Late Ordovician and Silurian supra-subduction complexes of Karakamys block of Southwestern Kazakhstan

Толық мәтін

Характерной особенностью Кокчетав-Северотяньшаньской складчатой области, расположенной на западе Центрально-Азиатского орогенного пояса, является сочетание в ее структуре террейнов с докембрийской континентальной корой и комплексов раннепалеозойских островных дуг и аккреционных призм, включающих фрагменты офиолитовых разрезов [1]. Докембрийские террейны в основном сложены мезо- и неопротерозойскими комплексами, в то время как раннедокембрийские образования развиты крайне ограничено и слагают лишь небольшие блоки в Южном Казахстане и на Северном Тянь-Шане. Изучение мезо- и неопротерозойских комплексов позволило выделить Исседонскую и Улутау-Моюнкумскую группы террейнов, имевших различную тектоно-магматическую эволюцию в позднем докембрии, обусловленную их первичной принадлежностью к окраинам разных кратонов [2, 3]. Обширные данные, касающиеся строения, состава и возраста, в основном были получены для докембрийских образований крупных террейнов (Кокчетавского, Улутауского, Актау-Илийского, Иссыкульского, Срединно-Тяньшаньского и др.). В тоже время комплексы небольших блоков, считающиеся докембрийскими, до настоящего времени изучены недостаточно, что не позволяет относить их к одной из выделенных групп и достоверно реконструировать тектоно-магматическую эволюцию крупных структурных зон.

Каракамысский блок является одним из таких блоков, расположенных на востоке Кокчетав-Северотяньшанской складчатой области, где он приурочен к юго-восточной части Ерементау-Бурунтауской зоны (рис. 1). Эта зона протягивается более чем 1500 км, имеет на севере субмеридиональное простирание, которое южнее меняется на северо-западное. Ее наиболее характерными комплексами являются маломощные (80–150 м) кремнистые толщи, возраст которых охватывает интервал позднего кембрия-низов среднего ордовика, слагающие пакеты сложно дислоцированных тектонических пластин, залегающих среди терригенных пород среднего-верхнего ордовика [4]. Терригенные толщи часто имеют олистостромое строение, причем олистолиты и глыбы в основном представлены кремнистыми породами. Кремнистые обломки также преобладают в псефитовых и псаммитовых разностях. На юге и юго-востоке Ерементау-Бурунтауской зоны, кроме кремнистых и терригенных пород, большую роль в ее строении играют карбонатные и терригенно-карбонатные разрезы, относимые к верхам докембрия-низам кембрия, черносланцевые, вулканогенные и вулканогенно-кремнистые толщи верхов кембрия-нижнего ордовика, прорванные габброидами и диоритами среднего ордовика. Ареал распространения этих комплексов иногда выделяется как самостоятельная Сарытумская зона [5, 6]. В структуре палеозоид Юго-западного Казахстана Ерментау-Бурунтауская зона располагается между, расположенной северо-западнее, Западно-Балхашской зоной и, находящейся юго-восточнее, Джалаир-Найманской зоной (рис. 1). В строении Западно-Балхашской зоны участвуют силурийские вулканогенно-осадочные и терригенно-карбонатные толщи, а также девонские туфогенно-терригенные породы эффузивы среднего и кислого состава [7]. Джалаир-Найманская зона образована раннекембрийскими надсубдукционными офиолитами, внутриплтиными и островодужными вулканитами среднего-верхнего кембрия и терригенными породами низов ордовика, слагающими пакеты тектонических пластин [1]. Эти образования с несогласием перекрыты туфогенно-терригенными толщами нижнего-среднего ордовика и терригенными породами среднего-верхнего ордовика [7].

 

Рис. 1. Положение Каракамысского блока в структуре палеозоид Юго-западного Казахстана.

1 – кайнозойские отложения; 2 – верхнедевонско-нижнекаменноугольные терригенно-карбонатные толщи; 3 – девонские эффузивы и вулканогенно-осадочные породы; 4 – силурийские вулканогенно-осадочные и терригенно-карбонатные толщи; 5 – средне-верхнеордовикские терригенные толщи; 6 – нижне-среднеордовикские туфогенно-терригенные толщи; 7 – кембрийские и нижнеордовикские комплексы Джалаир-Найманской зоны; 8 – эдиакарско-среднеордовикские комплексы Ерементау-Бурунтауской зоны; 9 – комплексы Каракамысского блока; 10 – средне-позднепалезойские гранитоиды; 11 – разрывные нарушения: а) крупные надвиги и сдвиги, б) прочие.

 

Для Ерементау-Бурунтауской зоны характерно присутствие блоков, сложенных докембрийскими комплексами, которые наиболее широко распространены в горах Ерементау, Нияз и Коянды в северной части зоны. Здесь развиты в основном кварцито-сланцевые толщи, детальное изучение которых позволило установить их принадлежность к образованиям конца мезо- начала неопротерозоя, имеющих аналоги в пределах Кокчетавского и Ишкеольмесского террейнов Северного Казахстана [8].

На юго-востоке Ерементау-Бурунтауской зоны докембрийские комплексы традиционно выделялись в пределах Каракамысского блока, в строении которого участвуют толща кристаллических сланцев, кварцитов и мраморов (каракамысская свита), метаморфизованные гранитоиды Орумбайского массива и кислые вулканиты (орумбайская свита). Для гранитоидов и кислых вулканитов в 60–80-х годах ХХ века альфа-свинцовым и уран-свинцовым методами были получены позднедокембрийские оценки возраста их формирования [6, 7, 9]. Также было установлено, что кислые вулканиты с несогласием перекрыты терригенной толщей (теренкульская свита), условно относившейся к нижнему кембрию [7].

Авторами было проведено изучение строения и состава комплексов Каракамысского блока, получены новые геохронологические данные об их возрасте и соотношениях с другими образованиями Ерементау-Бурунтауской зоны.

Каракамысский блок, сложенный в разной степени метаморфизованными стратифицированными и плутоническими образованиями, занимает площадь 25×25 км. На западе и юго-западе комплексы этого блока имеют тектонические соотношения с кремнистыми, кремнисто-терригенными и терригенными толщами верхов кембрия-среднего ордовика, а на востоке и юго-востоке – прорваны гранитами одноименного массива девонского возраста (рис. 2).

 

Рис. 2. Схема геологического строения Каракамысского блока и его обрамления. Составлена по материалам Б. А. Салина и Э. С. Кичмана с изменения и упрощениями. 1 – кайнозойские отложения; 2 – верхнедевонские и нижнекаменноугольные терригенно-карбонатные толщи; 3 – силурийские песчаники и конгломераты Западно-Балхашской зоны; 4 – песчаники и алевролиты теренкульской свиты; 5–7 – комплексы Каракамысского блока: 5 – кислые эффузивы и туфы орубайской свиты, 6 – гнейсо-граниты Орумбайского массива, 7 – метаморфические породы каракамысской свиты; 8 – верхнекембрийско-среднеордовикские кремнистые и терригенные породы Ерементау-Бурунтауской зоны; 9, 10 – средне- и позднепалезойские гранитоиды: 9 – диориты и гранодиориты, 10 – граниты и лейкограниты, 11 – разрывные нарушения: а) прослеженные, б) предполагаемые под кайнозойскими отложениями; 12 – места отбора проб для геохронологических исследований и их номер. Гранитные массивы: 1 – Орумбайский, 2 – Каракамысский, 3 – Каибский.

 

Наиболее древними среди комплексов Каракамысского блока являются породы одноименной свиты, которые слагают различного размера останцы среди гнейсо-гранитов Орумбайского массива (рис. 2). В строении свиты участвуют гранат-слюдяные, двуслюдяные и графитовые сланцы, кварцито-сланцы, кварциты, мраморы, в том числе графитсодержащие, мраморизованные известняки, реже встречаются амфиболиты [5]. Мощность каракамысской свиты может быть оценена в несколько сот метров. Возраст свиты может быть принят как эдиакарский по аналогии с близкой по строению, но слабее метаморфизованной, терригенно-карбонатной дарбазинской свитой, широко развитой к югу и юго-востоку от Каракамысского блока [5, 6].

Большую часть Каракамысского блока слагают гранитоиды Орумбайского массива, представленные крупно- и среднезернистыми рассланцованными биотитовыми и двуслюдяными гранитами и гнейсо-гранитами. Реже встречаются более мелкозернистые разности. Для проведения U–Pb (SIMS)-геохронологических исследований на правом берегу руч. Кызылэспеэ (рис. 2) из гнейсовидных лейкогранитов отобрана проба Б-15146 (45°28′48.7′′ с. ш.; 73°06′23.4′′ в. д.). Граниты обладают слабовыраженной гнейсовидной текстурой и порфировидной структурой, обусловленной крупными выделениями ортоклаз-пертита (30%) и более мелкозернистым агрегатом альбит-олигоклаза (30%), кварца (35%) и биотита (5%). Акцессорные минералы представлены цирконом и апатитом. По содержанию SiO₂ (70.22–76.32 мас. %) и Na₂O+K₂O (8.06–8.62 мас. %) породы Орумбайского массива отвечают субщелочным гранитам и лейкогранитам.

Метаморфические породы каракамысской свиты и гнейсо-граниты Орумбайского массива с несогласием перекрывают вулканогенно-осадочные породы орумбайской свиты (рис. 2). В основании ее разреза залегают валунные и крупногалечные конгломераты, впервые описанные А. Е. Репкиной в 1941 г. [10]. Гальки в основном сложены кварцитами, кварцито-сланцами, рассланцованными порфировидными лейкогранитами, погруженными в матрикс аркозового состава. Выше залегают аркозовые песчаники различной зернистости и алевролиты. Среди обломочных пород встречаются потоки флюидальных риолитов и лавобрекчий кислого состава. Мощность вулканогенно-осадочной пачки составляет около 200 м. Выше залегает мощная (более 1000 м) толща в различной степени метаморфизованных лав, реже туфов и лавобрекчий, риолитового и рио-дацитового состава. Верхняя часть разреза орумбайской свиты образована туфогенно-терригенной толщей мощностью до 1000 м. В ее строении преобладают полимиктовые песчаники и гравелиты с обломками плагиоклаза, кварца, кремнистых туффитов и андезитов, которые чередуются с кислыми туфами, кремнистыми туффитами, редко присутствуют линзы известняков мощностью 3–5 м.

Для проведения U–Pb (ID-TIMS)-геохронологических исследований на правом берегу руч. Кызылэспеэ (рис. 2) из туфов кислого состава отобрана проба TS-1026 (45°30′13.3′′ с. ш.; 73°07′35.1′′ в. д.). Туфы представлены кристаллокластическими разностями с обломками кварца и ортоклаз-пертита. По содержанию SiO₂ (72.26–74.19 мас. %) и Na₂O+K₂O (7.50–8.83 мас. %) пирокластические породы свиты соответствуют риолитам.

Ормубайская свита с несогласием перекрыта терригенной терекульской свитой, в ее основании залегает пачка мелко-среднегалечных конгломератов, чередующихся с гравелитами, грубозернистыми песчаниками и алевролитами мощностью до 300 м. Гальки сложены кремнистыми туффитами и вулканитами средне-кислого состава. Основная часть разреза свиты представлена монотонной толщей, образованной переслаивающимися мелко-среднезернистыми песчаниками, алевролитами и туффитами голубовато-зеленого цвета мощностью более 1500 м. В низах разреза свиты среди терригенных пород присутствует пачка слоистых и плитчатых зеленых кремнистых алевролитов, кремней и красных яшм мощностью около 20 м. В кремнистых породах были обнаружены конодонты плохой сохранности. Достоверные данные о возрасте теренкульской свиты отсутствуют, ранее она относилась либо к низам кембрия, либо сопоставлялась с кремнисто-терригенной майкульской свитой среднего-верхнего ордовика [5, 7].

Выделение зерен акцессорного циркона для дальнейших U–Pb-геохронологических исследований проводилось в ГИН РАН по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Геохронологические исследования классическим U–Pb-методом (ID-TIMS) выполнены в лаборатории изотопной геологии Института геологии и геохронологии докембрия РАН в соответствии с методикой, изложенной в [11], а локальным методом (SIMS) – в Центре изотопных исследований Института Карпинского по методике, описанной в [12, 13].

В гранито-гнейсах Орумбайского массива из пробы Б-15146 акцессорный циркон представлен преимущественно идиоморфными и субидиморфными кристаллами пирамидального, дипирамидального и таблитчатого габитуса размером от 150 до 300 мкм и коэффициентом удлинения от 1.5 до 3. Для них характерна выраженная магматической зональностью, в ядрах иногда встречаются минеральные включения (рис. 3 а). U–Pb-геохронологические исследования были выполнены для пяти кристаллов циркона. Конкордантный возраст, рассчитанный по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, составляет 443±5 млн лет (рис. 3 б, табл. 1). Морфологические особенности изученного циркона указывают на их магматический генезис, что позволяет считать полученную оценку возраста, примерно соответствующую границе ордовика-силура [14], в качестве времени кристаллизации родоначального для гнейсо-гранитов расплава.

 

Рис. 3. Микрофотографии кристаллов циркона, выполненные на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режиме катодолюминесценции (кружками обозначены участки датирования) (а) и диаграмма с конкордией (б) для гнейсо-гранитов Орумбайского массива (проба Б-15146). Номера точек соответствуют порядковым номерам в табл. 1.

 

Таблица 1. Результаты U–Pb изотопных геохронологических исследований циркона из гнейсо-гранитов Орумбайского массива (проба Б-15146)

№ анализа	206Pbс, %	Содержание, мкг/г			Изотопные отношения				Rho	Возраст, млн лет
		206Pb*	U	Th	232Th/238U	207Pb*/206Pb*	207Pb*/235U	206Pb*/238U		206Pb/238U
1.1	0.00	48.5	799	329	0.43	0.0557±1.3	0.5425±1.9	0.0707±1.3	0.72	440±6
2.1	0.00	24.3	399	123	0.32	0.0563±2.3	0.5501±2.6	0.0709±1.3	0.49	441±5
3.1	0.06	26.1	428	140	0.34	0.0551±1.7	0.5391±2.1	0.0709±1.3	0.60	442±5
4.1	0.00	26.9	440	111	0.26	0.0558±1.7	0.5475±2.4	0.0712±1.6	0.69	443±7
5.1	0.08	28.7	463	154	0.34	0.0555±1.6	0.5526±2.0	0.0722±1.2	0.62	449±5

Примечание. ²⁰⁶Pb_с – обыкновенный Pb; ²⁰⁶Pb* – радиогенный Pb; Rho – коэффициент корреляции ошибок ²⁰⁷Pb/²³⁵U – ²⁰⁶Pb/²³⁸U. Ошибки измерений изотопных отношений даны в процентах на уровне 1σ. Номера анализов в табл. 1 соответствуют номерам зерен на рис. 3.

 

В риолитовых туфах орумбайской свиты из пробы TS-1026 циркон представлен идиоморфными и субидиоморфными прозрачными, полупрозрачными рыжеватыми призматическими кристаллами и их обломками. Кристаллы огранены призмами {100}, {110} и дипирамидами {101}, {111}, {211} (рис. 4, I–III). Их размер варьирует от 50 до 300 мкм, коэффициент удлинения равен 2.0–3.0. Для внутреннего строения изученного циркона характерна хорошо выраженная магматическая зональность (рис. 4, V–VIII). В некоторых кристаллах имеются краевые нарушенные зоны с повышенной люминесценцией (рис. 1, V) и, возможно, реликты унаследованных ядер (рис. 4, VI).

 

Рис. 4. Микрофотографии кристаллов циркона из риолитовых туфов орумбайской свиты (проба TS-1026), выполненные на сканирующем электронном микроскопе ABT 55: I–III – в режиме вторичных электронов; IV–VI – в режиме катодолюминесценции.

 

U–Pb-изотопные исследования были проведены для четырех микронавесок (30–60) кристаллов из размерных фракций 50–85 и >150 мкм, предварительно обработанных различными способами (см. табл. 2). Наименьшей дискордантностью характеризуется циркон, подвергнутый предварительной кислотной обработке с высокотемпературным отжигом (№ 4). На диаграмме с конкордией (рис. 5) точки изотопного состава изученного циркона образуют дискордию, нижнее пересечение которой с конкордией отвечает возрасту 436±2 млн лет (верхнее пересечение = = 2125±190 млн лет, СКВО = 0.79). Морфологические особенности изученного циркона свидетельствуют о его магматическом происхождении, следовательно, полученное значение 436±2 млн лет можно рассматривать в качестве наиболее точной оценки возраста формирования риолитовых туфов орумбайской свиты, которая соответствует верхам лладоверийского отдела силура [14].

 

Таблица 2. Результаты U–Pb изотопных исследований циркона из риолитовых туфов орумбайской свиты (проба TS-1026)

Номер п/п	Размерная фракция (мкм) и характеристика циркона	U/Pb*	Изотопные отношения					Rho	Возраст, млн. лет
			206Pb/ 204Pb	207Pb/ 206Pba	208Pb/ 206Pba	207Pb/ 235U	206Pb/ 238U		207Pb/ 235U	206Pb/ 238U	207Pb/ 206Pb
1	50–85, 60 зер., кисл. обр. = 2.0	15.3	5543	0.0597±1	0.1020±1	0.6039±9	0.0733±1	0.91	480±1	456±1	594±1
2	>150, 50 зер., А = 10%	12.1	468	0.0577±1	0.1335±1	0.5684±8	0.0714±1	0.84	457±1	445±1	520±2
3	50–85, 40 зер. А = 10%	14.1	499	0.0565±1	0.1320±1	0.5511±8	0.0707±1	0.83	446±1	441±1	472±2
4	50–85, 35 зер., ВО, кисл. обр. = 2.0	14.1	4592	0.0558±1	0.1263±1	0.5399±7	0.0702±1	0.88	438±1	437±1	444±1

Примечания. ^а – изотопные отношения, скорректированные на бланк и обычный свинец; Rho – коэффициент корреляции ошибок отношений ²⁰⁷Pb/²³⁵U – ²⁰⁶Pb/²³⁸U; A = 10% – количество вещества, удаленное в процессе аэроабразивной обработки циркона; * – навеска циркона не определялась; кисл. обр. = 2.0 – кислотная обработка циркона с заданной экспозицией (часы); ВО – высокотемпературный отжиг циркона. Величины ошибок (2σ) соответствуют последним значащим цифрам.

 

Рис. 5. Диаграмма с конкордией для циркона из риолитовых туфов орумбайской свиты (проба TS-1026). Номера точек соответствуют порядковым номерам в таблице 2.

 

Таким образом, в результате проведенных геохронологических исследований установлено, что большая часть комплексов Каракамысского блока имеет палеозойский – позднеордовикско-лландоверийский возраст. Силурийский возраст предполагается и для теренкульской свиты, учитывая ее несогласное залегание на вулканитах и туфах лландоверийской орумбайской свиты. К докембрию, вероятно, следует относить только метаморфические породы каракамысской свиты.

Изучение состава гранитоидов Орумбайского массива, кислых вулканитов и туфогенных пород орумбайской свиты показывает, что они обладают близкими петро-геохимическими особенностями (табл. 3). Принадлежность пород к известково-шелочной (MALI – 7–7.6) и умеренно-железистой сериям (FeO*/(FeO*+MgO) ‒ 0.64–0.92), а также умеренная и повышенная глинозёмистсть (ASI 0.94–1.27) сближает их с производными надсубдукционного магматизма. Это подтверждается распределениями редких и редкоземельных элементов с отчетливо проявленным обогащением элементами (легкими РЗЭ, Cs, Rb, Th, U), имеющими сродство к водному флюиду (рис. 6) [15]. Положение фигуративных точек составов на тектоно-магматических дискриминантных диаграммах позволяет рассматривать гранитоиды и вулканогенные породы в качестве продуктов дифферециации расплавов, возникших в надсубдукционных обстановках (рис. 7).

 

Таблица 3. Содержания породообразующих окислов (%), малых и редкоземельных элементов (г/т) в интрузивных и вулканогенных породах Каракамысского блока

	Орумбайский массив				Орумбайская свита
№ пробы	Б-15144	Б-15146	Б-15148	Ts-1024	Ts-1026	Д-10019
	лейкогранит	лейкогранит	лейкогранит	субщелочной гранит	туф риолитов	риолит
SiO2 (%)	75.99	75.79	76.32	70.22	74.19	72.26
TiO2 (%)	0.09	0.13	0.08	0.38	0.15	0.41
Al2O3 (%)	11.93	12.09	12.11	14.78	13.87	12.59
Fe2O3 (%)	0.05	0.16	0.12	2.10	1.79	2.55
FeO (%)	1.55	1.75	1.34	1.06	0.22	1.29
MnO (%)	0.04	0.04	0.04	0.06	0.03	0.05
MgO (%)	0.22	0.27	0.13	0.59	0.40	2,02
CaO (%)	1.12	1.04	0.89	1.54	0.38	0.24
K2O (%)	5.05	4.57	4.85	4.47	4.65	0.37
Na2O (%)	3.26	3.49	3.61	3.83	3.18	7.13
P2O5 (%)	0.09	0.04	0.02	0.10	0.03	0.09
ппп(%)	0.62	0.61	0.49	0.74	0.84	0.82
Сумма	100.00	99.82	99.99	99.87	99.72	99.82
FeO*	1.60	1.89	1.45	2.95	1.83	3.58
ASI	0.94	0.96	0.95	1.07	1.27	1.01
MALI	7.19	7.02	7.58	6.76	7.45	7.26
FeO*/FeO*+MgO	0.88	0.87	0.92	0.83	0.82	0.64
Li	7.26	7.63	4.94	7.16	6.39	5.91
Be	3.36	2.97	3.34	2.19	1.14	0.61
Sc	2.90	3.54	2.42	4.45	6.20	3.27
V	15.24	13.38	8.80	11.14	9.79	2.01
Cr	12.20	8.02	13.15	5.51	8.90	6.67
Co	0.64	1.11	0.54	2.26	1.03	0.90
Ni	10.44	6.46	10.40	8.84	10.73	10.42
Cu	3.15	1.88	2.07	< ПО	5.12	1.19
Zn	20.66	28.42	24.15	31.72	41.19	42.25
Ga	16.94	18.35	18.44	12.92	13.13	9.05
Rb	186.43	200.29	208.08	95.41	75.90	5.76
Sr	51.79	74.42	27.67	213.16	80.19	71.20
Y	67.46	43.20	53.46	15.14	24.45	19.82
Zr	160.12	142.24	146.57	214.98	128.82	135.84
Nb	14.34	13.81	17.58	11.16	11.09	10.98
Mo	0.94	1.55	0.78	1.26	1.06	0.75
Cs	3.48	4.06	2.91	0.80	1.27	0.27
Ba	369.40	509.97	195.71	767.69	866.79	43.48
La	23.49	31.49	20.92	50.12	37.43	61.31

 

Таблица 3. Окончание

	Орумбайский массив				Орумбайская свита
№ пробы	Б-15144	Б-15146	Б-15148	Ts-1024	Ts-1026	Д-10019
	лейкогранит	лейкогранит	лейкогранит	субщелочной гранит	туф риолитов	риолит
Ce	48.95	60.42	45.87	90.40	74.04	114.76
Pr	5.37	7.19	5.24	9.26	8.13	13.40
Nd	18.57	24.44	20.33	31.25	30.90	52.95
Sm	5.46	5.87	5.72	5.12	6.06	10.64
Eu	0.41	0.66	0.30	0.87	0.85	1.34
Gd	5.86	5.81	6.14	3.96	5.71	8,98
Tb	1.30	1.10	1.21	0.58	0.85	1.07
Dy	8.70	6.87	7.89	2.92	5.08	4.52
Ho	2.00	1.37	1.67	0.55	1.02	0.76
Er	6.59	4.28	5.47	1.50	3.09	2.14
Tm	0.99	0.63	0.82	0.20	0.47	0.30
Yb	7.18	4.55	5.80	1.34	3.30	2.24
Lu	1.04	0.66	0.85	0.20	0.50	0.35
Hf	6.36	4.83	5.70	4.36	4.18	3.28
Ta	2.03	1.94	2.00	0.60	0.96	0.81
W	0.66	0.52	0.37	0.20	0.90	0.68
Tl	1.17	1.23	1.24	0.44	0.51	0.17
Pb	31.89	27.77	30.78	14.69	12.75	1.19
Th	33.79	22.21	26.21	20.38	11.33	6.11
U	4.17	3.79	3.87	1.97	2.03	1.42

Примечание. FeO* = 0.9FeO + Fe₂O₃; ASI – (Al/(Ca – 1.67P + Na + K)); MALI – (Na₂O + K₂O–CaO).

 

Рис. 6. Хондрит-нормализованные распределения РЗЭ (а) и спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии (б), для гнейсо-гранитов Орубайского массива и кислых эффузивов орумбайской свиты. 1 – гранитоиды Орумбайского массива; 2 – вулканогенные породы орумбайской свиты.

 

Рис. 7. Диаграммы FeO*/MgO – Zr+Nb+Ce+Y [20] (а) и Rb – Yb+Ta [18] (б) для гранитоидов и кислых эффузивов Каракамысского блока. Условные обозначения см. рис. 5. Поля на диаграмме Rb – Yb+Ta, граниты: VAG – вулканических дуг, ORG – океанических хребтов, WPG – внутриплитные, syn-COLG – синколлизионные.

 

Аналоги, выявленных в пределах Каракамыского блока, гранитоидов самого конца ордовика-начала силура и лландоверийских кислых вулканитов и туфов, известны в сопредельных структурах палеозоид Казахстана. Гранитоиды этого возрастного диапазона образуют крупные массивы в восточной части Актау-Моинтинского докембрийского террейна, сложенные гранодиоритами акжальского комплекса, для которых получена оценка возраста 439±6 млн лет [18]. Фаунистически охарактеризованные лландоверийские вулканиты и туфы кислого, средне-кислого и среднего состава, вулканогенно-осадочные породы с прослоями известняков известны на юге Актау-Моинтинского террейна (новалинская и сокуркойская свиты) и в Западно-Балхашской зоне в районе пос. Мынарал (мынаральская свита) [7, 19]. Здесь они вместе с эффузивами и туфами орумбайской свиты участвуют в строении Моинты-Южноджунгарского сегмента силурийского вулканического пояса [20].

Формирование надсубдукционных гранитоидов конца ордовика-начала силура и лландоверийских вулканогенно-осадочных толщ рассматриваемого региона, вероятно, происходило в пределах активной окраины Джунгаро-Балхашского океанического бассейна, эволюция которой продолжалась на протяжении раннего – среднего палеозоя.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Исследования проведены в соответствии с планами научно-исследовательской работы ГИН РАН.

Авторлар туралы

К. Degtyarev

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Хат алмасуға жауапты Автор.
Email: degtkir@mail.ru

Academician of the RAS

Ресей, Мoscow

А. Тretyakov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: degtkir@mail.ru
Ресей, Мoscow

Е. Sal’nikova

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Email: degtkir@mail.ru
Ресей, Saint-Peterburg

N. Каnygina

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: degtkir@mail.ru
Ресей, Мoscow

А. Кotov

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Email: degtkir@mail.ru
Ресей, Saint-Peterburg

Yu. Plotkina

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Email: degtkir@mail.ru
Ресей, Saint-Peterburg

А. Fedoseenko

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences

Email: degtkir@mail.ru
Ресей, Saint-Peterburg

К. Тretyakova

Russian State University for Geological Prospecting

Email: degtkir@mail.ru
Ресей, Moscow

Әдебиет тізімі

Қосымша файлдар