Позднедокембрийские осадочные толщи Актау-Моинтинского массива (Центральный Казахстан): структурное положение, источники сноса, палеотектонические обстановки формирования

Западная часть ЦАСП располагается к северу от Таримского кратона и включает палеозойские покровно-складчатые сооружения Казахстана, Тянь-Шаня и северо- западного Китая. Большое значение в строении этого региона играют докембрийские
массивы, представляющие собой узкие (не более 150-200 км) тектонические блоки протяженностью до 2600 км (Degtyarev et al., 2017; Ярмолюк, Дегтярев, 2019). Они отделены друг от друга сложнопостроенными тектоническими зонами, сложенными комплексами палеозойских островных дуг и аккреционных призм, в состав которых входят фрагменты разновозрастных офиолитов.
Исследования последних лет показали, что основную роль в строении докембрийских массивов играют мезо- и неопротерозойские метамагматические и метаосадочные комплексы (Degtyarev et al., 2017; Glorie et al, 2015; Kröner et al, 2012, 2013; Huang et al., 2015, 2016, 2019; Wang et al., 2014a, b; Liu et al., 2014; He et al., 2015). Палеопротерозойские (2200-2300 и 1850 млн лет) образования развиты локально на небольших участках Жельтавского и на востоке Улутау-Сарыджазского (Ишим-Срединнотяньшаньский согласно Alexeiev et al. (2011) и Kröner et al. (2013)) массивов (Kröner et al., 2007, 2017; Tretyakov et al., 2016).
В соответствии с особенностями состава и строения слагающих комплексов массивы были объединены в две группы: Улутау-Моюнкумскую (юго-западную) и Исседонскую (северо-восточную) (Degtyarev et al., 2017; Ярмолюк, Дегтярев, 2019), различающиеся особенностями позднедокембрийской тектоно-магматической эволюции.
Улутау-Моюнкумская (юго-западная) группа включает Улутау-Сарыджазский, Каратау-Таласский, Чуйско-Кендыктасский и Жельтавский массивы. В их строении участвуют небольшие раннедокембрийские блоки, преобладают вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи кислого или базальт-риолитового состава и гранитоиды конца раннего и начала позднего неопротерозоя. Мезопротерозойские комплексы в этой группе представлены в основном осадочными толщами (Degtyarev et al., 2017; Ярмолюк, Дегтярев, 2019).
Исседонская (северо-восточная) группа включает массивы Северного Казахстана (Кокчетавский, Ишкеольмесский и Ерементау-Ниязский), Актау-Моинтинский, Иссыккульский, Илийский и массив Китайского Центрального-Тянь-Шаня.
Характерной особенностью массивов этой группы является широкое распространение мезопротерозойских окраинно-континентальных и внутриплитных гранитоидов, риолитовых и риолит-базальтовых серий. Другой отличительной чертой рассматриваемых массивов является присутствие мощных мезо-ранненеопротерозойских кварцито- сланцевых толщ и неопротерозойских риолит-гранитных ассоциаций и гранитоидов. В дальнейшем до начала палеозоя для массивов этой группы характерно формирование терригенных, терригенно-карбонатных и карбонатных толщ (Degtyarev et al., 2017; Ярмолюк, Дегтярев, 2019).
Изучение кварцито-сланцевых толщ в пределах докембрийских массивов проводилось многими исследователями, которые расчленили их на ряд свит, отличающихся строением разреза, особенностями состава пород и текстурно- структурными особенностями кварцитов и сланцев (Гвоздик, 1980; Геология Северного… 1987; Лыдка, Филатова, 1982; Спиридонов, 1987; Филатова, 1983; Филатова и др., 1988; Чу-Илийский рудный… 1980). Несмотря на большие успехи в изучении кварцито- сланцевых толщ различных докембрийских массивов Казахстана информация о возрастах и природе комплексов, подвергавшихся эрозии при накоплении кварцитов и сланцев, отсутствовала, а возрастной интервал их формирования определялся косвенно по возрастам перекрывающих и подстилающих вулканогенно-осадочных толщ или возрасту прорывающих интрузий.
Подход к изучению докембрийских кварцито-сланцевых толщ изменился в связи с широким распространением U‒Pb и Lu‒Hf методов изучения обломочных цирконов, который в Казахстане впервые был применен для таких толщ, развитых в пределах Кокчетавского, Ишкеольмесского и Ерементау-Ниязского массивов.
Было установлено, что накопление этих толщ началось не ранее 1020–1080 млн лет назад, а их источниками являлись мезопротерозойские, палеопротерозойские и неоархейские коровые комплексы (Дегтярев и др., 2015; Ковач и др., 2014). Lu–Hf изотопно-геохимическое изучение обломочных цирконов из кварцитов массивов Северного Казахстана показало, что почти для всех цирконов характерны высокие положительные значения ɛHf, типичные для материнских пород с относительно короткой коровой историей (Kovach et al., 2017).
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ АКТАУ-МОИНТИНСКОГО МАССИВА
Одним из наиболее крупных докембрийских массивов Казахстана, в пределах которого широко развиты кварцито-сланцевые толщи, является Актау-Моинтинский массив. Ранее здесь было детально изучено строение разрезов этих толщ и их соотношения с докембрийскими вулканогенно-осадочными комплексами и гранитоидами. Было установлено, что кварцито-сланцевые толщи в структуре докембрийских образований массива занимают различное положение, располагаясь как выше, так и ниже кислых вулканитов (Авдеев, 1965; Гвоздик, 1980; Зайцев и др., 1980; Филатова, 1983; Филатова и др., 1988; Дегтярев и др., 2008; Третьяков и др., 2015). Однако U‒Pb и Lu‒Hf изучения обломочных цирконов из кварцитов и сланцев Актау-Моинтинского массива, а также Sm‒Nd исследований этих пород до настоящего времени не проводилось.
Актау-Моинтинский массив, расположенный в западной части Центрального Казахстана, вытянут в северо-западном направлении на 800 км при ширине150–200 км (Рис. 1). С запада, юго-запада и северо-востока массив обрамляется нижнепалеозойскими и силурийскими комплексами, в строении которых преобладают кремнистые и кремнисто- базальтовые толщи, на востоке массива они перекрываются континентальными вулканитами девона и верхнего палеозоя (Дегтярев и др., 2003).
В восточной и западной частях Актау-Моинтинского массива среди доэдиакарских стратифицированных комплексов наиболее широко распространены кварцито-сланцевые толщи и кислые вулканиты, имеющие различные соотношения между собой. В восточной части массива кварцито- сланцевые толщи объединены в киикскую серию. Ее нижняя часть представлена слабометаморфизованными аргиллитами, алевролитами, кварцевыми песчаниками и углеродисто-глинистыми сланцами с линзами мраморов (айкарлинская свита мощностью более 2000 м). Верхи серии сложены белыми и светло-серыми кварцитами, кварцито-песчаниками и кварцевыми гравелитами, в которых иногда встречаются горизонты, обогащенные минералами тяжелой фракции (актауская свита мощность до 400 м). Различные свиты киикской серии с несогласием и базальными конгломератами в основании перекрываются слабометаморфизованными кислыми вулканитами (алтынсынганская свита мощностью более 2500 м) (Авдеев, 1965, Авдеев и др., 1974, Зайцев и др., 1980).
На западе и севере массива кварцито-сланцевые толщи присутствуют на нескольких уровнях в составе верхнеатасуйской серии, породы которой отличаются более высокими степенями метаморфизма и деформаций (Зайцев и др., 1980, Филатова, 1983). В ее видимом основании залегают метаморфизованные кислые вулканиты с прослоями кварцитов и сланцев (уркендеуская свита мощностью более 1000 м). Выше залегают кварциты, кварцито-сланцы с редкими простоями сланцев общей мощностью до 300 м,
Рис. 1. Схема геологического строения Актау-Моинтинского массива.
а также сильно рассланцованные кислые вулканиты с пачками кварцитов и сланцев мощностью 400 м (кабантауская свита). Завершается разрез серии белыми кварцитами и серицит-хлоритовыми сланцами, выше которых залегают метаморфизованные кислые вулканиты с прослоями кварцитов и сланцев (айдархарлинская свита мощностью 300 м). Однако существует и другая точка зрения на положение кварцито-сланцевых толщ в западной части массива. Их неоднократное чередование с кислыми вулканитами в разрезе верхнеатасуйской серии рассматривается как отражение сложной структуры докембрийских комплексов, для которой характерны опрокинутые и лежачие складки, а также чешуйчатые надвиги с повторением по ним одних и тех же элементов разреза (Авдеев и др., 1974). Кварцито-сланцевые толщи и кислые вулканиты как в восточной, так и в западной частях массива прорваны гранитами узунжальского комплекса.
Позднее были получены U–Pb данные о ранненеопротерозойском возрасте кислых вулканитов алтынсынганской и уркендеуской свит в восточной и северной частях массива, составляющем 925 ± 9 млн лет и 921 ± 5 млн лет, соответственно. Был установлен ранненеопротерозойский возраст кристаллизации гранитов узунжальского комплекса – 917 ± 6 и 945 ± 22 млн лет (Дегтярев и др., 2008; Третьяков и др., 2015).
В пределах Актау-Моинтинского массива широко распространены комплексы эдиакарско–нижнепалеозойского чехла, которые с несогласием залегают на более древних кислых вулканитах и кварцитах. В основании разреза чехла залегают валунные и крупногалечные конгломераты с кварцитовой галькой (кенелинская свита мощностью до 200 м), аркозовые песчаники, гравелиты и конгломераты (бейэпшинская свита мощностью
до 700 м). Далее разрез наращивается доломитами и кварцевыми песчаниками с горизонтом тиллитов (капальская свита мощностью до 1000 м). Его нижнекембрийская часть завершается известняками и доломитами с акритархами и водорослями нижнего кембрия (басагинская серия мощностью до 1500 м) (Зайцев, Хераскова, 1979, Филатова, 1990, Филатова и др., 1992).
КИИКСКАЯ СЕРИЯ: СТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ, СТРОЕНИЕ, ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ПОРОД, ВОЗРАСТЫ ОБЛОМОЧНЫХ
ЦИРКОНОВ И СОСТАВ МИНЕРАЛОВ ТЯЖЕЛОЙ ФРАКЦИИ
Кииская серия традиционно выделяется в восточной части Актау-Моинтинского массива и располагается в основании видимого разреза. Наиболее полно она представлена в районе гор Актас, где впервые были установлены ее соотношения с кислыми вулканитами алтынсынганской свиты (Авдеев, 1965). На этом участке киикская серия залегает в ядре крупной антиклинали (Рис. 2). В его юго-восточной части низы разреза сложены глинистыми сланцами и метаморфизованными алевролитами с прослоями (мощностью до 1–2 м) серых и зеленоватых кварцитов и кварцито-песчаников, относящихся к верхам айкарлинской свиты мощностью до 150–200 м. Сланцы и кварциты прорваны ранненеопротерозойскими и позднедевонскими гранитами, вблизи которых ороговикованы. Выше залегают чередующиеся серые, белые, зеленоватые слоистые и массивные кварциты и кварцито-песчаники актауской свиты мощностью 300–400 м. Разрез нарушен серией продольных и поперечных разломов, по которым повторены одни и те же элементы разреза.
Рис. 2. Схема геологического строения участка отбора проб из кварцито- сланцевых разрезов в районе горы Айкарлы, Актас и Котыртас.
В северо-западной части участка за крупным взбросом северо-восточного простирания в ядре небольшой антиклинали вновь обнажены глинистые сланцы с прослоями кварцитов и кварцито-песчаников, которые с несогласием перекрыты метаморфизованными кислыми вулканитами алтынсынганской свиты. В основании ее разреза локально встречаются крупногалечные и валунные кварцитовые конгломераты мощностью до нескольких десятков метров.
Изучение особенностей состава пород киикской серии показало, что фигуративные точки составов кварцитов и сланцев на классификационной диаграмме М.М. Хиррона тяготеют к полям лититов, сублититов, аркозов, субаркозов, вакк, глинистых сланцев и единичные анализы попадают в поля кварцевых аренитов (Рис. 3А). Индекс химического выветривания (CIA) для пород киикской серии, как правило, колеблется от 58 до 86 и составляет около 78, на диаграмме Al-Ca+Na-K все точки в основном расположены около точки иллита (Рис. 3В). Это указывает на относительно высокую степень выветрелости терригенного материала в области сноса. Породы киикской серии имеют дифференцированные спектры распределения редкоземельных элементов (REE), что выражается в обогащении легкими лантаноидами относительно тяжелых (Lan/Ybn = 2.70- 22.76), имеют незначительную отрицательную европиевую аномалию (Eu/Eu*=0.23-0.75) и относительно PAAS большая часть пород обеднена как легкими, так и тяжелыми REE, проявлена деплетированность Sr, Nb, Co, Ba и V и небольшая обогащенность Hf (Рис. 3Д,Е). На диаграмме соотношений Th‒La‒Sc фигуративные точки попадают в поля пород кислого, основного и смешанного составов (Рис. 3Г). На диаграмме отношений Th/Sc – Zr/Sc образцы разбиваются на две группы (Рис. 3Б). Первая располагается на границе
Рис. 3. Положение фигуративных точек составов пород айкарлинской, актауской, кабантауской, кенелинской и бейпшинской свит на диаграммах: (А) lоg(SiO2/Al2O3)‒lоg(Fe2O3*/K2O) (Herron, 1988), (Б) Th/Sc – Zr/Sc (McLennan et al., 1993), (В) Al2O3-(CaO+Na2O)-K2O (Nessbit, Young, 1989), (Г) La‒Th‒Sc (Тейлор, Мак-Леннан, 1988) и спектры распределения редких и редкоземельных элементов, нормированных к составу: (Д) хондрита (Sun & McDonough, 1989), (Е) постархейскому австралийскому глинистому сланцу ( PAAS) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).
трендов рециклинга осадочного материала и влияния источника сноса. Другая группа лежит ближе к тренду перемыва осадков.
Для кварцитов актауской свиты характерны отрицательные значения εNd(t) от –4.5 до –8.5, рассчитанные для возраста 1000 млн лет, и модельные возрасты tNd (DM) = 2.03–2.36 млрд лет, что свидетельствует о преобладании в строении области сноса палеопротерозойских комплексов.
Для U–Pb геохронологического и Lu–Hf изотопно- геохимического изучения обломочных цирконов были отобраны пробы из прослоя кварцитов среди сланцев в верхней части айкарлинской свиты (АМ-1702) и из кварцитов актауской свиты (АМ-1711, Б-15108, Б-15108, АМ-1761).
U-Pb исследования обломочных цирконов из пород айкарлинской свиты позволили выделить две популяции возрастов обломочных цирконов в интервалах 1109 – 1329 и 1407 – 1780 млн лет, с основными максимумами 1.15, 1.20, 1.48 и 1.61 млрд лет и менее проявленными – 1.67 и 1.75 млрд лет (Рис. 4А). Отдельные зерна имеют возрасты около 2.55 и 2.54 млрд лет.
В породах актауской свиты преобладающими являются две популяции цирконов c возрастами в интервалах от 1159 до 2072 млн лет с максимумами 1.22, 1.33, 1.47, 1.58, 1.64, 176, 1.85, 2.01 млрд лет и от 2339 до 2740 млн лет с максимумами 2.42, 2.52 и 2.69 млрд лет (Рис. 5Б,В,Г,Д). Реже встречаются цирконы с возрастами в интервале от 3079 до 3150 млн лет и максимумом 3.12 млрд лет. Lu–Hf изотопно-геохимическое изучение обломочных цирконов показало, что для них характерен широкий диапазон значений εHf (t) от –14.9 до +12.6 при модельных возрастах tHf (C) = 1.34–3.69 млрд лет (Рис. 5А,Б,В, Г).
Кроме цирконов среди минералов тяжелой фракции в кварцито-песчаниках актауской свиты (проба Б-15118, АМ-1761, АМ-1711) преобладают рутилы, пироксены, амфиболы и гранаты. Исходя из содержаний Cr, Nb и Zr, большинство изученных рутилов относится к метаосадочным минералам (Cr = 21-7272 г/т, Nb = 475- 11673 г/т и Zr = 52-1155 г/т).
Рис. 4. Графики плотности вероятности и гистограммы распределения возрастов обломочных цирконов из пород айкарлинской свиты. Возрасты пиков (числа), рассчитанные в программе Age Pick (Gehrels, 2012).
N – количество анализов.
12

Доказанная экспериментальная зависимость концентрации Zr в рутиле от температуры положена в основу нескольких геотермометров, что позволяет примерно оценить параметры температуры метаморфизма пород, являвшихся источником рутила (например, Zack et al., 2004a, Watson et al., 2006, Tomkins et al., 2007).
Используя предложенную Tomkins и др. (2007) формулу, для рутилов актауской свиты получены значения температуры от 527 до 773°С, что указывает на формирования метаморфических источников в условиях умеренных-высоких ступеней метаморфизма.
Изученные моноклинные пироксены по составу соответствуют авгиту и диопсиду, а ромбические пироксены отвечают энстатиту (по классификации Morimoto et al. 1988).
По химическому составу изученные амфиболы относятся к кальциевой группе и попадают в поля составов магнезиальной роговой обманки, единичные зерна соответствуют железистой роговой обманке и феррочермакиту (по классификации Leake et al., 1997).
Зерна граната по химическому составу отвечают альмандину (Alm52-69Grs22-24Prp8-23). На дискриминационной диаграмме ‘Fe+Mn-Mg-Ca’ для составов гранатов из различных метаморфических пород и гранитоидов (Mange & Morton; 2007) изученные гранаты актауской свиты попадают в поля метаосадочных пород амфиболитовой и гранулитовой фаций и магматических пород среднего-кислого состава.
Рис. 5. Изотопная диаграмма εHf – Возраст (млн лет) для изученных обломочных цирконов.
ВЕРХНЕАТАСУЙСКАЯ СЕРИЯ: СТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ, СТРОЕНИЕ, ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ПОРОД, ВОЗРАСТЫ ОБЛОМОЧНЫХ ЦИРКОНОВ И
СОСТАВ МИНЕРАЛОВ ТЯЖЕЛОЙ ФРАКЦИИ
Верхнеатасуйская серия выделяется на западе Актау-Моинтинского массива. Предполагается, что кварцито-сланцевые толщи присутствуют в ее разрезе на нескольких уровнях (Зайцев и др., 1980). Для участков развития верхнеатасуйской серии характерны более значительные метаморфизм и степень деформаций. Одним из таких участков является район горы Большой Алабас в северной части массива, где породы верхнеатасуйской серии слагают крупную субширотную синформу (Рис. 6). Ее крылья и западное замыкание сложены метаморфизованными кислыми вулканитами с редкими прослоями кварцитов и туффитов уркендеуской свиты мощностью более 800 м. Ядро синформы слагает толща кварцитов и кварцито-песчаников нижней части кабантауской свиты мощностью более 500 м. Ее нижняя часть сложена переслаивающимися светло- серыми мелко-среднезернистыми кварцито-песчаниками, кварцитами с реликтами косой слоистости и маломощными (0.5–1 см) прослоями, обогащенными минералами тяжелой фракции. Верхняя часть кварцито-сланцевого разреза образована серыми, синевато- серыми мелко- и крупнозернистыми кварцито-песчаниками с прослоями слюдистых разностей. Кварциты прорваны ранненеопротерозойскими гранитами узунжальского комплекса. Особое внимание было уделено изучению пород кабантауской свиты.
Рис. 6. Схема геологического строения участка отбора проб из кварцито-сланцевых разрезов окрестностей горы Большой Алабас.
На классификационной диаграмме М.М. Хиррона фигуративные точки составов пород кабантауской свиты тяготеют преимущественно к полю кварцитовых аренитов,
единичные анализы попадают в поля лититов и субаркозов (Рис. 3А). Породы кабантауской свиты имеют высокий индекс химического выветривания (CIA) от 65 до 85 и на диаграмме Al-Ca+Na-K все точки в основном расположены около точки Иллита (Рис. 3В). Это указывает на умеренную или высокую степень выветрелости источника терригенного материала в области сноса (Nesbitt, Young, 1982).
Породы кабантауской свиты характеризуются дифференцированными спектрами распределения REE ((La/Yb)n 6.5–26, (Gd/Yb)n = 1.3–3.1), и отрицательной европиевой аномалией (Eu/Eu*=0.55-0.59). Относительно PAAS (Тейлор, Мак-Леннан, 1988) породы кабантауской свиты обеднены как легкими, так и тяжелыми REE, а кроме того выражена деплетированность пород V, Co, Sr при незначительном обогащении Hf (Рис. 3Д,Е).
Фигуративные точки породы кабантауской свиты на диаграмме соотношений Th‒La‒Sc попадают в поле пород кислого и смешанного состава, и на диаграмме отношений Th/Sc – Zr/Sc располагаются вдоль тренда перемыва осадков (Рис. 3Б,Г).
Породы кабантауской свиты характеризуются отрицательными значениями εNd(t) от –8.0 до – 5.5, рассчитанные для возраста 1000 млн лет, и палеопротерозойскими модельными возрастами tNd(DM) = 2.10 – 2.31 млрд лет.
U–Pb геохронологическое и Lu–Hf изотопно-геохимическое изучение обломочных цирконов было проведено для трех проб: из мелкозернистых кварцитов в районе гор Большой Алабас (проба Б-15102), из кварцитов с прослоем, обогащенным минералами тяжелой фракции (проба Б-15103) (Рис. 6), и в районе гор Кабантау из бластопсаммитовых кварцитов (проба АМ-1759).
В результате проведенного обобщения было установлено, что конкордатные оценки возрастов обломочных цирконов из пород кабантауской свиты соответствуют интервалам от 1149 до 1975 млн лет с максимумами 1.21, 1.30, 1.33, 1.45, 1.58, 1.74, 1.84, 1.96 млрд лет и от 2354 до 2831 млн лет с максимумами 2.38, 2.47, 2.67, 2.82 млрд лет (Рис. 4Е,Ж). Отдельные цирконы имеют мезоархейский возраст в интервале 3056–3132 млн лет с максимумом 3.09 млрд лет. Обломочные цирконы характеризуются широким диапазоном значений εHf (t) от –11.2 до +8.5 при модельных возрастах tHf (C) = 1.634–3.63 млрд лет (Рис. 5Д).
Среди минералов тяжелой фракции присутствуют рутил, турмалин, пироксен, амфибол и единичные зерна граната.
Изученные рутилы преимущественно относятся к метаосадочным минералам (Cr = 55-5596 г/т, Nb = 210-12149 г/т, Zr = 7-637 г/т). Используя геотермометр, предложенный Tomkins et al. (2007), для рутилов получены значения температуры от 425 до 714°С, что указывает на формирование метаморфических источников в условиях различных ступеней метаморфизма.
Турмалины по химическому составу попадают в поле щелочно-дефектных разностей и соответствуют магнезиофойтиту, реже – фойтиту. На диаграмме ‘Ca-Fe-Mg’ для минералов группы турмалина из различных типов горных пород изученные минералы попадают в область магматического источника кислого состава.
Пироксены по химическому составу соответствуют авгиту и диопсиду, единичные зерна – пижониту и клиноэнстатиту (по классификации Morimoto et al. 1988). По химическому составу амфиболы относятся к кальциевой группе и попадают в поля составов актинолитов, железистой и магнезиальной роговой обманки (по классификации Leake et al., 1997).
Единичные зерна граната представлены андрадитами (Adr53-95Grs3-43Prp2-3). На диаграмме составов гранатов (Fe+Mn-Mg-Ca) из различных метаморфических пород и
гранитоидов изученные гранаты попадают в поле, соответствующее гранатам из скарнов, метабазитовых пород или высокотемпературных известково-силикатных гранулитов (Mange & Morton; 2007).
Рудный минерал представлен магнетитом (Mag98).
ГРУБООБЛОМОЧНЫЕ ТОЛЩИ: СТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ, СТРОЕНИЕ, ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ПОРОД, ВОЗРАСТЫ ОБЛОМОЧНЫХ
ЦИРКОНОВ И СОСТАВ МИНЕРАЛОВ ТЯЖЕЛОЙ ФРАКЦИИ
Грубообломочные толщи находятся в основании разреза эдиакарско– нижнепалеозойского чехла Актау-Моинтинского массива. Они с несогласием залегают на более древних кислых вулканитах и кварцитах и представлены конгломератами кенелинской свиты, песчаниками, гравелитами и конгломератами бейэпшинской свиты.
Вопрос о соотношениях кенелинской и бейэпшинской свит вызывал разногласия среди исследователей. Одни ученые сопоставляют кенелинскую свиту с кварцитовыми конгломератами в основании алтынсинганской свиты (Вознесенский, 1971), другие считают ее аналогом бейэпшинской свиты (Альперович, 1971; Пупышев, 1974). Современные геохронологические данные, позволяющие дать обоснованные оценки возрастов формирования кенелинской и бейэпшинской свит, до настоящего времени отсутствовали. Поэтому было проведено детальное изучение строения разреза и особенностей состава пород этих свит в окрестностях гор Аркалык, Кенелы и Котыртас, а также выполнены U–Pb геохронологические и Lu–Hf изотопные исследования обломочных цирконов.
В районе гор Кенелы в разрезе пород кенелинской свиты ритмично чередуются валунные, крупногалечные и пудинговые конгломераты, светло-серые мелкозернистые кварцито-песчаники и белые массивные кварциты (Рис. 7). В кварцито-песчаниках отмечены тонкие прослои, обогащенные минералами тяжелой фракции. Выше с тектоническим контактом залегают ордовикские карбонатные породы шундинской свиты. Общая мощность разреза пород кенелинской свиты составляет около 200 м.
Рис. 7. Схема геологического строения участка отбора проб из пород кенелинской свиты в окрестностях гор Кенелы.
На северо-западных склонах гор Котыртас бейэпшинская свита несогласно залегает на порфироидах алтынсынганской свиты (Рис. 2). В основании разреза здесь залегают светло-серые и розоватые крупнозернистые аркозовые песчаники, которые сменяются белыми и свело-серыми тонкозернистыми кварцевыми песчаниками. Выше залегают светлые массивные аркозовые песчаники и темно-лиловые алевролиты. После небольшого не обнаженного участка разрез бейэпшинской свиты наращивается разнозернистыми и грубозернистыми кварцевыми песчаниками и гравелитами. Общая мощность разреза составляет около 170 м.
На классификационной диаграмме М.М. Хиррона фигуративные точки составов пород кенелинской свиты тяготеют к полям субаркозов (Рис. 3А). Единичные анализы попадают в поля лититов и сублититов.
Индекс химического выветривания (CIA) для пород кенелинской и бейэпшинской свит колеблется от 65 до 89 и в основном составляет около 77, что указывает на относительно высокую степень выветрелости терригенного материала в области сноса (Nesbitt, Young, 1982). На диаграмме Al-Ca+Na-K фигуративные точки составов в основном тяготеют к точке Иллита (Рис. 3В).
Породы кенелинской свиты имеют дифференцированные спектры распределения редкоземельных элементов, что выражается в обогащенни легкими лантаноидами относительно тяжелых (Lan/Ybn =10.50-38.97), и незначительную отрицательную или отсутствующую европиевую аномалию (Eu/Eu*=0.60-1.04), в то время как для пород
бейэпшинской свиты характерна выраженная отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu*=0.23) (Рис.3Д). Нормированные к составу PAAS породы кенелинской и бейэпшинской свиты имеют близкое или пониженное содержание редких и редкоземельных элементов и значительно обеднены Co, Sr, Ba. (Рис. 3Е).
Фигуративные точки составов пород кенелинской свиты на диаграмме соотношений Th‒La‒Sc попадают в поле пород кислого состава, и на диаграмме отношений Th/Sc–Zr/Sc располагаются вдоль тренда рециклинга осадочного материала (Рис. 3Б,Г).
В породах кенелинской свиты обломочные цирконы были изучены в трех пробах: в песчаниках с минеральным шлихом на южных склонах гор Айкарлы (проба АМ-1721) и в крупнозернистых песчаниках (пробы АМ-1725, АМ-1734) в западной части гор Кенелы .
Рис. 8. Графики плотности вероятности и гистограммы распределения возрастов обломочных цирконов из пород кенелинской и бейэпшинской свит. Возрасты пиков (числа), рассчитанные в программе Age Pick (Gehrels, 2012). N – количество анализов
Наиболее молодая популяция изученных обломочных цирконов из пород кенелинской свиты отвечает интервалу от 875 до 942 млн лет с выраженным максимумом 908 млн лет (Рис 8А,Б). Основная популяция цирконов имеет возраст в интервале от 1148 до 2091 млн лет с максимумами 1.19, 1.24, 1.32, 1.48, 1.59, 1.74, 1.85 и 2.04 млрд лет. Более древняя группа зерен имеет оценки возрастов в интервале от 2411 до 2830 млн лет с максимумами 2.45, 2.51 и 2.81 млрд лет (Рис. 8 А,Б,В). Для единичных зерен получен возраст около 3.1 млрд лет. Обломочные цирконы характеризуются широким диапазоном значений εHf (t) от –7.4 до +10.2 при модельных возрастах tHf (C) = 1.26–3.32 млрд лет (Рис. 9А,Б).
Рис. 9. Изотопная диаграмма εHf – Возраст (млн лет) для обломочных цирконов из пород кенелинской свиты.
Преобладающая популяция возрастов обломочных цирконов из песчаников бейэпшинской свиты образует интервал от 838 до 948 млн лет с основным максимумом 902 млн лет (Рис. 8Г). Единичные зерна имеют мезо-палеопротерозойские оценки возрастов в интервалах 1498 – 1621 и 1706 – 1747 млн лет со слабовыраженными максимумами 1.58 и 1.71 млрд лет.
ВРЕМЯ ФОРМИРОВАНИЯ ДОКЕМБРИЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ ТОЛЩ АКТАУ-МОИНТИНСКОГО МАССИВА, ВОЗРАСТ И ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА
ИСТОЧНИКОВ СНОСА
Кварцито-сланцевые толщи
Результаты U-Pb датирования обломочных цирконов из кварцитов актауской (пробы Б-15118, АМ-1761, АМ-1711, Б-15108) и кабантауской (пробы Б-15102, Б-15103, АМ-1759) свит были сравнены с использованием программы OVERLAP–SIMILARITY (Gehrels, 2000). Полученные данные демонстрируют высокие степени перекрытия (0.626–0.831) и сходства (0.763–0.885). Это указывает на то, что накопление кварцито-сланцевых толщ, по- видимому, происходило в пределах одного бассейна за счет эрозии одних и тех же комплексов. Вычисление максимумов возрастов цирконов из всех изученных проб актауской и кабантауской свит позволило выделить наиболее молодую статистически значимую популяцию цирконов с максимумом возраста 1220 млн лет, что определяет нижний возрастной предел накопления кварцитов актауской и кабантауской свит.
Учитывая, что в восточной части массива алтынсынганская свита кислых вулканитов с конгломератами в основании перекрывает кварциты и сланцы киикской серии, можно предполагать, что временной интервал 920–925 млн лет является верхним возрастным пределом накопления кварцито-сланцевых толщ Актау-Моинтинского массива.
Следовательно, их формирование происходило в интервале 1150–920 млн лет, соответствующем концу мезопротерозоя–началу неопротерозоя.
Полученные выводы о временнóм интервале накопления кварцито-сланцевых толщ позволяют считать, что положение кислых вулканитов структурно ниже кварцито- сланцевой толщи или их неоднократное чередование скорее всего связаны с более поздними деформациями, которые наиболее интенсивно проявлены в западной и северной частях Актау-Моинтинского массива. Здесь отличительными особенностями структуры докембрийских комплексов являются лежачие складки, на крыльях которых наблюдается перевернутая последовательность кварцито-сланцевых и вулканогенных толщ и чешуйчатые надвиги с повторением по ним одних и тех же элементов разреза. В восточной части массива деформации и метаморфизм докембрийских комплексов проявлены значительно слабее и здесь сохраняются первичные соотношения кварцито-сланцевой толщи и кислых вулканитов.
Данные о возрастах обломочных цирконов из кварцитов позволяют считать, что основными источниками сноса при накоплении кварцито-сланцевых толщ Актау- Моинтинского массива являлись комплексы мезопротерозйского, палеопротерозойского, неоархейского и, в гораздо меньшей степени, мезоархейского возраста.
Результаты Lu–Hf изучения обломочных цирконов из кварцито-сланцевых толщ показывают широкие вариации значений εHf(t) от -14.9 до +11.4 и модельных возрастов tHf(C) 1.34–3.69 млрд лет. На преобладание палеопротерозойских комплексов в источниках обломочного материала указывают и данные об изотопном составе Nd кварцитов и сланцев (εNd(t) от –2.1 до – 8.5; tNd(DM) = 1.7–2.3 млрд лет), представляющие усредненную характеристику комплексов, подвергшихся эрозии.
Наиболее молодая популяция цирконов имеет мезопротерозойские (Ectasian) оценки возрастов (~1150–1400 млн лет), характеризующиеся преимущественно положительными значениями εHf(t) (–1.8…+11.3). В западной части Центрально-Азиатского пояса комплексы, которые могли бы являться источниками таких цирконов, не обнаружены, однако обломочные цирконы с подобными характеристиками преобладают в кварцито- сланцевых толщах докембрийских массивов Северного Казахстана (Kovach et al., 2017). Позднемезопротерозойские (~1100–1200 млн лет) гранитоиды и кислые вулканиты широко распространены в пределах Кокчетавского, Ишкеольмесского, Иссыккульского массивов и Китайского Центрального Тянь-Шаня (Третьяков и др., 2011a, b; Туркина и др., 2011; Дегтярев и др., 2011; Glorie et al., 2015; Kröner et al., 2013; Liu et al., 2014). Однако эти породы не могут рассматриваться в качестве источников обломочного материала при накоплении кварцито-сланцевых толщ, так как акцессорные цирконы в гранитах характеризуются низкими отрицательными значениями εHf(t) от -3.8 до -17.1 (Glorie et al., 2015).
Цирконы с раннемезопротерозойскими (Calymmian) оценками возрастов (~1400–1600 млн лет), характеризуются значениями εHf(t) от –5.7 до +11.4. Комплексы, которые могли быть источниками подобных цирконов, выявлены в восточной части Китайского Центрального Тянь-Шаня и в докембрийских блоках Бейшаня, где распространены гранитоиды с возрастами ~1400–1450 млн лет. Акцессорные цирконы в них имеют положительные значения εHf(t) (–2.6… +13.9) при модельных возрастах tHf(C) = 1400– 2170 млн лет (He et al., 2015; Yuan et al., 2015, 2019).
Цирконы палеопротерозойского (1600–2000 млн лет) и неоархейского (2400–2800 млн лет) возраста имеют широкие вариации εHf(T) (–14.9…+10.0). В западной части ЦАСП источниками цирконов такого возраста могли быть метаморфизованные гранитоиды и
ортогнейсы, известные в пределах Жельтавского (~1850 и ~2200 млн лет) и Срединно- Тяньшаньского (~1850 и ~2320 Млн лет) массивов. Изотопный состав Nd этих гранитоидов (εNd(t) –1.2…–6.6, tNd(DM) = 2.7–2.6 млрд лет) позволяет считать их производными неоархейской континентальной коры (Третьяков и др., 2016, Kröner et al., 2007, 2017). Палеопротерозойские и неоархейские образования широко представлены среди комплексов фундамента Сибирского, Восточно-Европейского, Северо-Китайского или Таримского кратонов, обрамляющих ЦАСП. Поэтому эти комплексы также могут рассматриваться в качестве источников раннедокембрийских цирконов в кварцито- сланцевых толщах Актау-Моинтинского массива (Zhai, 2004; Xiong et al., 2009; Zhao et al., 2010).
Грубообломочные толщи
Наиболее молодой статистически значимый максимум возрастов обломочных цирконов из грубообломочных пород кенелинской свиты позволяет предполагать, что накопление этой свиты началось не ранее 908 млн лет, в то время как накопление бейэпшинской свиты началось не ранее 902 млн лет.
Наиболее молодая популяция обломочных цирконов из пород кенелинской и бейэпшинской свит составляет около 900 млн лет, для которых получены единичные значения εHf (t) +3.1 и +6.9 и модельные возрасты tHf (C) = 1474 и 1259 млн лет, соответственно (Рис. 9). Источниками цирконов такого возраста, вероятно, могли служить неопротерозойские вулканиты алтынсынганской свиты, возраст которой составляет около 920 млн лет (Третьяков и др. 2015).
Так как среди основных источников сноса бейэпшинской свиты преобладали комплексы ранненеопротерозойского возраста, а в обломках всегда присутствует полевошпатовой материал, то, вероятно, накопление этой свиты происходило в основном за счет разрушения вулканитов алтынсынгасной свиты. Об этом также свидетельствует сходство петрогеохимических особенностей аркозов бейэпшинской свиты и кислых вулканитов алтынсынганской свиты.
Для пород кенелинской свиты характерен кварцитовый и кварцевый состав обломков и широкий возрастной диапазон обломочных цирконов. Кроме того, в некоторых разрезах кенелинской свиты описаны прослои туфов кислого состава (Зайцев, Хераскова, 1979), а кристаллы цирконов наиболее молодой популяции не окатаны и имеют длиннопризматический габитус. Более древняя популяция цирконов, вероятно, образовалась в результате разрушения и размыва нижележащих кварцитовых толщ. На размыв последних указывают и полученные близкие распределения возрастов обломочных цирконов кварцито-сланцевых толщ киикской и верхнеатасуйской серий Актау- Моинтинского массива.
Таким образом, породы кенелинской свиты являются отдельной стратиграфической единицей и не могут быть сопоставлены с кварцитовыми конгломератами в основании алтынсынганской свиты, как предполагал В.Д. Вознесенский (1971). Накопление кенелинской свиты, по-видимому, протекало одновременно с образованием кислых вулканитов раннего неопротерозоя (около 920 млн лет) главным образом за счет размыва более древних кварцито-сланцевых толщ. Накопление аркозовых песчаников и конгломератов бейэпшинской свиты происходило после формирования кислых вулканитов раннего неопротерозоя и за счет их разрушения.
Состав и формационная принадлежность комплексов питающей провинции
Результаты петро-геохимического изучения терригенных толщ Актау-Моинтинского массива показали, что только сланцы айкарлинской свиты относятся к петрогенным отложениям (породы типа «first cycle rock»), а кварциты актауской и кабантауской свит – к литогенным (породы типа «second cycle rock»).
Отличительной петрографической характеристикой проанализированных терригенных пород актауской и кабантауской свит является присутствие кварцевого обломочного материала хорошей степени окатанности и сортировки. Данная особенность может свидетельствовать о переносе на большие расстояния и/или об участии в более чем одном седиментационном цикле. Это также видно на диаграмме отношений Th/Sc – Zr/Sc, где фигуративные точки составов кварцито-сланцевых толщ располагаются вдоль тренда перемыва осадков (Рис. 3Б).
Отличительной чертой изученных цирконов из кварцито-сланцевых толщ является окатанная или полуокатанная форма, что свидетельствует либо об их длительной транспортировке, либо о неоднократном переотложении. Тем не менее, помимо цирконов среди минералов тяжелой фракции в кварцито-сланцах присутствуют амфиболы, пироксены и др., являющиеся неустойчивыми при длительном переносе и/или неоднократном перемыве. Вероятнее всего привнос этого материала произошёл на последней стадии переотложения осадков, что позволило ему не разрушиться в дальнейшем.
Литогенная природа осадков не позволяет расшифровать состав пород источников сноса, однако акцессорные минералы из терригенных отложений могут дать представление об исходных породах в области сноса.
Минералогическое изучение тяжелой фракции из кварцитов актауской и кабантауской свит Актау-Моинтинского массива в совокупности с U-Pb и Lu-Hf исследованиями обломочных цирконов (Kanygina et al., 2021; Каныгина и др., 2020), позволяет выделить два генетически различных источника кластического материала.
Источник первого типа представлен магматическими породами кислого и основного состава. Об участии кислых пород в строении питающей провинции свидетельствуют изученные обломочные цирконы с сохранившейся осцилляторной зональностью и расплавными включениями, для которых характерны положительные значения εHf(t) и высокие Th/U (> 0.5) отношения. Химический состав турмалина, присутствующего среди минералов тяжёлой фракции, предполагает также кислый состав его магматического источника. Об участии пород кислого состава в строении питающей провинции свидетельствуют слабодифференцированные спектры распределения РЗЭ и отрицательная Eu аномалия пород айкарлинской, актауской и кабантауской свит и полученные отношения Th/Sc, Th/Co, La/Co и La/Sc, находящиеся в интервале значений, характерных для терригенных пород, образованных при разрушении гранитоидов (Cullers, 2000).
Первичный нормативный минеральный состав пород айкарлинской, актауской и кабантауской свит показал наличие хлоритовой компоненты, что указывает на присутствие в строении питающей провинции пород основного состава. Амфиболы и пироксены в тяжелой фракции также скорее всего связаны с данным источником, однако на данный момент без проведения дополнительных исследований это подтвердить невозможно.
Источник второго типа представлен метаморфическими породами. На присутствие среди пород питающей провинции метаморфических образований указывают составы рутилов, характерные для метаосадочных пород и в меньшей степени для метабазитов. Полученные значения температуры (425 до 773°С) формирования метаморфических пород
источника отвечают условиям низких, умеренных и высоких ступеней метаморфизма. Этот вывод подтверждают и полученные составы гранатов.
Таким образом, близкие петро-геохимические и минералогические характеристики отложений из разных частей Актау-Моинтинского массива подтверждают сделанный ранее вывод о существовании одной кварцито-сланцевой толщи в пределах данного массива, образовавшейся за счет эрозии комплексов одной питающей провинции. В ее строении участвовали метаморфические комплексы, среди которых были распространены как метаосадочные разности, так и продукты метаморфизма магматических пород основного состава. Магматические комплексы питающей провинции были представлены преимущественно породами кислого и, вероятно, основного состава. Ранее подобные выводы были получены для кварцито-сланцевых толщ Кокчетавского массива Северного Казахстана (Каныгина и др., 2017).
Ассоциация метабазитов и метапелитов умеренных и высоких ступеней метаморфизма, а также кислых магматических пород, сформированных при участии различных источников, наиболее типична для коллизионных орогенов. Учитывая присутствие в кварцито-сланцевых толщах Актау-Моинтинского массива популяции обломочных цирконов с мезо-палеопротерозойскими оценками возрастов, можно предполагать, что формирование комплексов питающей провинции было связано с процессами гренвильской орогении.
ЭВОЛЮЦИЯ ДОКЕМБРИЙСКОЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ АКТАУ- МОИНТИНСКОГО МАССИВА
В результате U-Pb и Lu–Hf изучения обломочных цирконов из кварцито-сланцевых толщ Актау-Моинтинского массива было установлено, что их основные источники были представлены комплексами мезо-, палеопротерозойского, неоархейского и, в меньшей степени, мезоарехейского возраста с разной коровой предысторией. Изотопный состав Nd кварцитов и сланцев (εNd(t) = –8.5…–2.1; tNd(DM) = 1729–2355 млн лет) свидетельствует о том, что преобладающими в источниках сноса являлись палеопротерозойские комплексы, которые на современном эрозионном срезе в западной части ЦАСП распространены крайне ограниченно. Поэтому можно предполагать, что палеопротерозойские образования были или полностью эродированы, или погребены под более молодыми толщами.
Выполненные ранее исследования обстановок седиментации кварцитов и сланцев показало, что их накопление происходило в тектонически стабильных обстановках в отсутствии расчлененного рельефа при интенсивном выветривании комплексов питающей провинции (Гвоздик, 1978, 1980). В этих условиях хорошая окатанность кварца и цирконов может быть обусловлена не дальностью их переноса, а неоднократным переотложением.
Вероятно, источники сноса располагались относительно недалеко от области седиментации и обломочные цирконы в кварцито-сланцевых толщах Актау-Моинтинского массива происходят из комплексов, слагающих погребенную часть его фундамента. Об этом свидетельствуют полученные ранее результаты Sm-Nd изотопно-геохимических исследований вулканитов алтынсынганской и уркендеуской свиты, и гранитоидов узунжальского комплекса (TNd(DM) = 1.9–1.7 млрд лет, εNd(T) = –1.9…–3.5), указывающие на образование исходных для них расплавов при плавлении пород континентальной коры палеопротерозойского возраста (Третьяков и др., 2015). Кроме того, изотопный состав Nd палеозойских гранитоидов Актау-Моинтинского массива (TNd(DM)
= 1.11–1.46 млрд лет, εNd(T) = –0.1 … –3.5) указывает на протерозойский возраст их корового источника (Дегтярев и др., 2016).
Поэтому обломочные цирконы в кварцито-сланцевых толщах Актау-Моинтинского массива скорее всего происходят из комплексов, слагающих погребенную часть его фундамента, и результаты U–Pb геохронологического и Lu–Hf изотопно-геохимического изучения цирконов из этих пород могут быть использованы для реконструкции донеопротерозойской эволюции этого массива и его ближайшего обрамления.
Большая часть изученных обломочных цирконов представлена разностями с выраженной магматической зональностью и высокими Th/U (более 0.2) отношениями во всех возрастных группах, что указывает на их магматический генезис (Hoskin and Schaltegger, 2003). Исходя из этого, полученные Lu–Hf изотопные данные являются отражением как процессов формирования ювенильной континентальной коры, так и магматического рециклинга более древних коровых образований (Taylor and McLennan, 2009; Condie, 2011; Dhuime et al., 2011).
Полученные U–Pb данные позволяют выделить три основных этапа в донеопротерозойской эволюции коры Актау-Моинтинского массива и его ближайшего обрамления: неоархейский (~2.5-3.4 млрд лет), палеопротерозойский (~1.5 – 2.0 млрд лет) и мезопротерозойский (~1.20–1.50 млрд лет).
Цирконы палеопротерозойского и неоархейского возраста характеризуются широким диапазоном значений εHf(t) (–14.9…+10.0) и Th/U (0.02–5.8), что свидетельствует о формировании в течение этого времени магматических комплексов из источников с разной коровой предысторией. Становление комплексов с цирконами, имеющими положительные значения εHf(t) и высокие Th/U (0.2 – 2, реже до 5), происходило при преобладающем влиянии ювенильного источника. В то же время цирконы с отрицательными значениями εHf(t) и Th/U (0.1 – 2, реже до 3) являются типичными для производных коровых источников (Hoskin and Schaltegger, 2003). Поэтому можно предполагать, что в течение неоархея и палеопротерозоя происходило как наращивание континентальной коры, так и магматический рециклинг более древних, в том числе донеоархейских, коровых образований. Участие донеоархейских комплексов в строении низких горизонтов коры Актау-Моинтинского массива подтверждается присутствием детритовых цирконов с мезо- и палеоархейскими конкордатными оценками возраста, а также модельными возрастами Hf (tHf(C) = 2.80–3.69 млрд лет) у более молодых цирконов.
Цирконы с мезопротерозойскми (~1.2–1.5 млрд лет) оценками возрастов обладают в основном положительными значениями εHf(t) до +12.2 и Th/U от 0.1 до 0.8, что указывает на ювенильную природу их источников. Близкие к U–Pb оценкам модельные возрасты (tHf(C) = 1.34-1.92 млрд лет), свидетельствуют о наращивании континентальной коры массива в это время. Часть цирконов этого возраста имеет умеренно отрицательные значения εHf(t) (–2.5…–0.9) и модельные возрасты tHf(C) = 1.87 – 2.17 млрд лет. Присутствие этих цирконов может указывать на существование магматических образований, возникших в результате переработки палеопротерозйоских коровых комплексов.
Неопротерозойский этап гранитоидного магматизма с возрастом 920 млн лет, при участии палеопротерозойского корового источника, завершает формирование континентальной коры Актау-Моинтинского массива.
Одновременно протекало накопление грубообломочных пород кенелинской свиты, о чем свидетельствуют обломочные цирконы с положительными значениями εHf(t),
высокими Th/U (0.9-0.61) и возрастом ~ 910 млн лет. После Актау-Моинтинский массив был перекрыт терригенно-карбонатным чехлом.
Таким образом, полученные данные свидетельствуют о длительной эволюции докембрийской коры Актау-Моинтинского массива в течение мезоархея – неопротерозоя. Основные этапы роста континентальной коры были связаны с тектономагматическими процессами в неоархее, палео- и мезопротерозое. Формирование ювенильной континентальной коры в основном происходило одновременно с магматической переработкой комплексов более древней коры и только в середине мезопротерозоя преобладало ювенильное корообразование.
ПОЛОЖЕНИЕ АКТАУ-МОИНТИНСКОГО МАССИВА ОТНОСИТЕЛЬНО ДРУГИХ МАССИВОВ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ЦАСП
Поздненеопротерозойские – ранненеопротерозойский комплексы широко распространены в пределах докембрийских массивов западной части ЦАСП. Анализ обстановок седиментации осадочных толщ, возрастов и природы источников сноса, а также сравнение магматической истории массивов позволяет реконструировать их взаимоотношения друг с другом и крупными кратонами.
По строению разрезов и обстановкам осадконакопления изученные комплексы Актау- Моинтинского массива наиболее близки к кварцито-сланцевым толщам Кокчетавского, Ишкеольмесского и Ерементау-Ниязского массивов Северного Казахстана и Иссыккульского массива Северного Тянь-Шаня (Рис. 10А,Б,В) (Гвоздик, 1980; Филатова и др., 1988; Дегтярев и др.,1998; Degtyarev et al., 2017). Накопление этих толщ началось около 1.1 млрд назад, а их источниками являлись мезопротерозойские, палеопротерозойские, неоархейские комплексы (Рис. 10А,Б,В) (Kovach et al., 2017; Алексеев и др., 2020). При этом почти все цирконы из кварцито-сланцевых толщ массивов Северного Казахстана характеризуются высокими положительными значениями εHf, типичными для материнских пород с относительно короткой коровой историей (Рис. 11Б) (Kovach et al., 2017). Сравнение возрастов обломочных цирконов в кварцито-сланцевых толщах Актау-Моинтинского массива, массивов Северного Казахстана и Иссыккульского массива показывает их близкие диапазоны (Рис. 10А,Б,В). Однако для толщ Актау- Моинтинского массива характерно существенное преобладание мезо-палеопротерозойских (1400-1800 млн лет) обломочных цирконов, а для массивов Северного Казахстана и Иссыккульского массива – мезопротерозойских (1200-1500 млн лет) обломочных цирконов. Мезопротерозойские цирконы в кварцито-сланцевых толщах рассматриваемых массивов имеют в основном положительные значения εHf(t) до +12.7 и одинаковые модельные возрасты (tHf(C) = 1.2-2.0 млрд лет) (Рис. 11А,Б). В то же время более древние цирконы в кварцитах Актау-Моинтинского массива характеризуются значительно большим (от – 14 до + 11) диапазоном значений εHf(t), чем цирконы в кварцитах массивов Северного Казахстана (в основном от 0 до +11) (Рис. 11А).
Близкие по строению и возрасту кварцито-сланцевые и кварцито-сланцево- карбонатные толщи развиты в пределах Илийского блока и Китайского Центрального Тянь-Шаня (Рис. 10Г,Д). Обломочные цирконы здесь имеют подобные распределения возрастов и значений εHf(t) (Рис. 11В,Г). Накопление толщ этих массивов началось около 1000 млн лет, а основными источниками сноса являлись мезопротерозойские, палеопротерозойские и неоархейские комплексы (Huang, 2017; Z. Huang et al., 2019; H. Huang et al., 2019). Эти данные позволили считать, что в позднем мезопротерозое–раннем
неопротерозое Илийский блок и Китайский Центральный Тянь-Шань представляли собой единый континентальный блок (Huang, 2017; Z. Huang et al., 2019; H. Huang et al., 2019). Распределения возрастов и значений εHf(t) в цирконах из кварцито-сланцевых и кварцито- сланцево-карбонатных толщ Илийского блока, Китайского Центрального Тянь-Шаня и Актау-Моинтинского массивов наиболее близки друг к другу. В этих массивах выделяются синхронные этапы формирования континентальной коры в донеопротерозойское время (Huang, 2017; Z. Huang et al., 2019; H. Huang et al., 2019). Отличительной чертой все трех массивов является широкое распространение ранненеопротерозойских (~900 млн лет) магматических комплексов (Третьяков и др., 2015; Degtyarev et al., 2017; Wang et al., 2014a; Zhu et al, 2019; Chen et al., 2009; Yang et al., 2008; Gao et al., 2015; Huang et al., 2014; Z.- M.Wang et al., 2014).
Таким образом, особенности строения разрезов, обстановок седиментации, возрастной диапазон и характер источников сноса кварцито-сланцевых толщ позднего мезопротерозоя-раннего неопротерозоя свидетельствует о близости Актау-Моинтинского, Илийского, Китайского Центрального Тянь-Шаня, Кокчетавского, Ишкеольмесского, Ерементау-Ниязского и Иссыккульского массивов, вероятно, составлявших в это время единый континентальный блок. Различия в параметрах домезопротерозойских обломочных цирконов из кварцито-сланцевых толщ Актау-Моинтинского массива и массивов Северного Казахстана могут объясняться большой площадью источников сноса, которые на разных участках были сложены комплексами с различной коровой предысторией.
Рис. 10. Распределение возрастов обломочных цирконов из поздненеопротерозойских – ранненеопротерозойских комплексов (А) Актау-Моинтинского массива, (Б) Северного Казахстана (Kovach et al., 2017), (В) Иссыккульского массива (Алексеев и др., 2020), (Г) Илийского блока (Huang et al., 2019a), (Д) Китайского Центрального Тяньшаньского массива (Huang et al., 2019b), (Е) Чуйско-Кендыктасского массива (Каныгина и др., 2019), (Ж) Таримского кратона (He et al., 2014a, 2014b), (З) Северо-Китайского кратона (Liu et al., 2017).
Сравнение позднемезоропротезойско-ранненеопротерозойских комплексов Актау- Моинтинского массива с позднедокембрийскими образованиями Улутау-Моюнкумской группы (Чуйско-Кендыктасский, Каратау-Таласский, Ишим-Срединно-Тяньшаньский) показывает их существенные различия (Degtyarev et al., 2017). В пределах этих массивов отсутствуют позднемезоропротезойско-ранненеопротерозойские осадочные и магматические комплексы, но широко распространены поздненеопротерозойские (830-750 млн лет) вулканические, вулканогенно-осадочные толщи и гранитоиды (Degtyarev et al., 2017). Кварцито-сланцевые толщи выявлены только на небольшом участке в пределах Чуйско-Кендыктасского массива, их накопление началось около 1700 млн лет, а в источниках сноса в них преобладали палеопротерозойские (1800-2000 млн лет) и неоархейские (2600 млн лет) комплексы (Рис. 10Е) (Каныгина и др., 2019). Эти данные свидетельствует о разобщенности Актау-Моинтинского массива и Улутау-Моюнкумской группы, по крайней мере в течение позднего мезопротерозоя-раннего неопротерозоя.
Такие же отличия отмечаются при сравнении распределений возрастов обломочных цирконов из кварцито-сланцевых толщ Актау-Моинтинского массива и из ранненеопротерозойских осадочных толщ северной части Таримского кратона (Рис. 10Ж) (например, Zhu et al., 2011; He et al., 2014 a,b; Zheng et al., 2020).
Рис. 11. Диаграмма зависимости εHf–Возраст (млн лет) для обломочных цирконов из поздненеопротерозойских – ранненеопротерозойских комплексов (А) Актау- Моинтинского массива, (Б) Северного Казахстана (Kovach et al., 2017), (В) Илийского блока (Huang et al., 2019a), (Г) Китайского Центрального Тяньшанского массива (Huang et al., 2019b), (Д) Таримского кратона (He et al., 2014a, 2014b), (Е) Северо-Китайского кратона (Liu et al., 2017).
В этих толщах почти отсутствуют обломочные цирконы с возрастами 1200 – 1700 млн лет, которые в большом количестве представлены в кварцито-сланцевых толщах Актау-Моинтинского массива (Рис. 10А). Значения εHf(t) обломочных цирконов Актау- Моинтинского массива существенно отличаются от таковых в цирконах из осадочных
пород Таримского кратона (Рис. 11А,Д) (He et al., 2014a,b). Характерной особенностью Таримского кратона является широкое проявление поздненеопротерозойского (820-750 млн лет) магматизма (Zhang et al., 2007; Long et al., 2011; Xu et al., 2005; Zhang et al., 2009), отсутствующего в пределах Актау-Моинтинского массива. Для Таримского кратона на протяжении неоархея-палеопротерозоя характерно преобладание процессов переработки более древней коры (He et al., 2014 a,b, Zheng et al., 2020), в то же время в эволюции Актау- Монтинского массива существенную роль играли процессы наращивания континентальной коры, проходившие одновременно с магматическим рециклингом более древних коровых образований. Это отражает отсутствие связи между Актау-Моинтинский массивом и Таримским кратоном.
Сравнение данных по обломочным цирконам из кварцито-сланцевых толщ Актау- Моинтинского массива и из одновозрастных осадочных толщ северо-запада Северо- Китайского кратона показывает значительное сходство возрастных диапазонов и характеристики изотопного состава Hf (Рис. 10З, 11Е) (С. Liu et al., 2017). Эти данные могут свидетельствовать о близости рассматриваемых блоков в конце мезопротерозоя – начале неопротерозоя. Однако принадлежность Северо-Китайского кратона к Родинии и его положение в составе этого суперконтинента является предметом длительных дискуссий (Daiziel, 1991; Hofman, 1991; Torsvik, 2003; S. Zhang et al., 2006; Li et al., 2008; Fu et al., 2015; Zhao et al., 2018). Эта неопределенность не позволяет судить о положении Актау-Моинтинского и других массивов в структуре Родинии на основании их тектонического родства с Северо-Китайским кратоном без дополнительных исследований.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
1. Результаты U–Pb и Lu–Hf изотопно-геохронологического изучения обломочных цирконов из кварцито-сланцевых толщ Актау-Моинстинского массива, занимающих различное структурное положение по отношению к кислым вулканитам раннего неопротерозоя, позволяют считать эти толщи фрагментами единой осадочной последовательности. На это указывают высокие степени сходства и перекрытия конкордантных оценок возрастов обломочных цирконов из кварцитов. Кварцито- сланцевые толщи являются наиболее древними докембрийскими образованиями Актау- Моинтинского массива, накопление которых началось не ранее 1150 млн лет и продолжалось до начала формирования кислых вулканитов с возрастом ~920–925 млн лет. Различное структурное положение кварцито-сланцевых толщ по отношению к кислым вулканитам, установленное в различных частях Актау-Моинтинского массива, связано с последующими деформациями, которые привели к формированию лежачих складок, осложненных чешуйчатыми надвигами.
2. Грубообломочные породы кенелинской свиты накапливались одновременно с образованием кислых вулканитов раннего неопротерозоя (около 920 млн лет) в основном за счет размыва более древних кварцито-сланцевых толщ. Накопление аркозовых песчаников и конгломератов бейэпшинской свиты происходило после формирования кислых вулканитов раннего неопротерозоя и исключительно за счет их разрушения.
3. В строении области сноса кварцито-сланцевых толщ Актау-Моинтинского массива участвовали метаморфические комплексы, среди которых были распространены как метаосадочные разности, так и продукты метаморфизма магматических пород основного состава. Формирование этих комплексов происходило в диапазоне температур достигающей амфиболитовой – эклогитовой фаций метаморфизма. Магматические
комплексы питающей провинции были представлены преимущественно породами кислого и, вероятно, основного состава.
4. Докембрийская кора Актау-Моинтинского массива имела длительную эволюцию. Основные этапы ее роста были связаны с тектономагматическими процессами в неоархее, палео- и мезопротерозое. Формирование ювенильной континентальной коры в основном происходило одновременно с магматической переработкой комплексов более древней коры и только в середине мезопротерозоя преобладало ювенильное корообразование.
5. Особенности строения разрезов, обстановок седиментации, возрастной диапазон и характер источников сноса кварцито-сланцевых толщ позднего мезопротерозоя-раннего неопротерозоя свидетельствуют о близости Актау-Моинтинского, Илийского, Китайского Центрального Тянь-Шаня, Кокчетавского, Ишкеольмесского, Ерементау-Ниязского и Иссыккульского массивов, вероятно, составлявших в это время единый континентальный блок, и показывают их существенные различия с позднедокембрийскими образованиями Улутау-Моюнкумской группы (Чуйско- Кендыктасский, Каратау-Таласский, Ишим-Срединно-Тяньшаньский) и Таримским кратоном.