ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2015, том 462, № 3, с. 325-329
= ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.2/3
НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ РИОЛИТЫ УЛУТАУСКОГО ДОКЕМБРИЙСКОГО МАССИВА (ЦЕНТРАЛЬНЫЙ КАЗАХСТАН): СТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ОБОСНОВАНИЕ ВОЗРАСТА
© 2015 г. А. А. Третьяков, член-корреспондент РАН К. Е. Дегтярев, К. Н. Шатагин, А. В. Пилицына, А. Б. Котов, Е. Б. Сальникова, С. З. Яковлева, И. В. Анисимова, Ю. В. Плоткина
Поступило 15.12.2014 г.
БО1: 10.7868/80869565215150207
Большую роль в строении палеозоид западной части Казахстана и Северного Тянь-Шаня играют сиалические массивы с докембрийской корой, в строении которых участвуют терригенно-карбо-натные и кремнисто-терригенные неметамор-физованные толщи эдиакарско-нижнепалеозой-ского чехла, перекрывающие в различной степени метаморфизованные вулканогенно-осадочные и гранитоидные комплексы протерозойского фундамента. По особенностям строения, состава, возрасту вулканогенно-осадочных и гранитоидных комплексов фундамента сиалические массивы Казахстана и Северного Тянь-Шаня могут быть разделены на две группы.
К первой из них относятся массивы Северного, Центрального Казахстана (Кокчетавский, Ишкеольмесский, Ерементау-Ниязский, Актау-Моинтинский) и Северного Тянь-Шаня. Их характерная черта — широкое распространение кварцито-сланцевых толщ конца мезо—начала неопротерозоя. Они перекрывают метаморфические комплексы, в строении которых участвуют порфироиды по эффузивам кислого состава и гнейсо-граниты мезопротерозоя (1150—1110 млн лет), наиболее полно представленные на Кокче-тавском массиве и Северном Тянь-Шане [3, 4, 8]. На Актау-Моинтинском массиве кварцито-слан-цевые толщи перекрыты кислыми эффузивами и прорваны гранитами низов неопротерозоя (925—
Геологический институт Российской Академии наук, Москва E-mail: and8486@yandex.ru Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук, Москва Институт геологии и геохронологии докембрия Российской Академии наук, Санкт-Петербург
920 млн лет), завершающими формирование комплексов фундамента массивов первой группы [2].
Вторая группа объединяет Срединно-Тянь-шаньский и Каратау-Таласский массивы. Их отличительная особенность — широкое распространение риолитовых, базальт-риолитовых, вулка-ногенно-осадочных толщ и крупных интрузивов неопротерозойских (850—750 млн лет) гранитои-дов [1, 6, 9]. Более древние образования, участвующие в строении фундамента этих массивов, распространены ограниченно и представлены гнейсовыми комплексами, вероятно палеопротерозойскими (восточная часть Срединного Тянь-Шаня), либо терригенными, терригенно-карбонатными толщами конца мезо—начала неопротерозоя (Кара-тау-Таласский массив) [1, 13].
Улутауский массив — один из наиболее крупных докембрийских массивов региона — расположен в западной части Центрального Казахстана. Комплексы фундамента наиболее полно представлены в южной части массива, где широко распространены метаморфизованные в зелено-сланцевой фации вулканогенные, вулканогенно-осадочные толщи кислого и основного состава, в то время как кварцито-сланцевые, терригенные, терригенно-карбонатные комплексы развиты ограниченно. Эти образования участвуют в строении двух крупных субмеридиональных структур, имеющих тектонические соотношения друг с другом: антиформной Майтюбинской зоны на западе и синформной Карсакпайской зоны на востоке (рис. 1). Майтюбинская зона сложена в основном вулканогенно-осадочными породами кислого состава (жийдинская, майтюбинская, коксуйская серии). В геологическом строении Карсакпайской зоны принимают участие преимущественно эффузивы, вулканогенно-осадочные породы основного состава (карсакпайская серия); менее широко здесь распространены вулканические породы кислого состава (аралбайская, беле-
326
ТРЕТЬЯКОВ и др.
(А)
48°00' с.ш.
1
2
3
4
5
6
7
8
*- •"• N \ 9 /////,
10 11 12
13
14
15
0'ТЗ-118О 16
66°30' в.д.
500 м
I_I
Рис. 1. А. Схема геологического строения Южного Улутау ([5] с упрощениями). 1 — кайнозойские отложения; 2 — средне-верхнепалеозойские терригенные и вулканогенные толщи; 3 — нижнепалеозойские терригенные, кремнисто-тер-ригенные толщи; 4 — эдиакарские осадочные, вулканогенные толщи; 5—8 — протерозойские комплексы: 5 — вулкано-генно-осадочные толщи боздакской серии, 6 — вулканогенные, вулканогенно-осадочные толщи коксуйской серии; 7 — вулканиты, осадочные породы карсакпайской и белеутинской серий, 8 — вулканиты, осадочные породы аралбай-ской, майтюбинской и жийдинской серий; 9 — амфиболиты, кристаллические сланцы бектурганской серии; 10—13 — интрузивные образования: 10 — гранитоды раннего, среднего палеозоя, 11 — ультраосновные породы, габбро раннего палеозоя, 12 — сиениты Карсакпайского массива, 13 — гранитоиды протерозоя; 14 — разрывные нарушения. Б. Схема геологического строения окрестностей горы Актас (по Ю.А. Зайцеву, И.З. Филиппович, Т.Н. Херасковой с упрощениями). 1 — кайнозойские отложения; 2 — карбонатные толщи нижнего карбона; 3 — вулканогенно-осадочные толщи среднего—верхнего девона; 4 — терригенные, кремнисто-терригенные толщи ордовика; 5 — кремнистые сланцы, углистые сланцы, фтаниты, известняки коктальской свиты кембрия; 6, 7 — улутауская серия эдиакария: 6 — тил-литоподобные конгломераты байконурской свиты, 7 — филлиты, песчаники, алевролиты, кремнистые сланцы, кварцевые песчаники, гравелиты жалтауской свиты; 8 — конгломераты, песчаники, туфы, долериты акбулакской серии эдиакария; 9, 10 — коксуйская серия неопротерозоя: 9 — порфироиды кислого, основного состава и их туфы лакбай-ской свиты, 10 — кислые порфироиды и их туфы актасской свиты; 11 — гранодиориты позднего ордовика; 12 — гранит-порфиры позднего рифея; 13 — граниты актасского комплекса неопротерозоя; 14 — разрывные нарушения; 15 — геологические границы; 16 — место отбора пробы для геохронологических исследований и ее номер.
утинская серии). Вулканогенно-осадочные породы Майтюбинской зоны прорваны гранитоидами (жаункарский, актасский комплексы) и щелочными сиенитами (карсакпайский комплекс).
Цель нашей работы состояла в том, чтобы с помощью и—РЬ-датирования кислых вулканитов Майтюбинской зоны установить их возраст и на этой основе определить принадлежность Улута-
НЕОПРОТЕРОЗОИСКИЕ РИОЛИТЫ 327
Рис. 2. Микрофотографии кристаллов циркона из трахириолитов актасской свиты (проба TS-1180), выполненные на СЭМ ABT 55. I—IV — в режиме вторичных электронов; V—VIII — в режиме катодолюминесценции. Масштаб в микрометрах.
уского массива к одной из выделенных групп до-кембрийских массивов Казахстана и Тянь-Шаня, что имеет важное значение для палеогеодинами-ческих реконструкций западной части Центрально-Азиатского подвижного пояса.
Для геохронологических и-РЬ-исследований были выбраны наиболее молодые вулканические породы фундамента Улутауского массива, к которым относятся вулканиты коксуйской серии, непосредственно подстилающей терригенные и кремнисто-терригенные толщи эдиакарско-ниж-непалеозойского чехла.
Коксуйская серия слагает северо-западную часть Майтюбинской зоны и может быть расчленена на актасскую (эффузивы и туфы кислого состава мощностью более 2000 м) и лакбайскую (эффузивы, туфы, ингимбриты риолитового и да-цитового состава, песчаники, конгломераты мощностью 1000-1500 м) свиты [5].
Для геохронологических и-РЬ-исследований использована проба кислых вулканитов актасской свиты (Т8-1180: 47°55'32.0" с.ш.; 66°16'13.01" в.д.), которые по химическому составу (8Ю2 73.39, ТЮ2 0.33, А1203 12.76, Fe2O3 2.12, FeO 0.25, МпО 0.06, М§0 0.27, СаО 1.11, Ш20 4.42, К20 4.33, Р205 0.08 мас. %) соответствуют трахириолитам. Выделение акцессорного циркона из этой пробы проводили по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные для геохронологических и-РЬ-исследований кристаллы циркона подвергали многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и 1 М HNOз. При этом после каждой ступени
зерна циркона (или их фрагменты) промывали особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U, Pb выполняли по модифицированной методике [7]. Изотопные анализы выполнены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме. Для изотопных исследований использовали изотопный индикатор 235U—202Pb. Точность определения содержаний U, Pb и изотопных U/Pb 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг Pb и 1 пг U. Обработку экспериментальных данных проводили при помощи программ PbDAT [17], ISOPLOT [12]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада U [15]. Поправки на обычный Pb введены в соответствии с модельными величинами [14]. Все ошибки приведены на уровне 2а.
Акцессорный циркон, выделенный из трахи-риолита актасской свиты (проба TS-1180), представлен прозрачными, реже полупрозрачными, желтоватыми идиоморфными и субидиоморфны-ми кристаллами (рис. 2, I—IV). Они обладают ко-роткопризматическим, призматическим габитусом и огранены призмами {100}, {110} и дипира-мидами {101}, {201} (рис. 1, I—IV). Размер кристаллов 50—100 мкм; Кудл 1.0—2.0. Их внутреннее строение характеризуется хорошо проявленной зональностью и секториальностью (рис. 1, V—VIII).
Геохронологические U-Pb-исследования проведены для двух навесок циркона (35, 40 зерен), отобранных из размерных фракций 50—70 и крупнее 70 мкм (табл. 1, № 1, 2), и навески циркона из
328
ТРЕТЬЯКОВ и др.
Таблица 1. Результаты геохронологических и-РЬ-исследований акцессорного циркона из трахириолита актасской свиты (проба ТБ-1180)
Номер п/п Размерная фракция (мкм) и характеристика циркона Навеска, мг РЬ, мкг/г и, мкг/г Изотопные отношения
206рЬ/204рЬ 207РЬ/206РЬа 208рЬ/206рЬа
1 2 3 >70, 35 зер. 50-70, 40 зер. 50-70, кисл. обр. = 2.0 0.29 0.27 8.20 10.5 и/РЬ 49 62 = 5.98 777 702 34037 0.0653 ± 1 0.0655 ± 1 0.0657 ± 1 0.4919 ± 1 0.4658 ± 1 0.4166 ± 1
Номер п/п Изотопные отношения Яко Возраст, млн лет
207РЬ/235и 206рь/238РЬ 207РЬ/235и 206рЬ/238и 207РЬ/206РЬ
1 2 3 1.0920 ± 25 1.0195 ± 19 1.1973 ± 14 0.1212 ± 1 0.1220 ± 1 0.1322 ± 1 0.77 0.83 0.96 750 ± 2 754 ± 2 799 ± 2 737 ± 2 742 ± 2 800 ± 2 786 ± 3 791 ± 2 79
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.