 и 42 зерна соответственно. Дискордантность анализов составляет менее 10%. Результаты анализов и оценки возраста приведены в сопроводительных материалах (табл. 2 , и обобщены на диаграммах с конкордией (рис. 4 в, г)).

В образце А1437а 67 анализов с незначительно варьирующими отношениями ²⁰⁶Pb/²³⁸U образуют конкордантный кластер, соответствующий среднему значению возраста 491 ± 3 Ma (СКВО = = 1.2) (рис. 4 в). Одно зерно округлой формы, предположительно детритового происхождения (обозначено * на рис. 4 а), имеет значительно более древний возраст 1833 ± 7 млн лет (сопроводительные материалы, табл. 2 , анализ 1437a_1.47). В образце А1465 42 конкордантных анализа образуют единый кластер, по которому рассчитан средний возраст 487 ± 3 млн лет (СКВО = 0.88) (рис. 4 г).

ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Призматический габитус кристаллов, отчетливая осцилляторная зональность, проявляющаяся в режиме КЛ (рис. 4 а, б), и относительно высокие Th/U-отношения (~0.2–1.1) (сопроводительные материалы, табл. 2 ) указывают на магматическое происхождение датированных цирконов. Поскольку изученные породы представляют туфы, мы предполагаем, что возраст цирконов отражает время вулканической активности. Отсутствие окатанности и сортировки обломков в туфах и обилие тонкого туфогенного матрикса, слагающего до 20–40% от общего объема породы (рис. 3 а, б), указывают, что пирокластический материал отлагался в непосредственной близости от вулканического центра и не подвергался последующему переотложению.

Совпадающие в пределах погрешности оценки возраста туфов султансаринской и таштамбекторской свит 491 ± 3 и 487 ± 3 млн лет (рис. 4) показывают, что обе свиты относятся к верхнему кембрию [16]. Они представляют единый стратиграфический уровень с ранее датированными вулканогенно-осадочными и вулканическими породами чолойской (485 ± 3 млн лет), караджоргинской (493 ± 4 млн лет), улахольской (484 ± 2 млн лет) и каракорумской (489 ± 2 млн лет) свит (рис. 1) [8, 17]. Султансаринская и чолойская свиты, содержащие значительные объемы лав и аггломератовых туфов, накапливались в непосредственной близости к активным вулканам, а преимущественно туфо-песчанистые и песчанистые фации улахольской, караджоргинской и таштамбекторской свит формировались на удалении от вулканических центров.

Гранитоиды, с возрастами в диапазоне от 506 ± 5 до 481 ± 4 млн лет – близкие по времени формирования с вулканитами, широко распространены на южном фланге СТШ и в Центральном Тянь-Шане на территории КНР (рис. 1) [8, 12, 14]. Большинство интрузий имеет магматические контакты с докембрийскими комплексами Северо-Тянь-Шаньского микроконтинента, что указывает на их формирование в обстановках континентальной дуги. Единичные массивы прорывают также пиллоу-базальты и офиолитовые габбро в КТ-зоне. Варьирующие в широких пределах значения εNd по породе и εHf в цирконах показывают, что и гранитоиды, и вулканиты представляют породы как корового, так и ювенильного происхождения [8, 12]. Различные изотопные характеристики пород могут отражать как гетерогенный характер фундамента, так и различную степень плавления докембрийского субстрата на разных участках дуги [8]. Одинаковый возраст и совместное развитие в пределах единого пояса предполагают, что позднекембрийские гранитоиды СТШ и вулканиты султансаринской и таштамбекторской свит представляют образования единой магматической дуги.

В существующих тектонических моделях одним из основных элементов раннепалеозойской структуры СТШ считается нижнекембрийская энсиматическая островная дуга, к типовым комплексам которой относятся вулканиты бельтепшинской и султансаринской свит и их аналоги [4, 5, 8, 9, 12]. Результаты нашего исследования показывают, что вулканиты султансаринской свиты имеют позднекембрийский возраст и относятся к более молодой магматической дуге с гетерогенным фундаментом, эволюционировавшей в СТШ в позднем кембрии и раннем ордовике ~510–475 млн лет [8]. Предлагавшаяся ранее реконструкция раннекембрийской энсиматической дуги в КТ-зоне, основывавшаяся на предположении о раннекембрийском возрасте султансаринской свиты, полученными данными не подтверждается и требует дополнительного обоснования или пересмотра.