Каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня: строение, тектоническая эволюция и процессы формирования континентальной коры

Часть II. Строение и процессы формирования континентальной коры крупных сегментов каледонских складчатых сооружений Казахстана и Северного Тянь-Шаня.

В результате длительной тектонической эволюции в палеозоидах Казахстана и Северного Тянь-Шаня была сформирована континентальная кора, мощность которой изменяется от 38 до 50 км. В различных сегментах каледонских складчатых сооружений Казахстана и Северного Тянь-Шаня формирование палеозойской континентальной коры связано с эволюцией раннепалеозойских островодужных систем, различавшихся присутствием или отсутствием в составе их фундамента докембрийских сиалических комплексов. Их наличие влияло на длительность палеозойских корообразующих процессов, составы раннепалеозойских магматических комплексов, объемы и источники палеозойского гранитоидного магматизма.

Глава II.I. Чингизский сегмент

Чингизский сегмент располагается на востоке Казахстана и имеет зрелую континентальную кору мощностью 45-50 км, в которой выделяются гранитно-метаморфический и гранулито-базитовый слои [Геология и металлогения , 1977].

Тектоническое положение и общая структура Чингизского сегмента

В пределах Чингизского сегмента структуры каледонских и более молодых комплексов имеют северо-западные простирания. С северо-востока он ограничен варисцидами Иртыш-Зайсанской зоны, а с юго-запада - комплексами Восточного сегмента Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса (рис. 5).

В строении сегмента участвуют в основном нижнепалеозойские комплексы Восточного сегмента Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского поясов, а также различные средне- и верхнепалеозойские образования. Осевое положение в Чингизском сегменте занимает Центрально-Чингизская зона, которая образована тектонически совмещенными вулкано-плутоническими комплексами ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг. Чунайская и Абралинская зоны, расположенные соответственно к северо-востоку и юго-западу от осевой зоны, сложены вулканогенно-осадочными комплексами средне-верхнеордовикской островной дуги, залегающими с несогласием на более древних образованиях Центрально-Чингизской зоны. Еще дальше от осевой зоны на северо-востоке располагается Аркалыкская, а на юго-западе - Токайско-Акчатауская зоны (рис. 5). В их строении в основном участвуют кембрийско-среднеордовикские комплексы, сопряженных с островными дугами, бассейнов с океанической корой, представленные фрагментами офиолитов, кремнисто-базальтовых, кремнистых и кремнисто-туфогенных разрезов. Подобные образования характерны и для северо-западной части Абралинской зоны, где они подстилают верхнеордовикские островодужные комплексы. В Токайско-Акчатауской зоне сложнодислоцированные доверхнеордовикские комплексы перекрыты рифогенными известняками, маркирующими позднеордовикскую невулканическую дугу [Дегтярев, 1999; Дегтярев, Рязанцев, 2005, 2007].

Рис. 5. Схема тектонического районирования Чингизского сегмента каледонид Казахстана и его обрамления по [Дегтярев, Рязанцев, 2005] 1 - терригенно-карбонатные толщи фамена-карбона; 2 - эффузивы, туфы вулканогенно-осадочные породы кислого состава нижнего-среднего девона; 3 - терригенные и вулканогенно-осадочные толщи силура; 4-9: нижнепалеозойские структурно-формационные зоны Чингизского сегмента: 4 - Аркалыкская, 5 - Чунайская, 6 - Центрально-Чингизская, 7 - Абралинская, 8 - Токайско-Акчатауская; 9 - Юго-Восточный сегмент Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса, 10 - Юго-Восточный сегмент ордовикского Байдаулет-Акбастауского вулканического пояса; 11 - позднепалеозойские граниты; 12 - девонские граниты; 15 - позднесилурийские гранодиориты и граниты; 14 - среднепалеозойские комплексы Иртыш-Зайсанской зоны; 15 - пермские вулканиты Балхаш-Илийского пояса; 16 - разрывные нарушения

Силурийские вулканогенные комплексы в пределах Чингизского сегмента распространены в тех же зонах, что верхнеордовикские. Нижне-среднедевонские вулканиты резко несогласно залегают на нижнепалеозойских образованиях в различных зонах Чингизского сегмента. В разрезах преобладают континентальные эффузивы и туфы риолитового и трахириолитового состава мощностью до 2000 м. На девонских и более древних комплексах с несогласием залегают фамен-нижнекаменноугольные терригенно-карбонатные толщи, слагающие небольшие синклинали. В пределах Чингизского сегмента широко распространены средне-позднепалеозойские гранитоиды, которые образуют крупные массивы, прорывающие нижнепалеозойские и силурийские комплексы.

Нижнепалеозойские комплексы Чингизского сегмента

В работе рассмотрены структурное положение, особенности строения разрезов и состава нижнепалеозойских вулканогенно-осадочных и плутонических комплексов Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского поясов, участвующих в строении различных зон Чингизского сегмента. Особое внимание уделено новым биостратиграфическим и геохронологическим данным о возрасте осадочных и магматических образований. Все эти данные позволяют заключить, что к концу ордовика Чингизский сегмент представлял собой крупный блок коры переходного типа, имевший значительную мощность. В строении этого блока участвовали тектонически совмещенные комплексы ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг и бассейнов с океанической корой, которые с несогласием перекрыты комплексами средне-позднеордовикской дуги. Все островодужные магматические комплексы имеют близкий геохимический и изотопный составы. Источником этих пород являются перидотиты матийного клина, метасоматизированные флюидами, выделившимися из субдуцируемой океанической плиты. Первичные расплавы претерпели дифференциацию в промежуточных камерах, при этом глубина расположения этих камер в течение раннего палеозоя возрастала, что свидетельствует о нарастании на протяжении этого времени мощности коры островных дуг. Несмотря на увеличивающуюся мощность, состав этой коры со среднего кембрия до конца ордовика менялся очень слабо, оставаясь геохимически примитивным. Поэтому, если процессы фракционирования первичных расплавов в промежуточных камерах сопровождались контаминацией материалом фундамента дуги, то это не приводило к сколько-нибудь существенному изменению состава эффузивов. Геохимические и изотопно-геохимические особенности вулканогенно-осадочных и осадочных пород, чередующихся с вулканитами, свидетельствуют о том, что при их накоплении эрозии подвергались те же эффузивы, а островные дуги находились вдали от докембрийских континентальных блоков. Нижние части коры Чингизского сегмента были, вероятно, сложены комплексами мафического основания островных дуг

Средне-верхнепалеозойские комплексы Чингизского сегмента

Силурийские и более молодые комплексы Чингизского сегмента формировались в пределах другого типа надсубдукционных структур - окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов, наиболее крупными из которых являлись Казахстанский девонский и позднепалеозойский Балхаш-Илийский.

Силурийские вулканогенно-осадочные толщи, несмотря на принадлежность к комплексам окраинно-континентальных поясов, имеют много отличий от аналогичных более молодых образований: короткий интервал вулканической активности - вторая половина лландовери - венлок, значительно меньшие площади распространения и мощности вулканических толщ, формировавшихся в основном в субаквальной и реже субаэральной обстановке. Силурийские толщи либо согласно залегают на верхнеордовикских образованиях, либо резко несогласно перекрывают более древние комплексы. Силурийские вулканиты представлены как эффузивами средне-кислого состава известково-щелочной серии, так и базальтами повышенной щелочности и титанистости. В работе рассмотрены особенности состава силурийских вулканитов, имеющих признаки надсубдукционных образований, формировавшихся на коре переходного типа значительной мощности, которая была сложена геохимически достаточно однородными нижнепалеозойскими островодужными и аккреционными комплексами.

Силурийская эволюция Чингизского сегмента завершается внедрением крупных массивов позднесилурийских гранодиоритов и гранитов, которые прорывают все более древние комплексы, включая нижнесилурийские. В работе рассмотрены особенности состава гранитоидов позднего силура, имеющих все признаки надсубукционных комплексов. Их формирование может быть связано с плавлением нижнекоровых базитовых комплексов на заключительной стадии эволюции силурийского вулканического пояса. Базитовый источник гранитоидов имел короткую коровую предысторию и по своим изотопно-гееохимическим характеристикам был близок к нижнепалеозойским островодужным вулканическим и плутоническим образованиям, слагавшим фундамент силурийского пояса. Формирование позднесилурийских гранитоидов явилось переломным этапом в преобразовании коры Чингизского сегмента из переходного типа в континентальную. Все более молодые комплексы имеют признаки, характерные для образований, сформированных на континентальной коре.

Девонские образования в пределах Чингизского сегмента представлены мощными толщами субаэральных эффузивов кислого, в меньших объемах, среднего состава, игнимбритов, туфов и лавобрекчий, а также массивами биотитовых и лейкократовых гранитов. В строении верхнепалеозойских комплексов в пределах рассматриваемой территории участвуют разнообразные гранитоиды, среди которых преобладают граниты и лейкограниты, в меньшей степени распространены континентальные вулканиты среднего и кислого состава. В работе описаны геохимические и изотопно-геохимические особенности вулканитов кислого состава и гранитов девона и позднего палеозоя, которые свидетельствуют об их верхнекоровом источнике, имевшем примитивный изотопный состав и короткую предысторию. Таким параметрам отвечают нижнепалеозойские островодужные комплексы, слагающие верхние части коры Чингизского сегмента, частичное плавление которых, вероятно, привело к образованию девонских и позднепалеозойских гранитов и вулканитов кислого состава, завершающих формирование континентальной коры Чингизского сегмента.

Строение и процессы формирования континентальной коры Чингизского сегмента

Формирование континентальной коры Чингизского сегмента каледонид Казахстана проходило на протяжении всего палеозоя в течение более 250 млн. лет и связано с эволюцией нескольких поколений разнотипных раннепалеозойских островодужных систем и средне-позднепалеозойских окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов. Особенностью процессов формирования коры Чингизского сегмента являлось участие в них только разнообразных палеозойских вулканических и плутонических комплексов.

Характерной особенностью всех островных дуг и окраинно-континентальных поясов, фрагменты которых участвуют в строении Чингизского сегмента, является широкое распространение гранитоидов, являющихся комплексами-показателями формирования континентальной коры. Геохимические и изотопно-геохимические особенности этих гранитоидов иллюстрируют процессы роста мощности и зрелости коры, а также ее состав. Гранитоиды в Чингизском сегменте по возрасту охватывают интервал в 250 млн. лет - от среднего кембрия до конца палеозоя.

Все гранитоиды независимо от возраста обладают геохимическими характеристиками, указывающими на их преимущественно надсубдукционое происхождение. Гранитоиды раннего палеозоя принадлежат к известково-щелочной, а девонские и позднепалеозойские - к высоко-калиевой известково-щелочной серии. Все гранитоиды имеют индекс глиноземистости меньше 1,1 и относятся к гранитам I-типа. В девонских и позднепалеозойских гранитах увеличивается доля лейкогранитных пород и индекс глиноземистости, растут K/Nа, Rb/Sr и La/Yb отношения, что свидетельствует об увеличении мощности и зрелости континентальной коры, являвшейся их источником.

В то же время все гранитоиды имеют примитивные (εNd(T) не ниже +4) начальные изотопные составы Nd, которые мало отличаются от этих параметров в вулканических островодужных комплексах. Наблюдается монотонное увеличение εNd(T) от +6 в кембрийских до +4 позднепалеозойских гранитах (рис. 6 А). Такие особенности изотопного состава могут указывать на близкий состав источника всех палеозойских гранитоидов Чингизского сегмента. По составу этот источник был близок к магматическим комплексам раннепалеозойских островных дуг. Эти данные также показывают, что в Чингизском сегменте древние сиалические образования не принимали никакого участия в составе источника гранитоидов.

Рис. 6. Эволюция изотопного состава Nd палеозойских магматических комплексов (А) и модель строения коры (Б) Чингизского сегмента каледонид Казахстана А: 1-6 - изотопный состав Nd: 1 - вулканических пород 2-О3; 2-6 гранитоидов: 2 - 2, 3 - О1, 4 - S2, 5 - D1-2, 6 - C3-P1. Б: 1 - девонские вулканиты; 2, 3 - гранитоиды: 2а - C3-P1, 2б - D1-2, 3 - S2; 4, 5 - вулканогенно-осадочные комплексы островных дуг: 4 - О2-3, 5а - 1-2, 5б - 3-О1; 6 - комплексы бассейнов с океанической корой -О1; 7-9 - базитовые комплексы фундамента островных дуг и вулканических поясов: 7 - О2-3, 8а - 1-2, 8б - 3-О1; PZ1-2(?).

Таким образом, палеозойская кора Чингизского сегмента имела длительную (более 250 млн. лет) и сложную историю формирования. В кембрии - раннем ордовике корообразование происходило в пределах нескольких энсиматических островных дуг, комплексы которых в среднем ордовике были тектонически совмещены, в результате чего сформировался крупный блок с корой переходного типа. В среднем-позднем ордовике формирование коры продолжалась в пределах островной дуги с фундаментом переходного типа, сложенном более древними островодужными комплексами. Континентальная кора в Чингизском сегменте была сформирована уже к началу девона, а до конца палеозоя происходило увеличение ее мощности и зрелости. Особенностью коры Чингизского сегмента является сходство состава большей части верхних, средних и нижних ее горизонтов. Ее верхние горизонты сложены комплексами раннепалеозойских островных дуг и бассейнов с океанической корой, которые участвуют в строении Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского вулканических поясов, а также средне-позднепалеозойскими вулканитами и гранитоидами. Отдельные участки верхних горизонтов коры сложены позднесилурийскими гранодиоритами и гранитами, слагающими плитообразные тела мощностью до 5 км. Глубокие горизонты коры, являвшиеся источниками палеозойских гранитоидов, сложены тектонически сближенными разновозрастными, но геохимически весьма сходными, метаморфизованными комплексами базитового основания раннепалеозойских островных дуг (рис. 6 Б).

Глава II.II. Степнякский сегмент

Степнякский сегмент располагается на севере Казахстана и в настоящее время имеет зрелую континентальную кору, мощность которой составляет 40-45 км. В разрезе коры отчетливо выделяются гранитно-метаморфический и гранулито-базитовый слои [Тектоника и глубинное строение , 1988].

Тектоническое положение и общая структура Степнякского сегмента

Степнякский сегмент находится в северной части каледонид Казахстана (рис. 7). Сегмент с запада, востока и севера обрамляется соответственно Кокчетавским, Ишкеольмесским и Шатским докембрийскими сиалическими массивами.

Нижнепалеозойские комплексы Степнякского сегмента имеют достаточно простую складчатую структуру, которая представлена чередованием крупных субмеридиональных синклиналей и антиклиналей, осложненными продольными взбросами и надвигами. На севере сегмента простирание осей складок и разрывных нарушений постепенно изменяется на субширотное. Ядра и крылья синклинальных структур сложены средне-верхнеордовикскими вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами Северного сегмента Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса. Основную площадь ядер антиклиналей занимают крупные массивы позднеордовикских гранитоидов, среди которых обнажаются досреднеордовикские комплексы. Резко несогласно на нижнепалеозойских образованиях залегают силурийские континентальные эффузивы кислого состава и терригенно-карбонатные толщи верхнего девона - нижнего карбона [Бабичев и др., 1977]. В пределах Степнякского сегмента, наряду с позднеордовикскими гранитоидами, распространены среднепалеозойские граниты и граносиениты, слагающие достаточно крупные в основном изометричные массивы (рис. 7).

Рис. 7. Схема геологического строения Степнякского сегмента каледонид Казахстана и его обрамления 1 - терригенно-карбонатные толщи D3-C1; 2 -эффузивы кислого состава S1(?); 3-6 - комплексы Чингиз-Севеотяньшаньского пояса: 3 -терригенно-карбонатные толщи О3, 4 -эффузивы средне-основного состава О3, 5 - эффузивы средне-основного и среднего состава О2, 6 -терригенные толщи О2; 7 - кремни и базальты О1-2; 8 - эффузивы кислого состава О1; 9 - терригенные толщи О1; 10, 11 - комплексы Северного сегмента Сарыаркинского пояса: 10 - офиолиты и кремнисто-базальтовые комплексы 3-О1 Ирадырской зоны, 11 - островодужные комплексы 2-О1 Урумбайской зоны; 12 - докембрийские метаморфические комплексы; 13-18 - плутонические комплексы: 13 - сиениты и граносиениты D, 14 - биотитовые граниты боровского комплекса S1, 15 - лейкократовые граниты карабулакского комплекса S1, 16, 17 - крыккудукский комплекс О3: 16 - гранодиориты массивов Крыккудукского типа, 17 - габброиды, диориты и гранодиориты массивов Степнякского типа, 18 - габброиды ; 19 - разрывные нарушения Цифры в квадратах: I-III - докембрийские сиалические массивы: I - Кокчетавский, II - Шатский, III - Ишкеольмесский; IV - Северный сегмент Сарыаркинского пояса. Цифры в кружках - интрузивные массивы: 1 - Боровской, 2 - Жукейский, 3 - Степнякский, 4 - Яблоново-Итейменский, 5 - Макинский, 6 - Буландино-Аккольский, 7 - Аккольский, 8 - Крыккудукский, 9 - Аккудукский, 10 - Аралаульский, 11 - Жаман-Койтасский, 12 - Аксуйский, 13 - Карабулакский, 14 - Джеламбетский

Докембрийские и нижнепалеозойские комплексы Степнякского сегмента

Докембрийские комплексы в пределах Степнякского сегмента развиты ограничено и приурочены к крупным антиклинальным зонам (рис. 7). Здесь эти комплексы слагают блоки среди позднеордовикских гранитоидов и представлены плагиогнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, кварцитами, кальцифирами и гранито-гнейсами, а также мономинеральными и мусковитсодержащими кварцитами [Бабичев и др., 1977; Геологическая карта , 1981]. В работе приведены достаточно подробные описания докембрийских комплексов сиалических массивов, обрамляющих Степнякский сегмент. Сопоставление этих комплексов с метаморфическими образованиями Степнякского сегмента позволяет считать последние аналогами нижнепротерозойских гнейсовых и рифейских кварцито-сланцевых толщ Кокчетавского и Ишкеольмесского массивов. Широкое распространение докембрийских толщ, располагающихся ниже современного эрозионного среза, подтверждается присутствием ксеногенных цирконов в позднеордовикских гранодиоритах Степнякского массива, расположенного на западе сегмента. В гранодиоритах, наряду с цирконами раннепалеозойского возраста, обнаружены цирконы, имеющие более древний ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст в интервале от 983 до 3888 млн. лет. При этом встречено несколько зерен с возрастом 2300-2600 млн. лет, а ядро наиболее древнего циркона имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст 3888±1 млн. лет [Kröner et al., 2008]. Наличие таких цирконов свидетельствует о присутствии раннедокембрийских, в том числе архейских, комплексов в фундаменте Степнякского сегмента и обрамляющих его сиалических массивов.

Кембрийско-нижнеордовикские комплексы развиты на небольшой площади в северо-восточной части Степнякского сегмента, где представлены островодужными вулканитами, кремнистыми и кремнисто-базальтовыми толщами Урумбайской и Ирадырской зон Северного сегмента Сарыаркинского пояса, которые детально описаны в первой части работы.

Среди нижне-среднеордовикских комплексов наиболее важное значение имеет риолит-базальтовая серия, широко распространенная в центральной, северной и западной частях Степнякского сегмента. Ее нижняя часть, выделяемая как свита тассу, образована толщей крупногалечных и валунных туфоконгломератов и туфобрекчий, состоящих из обломков эффузивов риолитового, трахириолитового и трахидацитового состава. Реже отмечаются лавы и игнимбритоподобные породы трахириолитового и трахидацитового состава. Мощность вулканогенно-обломочного разреза достигает 1000-1500 м. Среди туфобрекчий встречаются различные по размеру субвулканические тела порфировых риолитов и трахидацитов.

В вулканогенно-обломочных породах свиты тассу отсутствуют органические остатки, ее соотношения с ордовикскими комплексами трактовались по-разному, что связано с плохой обнаженностью этой толщи. Поэтому разные исследователи относили вулканиты свиты тассу либо к верхнему протерозою [Минервин и др., 1971; Геологическая карта , 1981], либо к кембрию [Бабичев и др., 1977; Борисенок, 1985], либо к нижнему ордовику [Копяткевич, Цай, 1974; Геология , 1987], либо к силуру-девону [Филипович, Великовская, 1974; Коробкин, Смирнов, 2006].

В результате проведенных U-Pb геохронологических исследований впервые были получены данные о возрасте вулканитов кислого состава свиты тассу. Из порфировых риолитов, слагающих небольшое субвулканическое тело, был выделен акцессорный циркон, и получена оценка возраста его кристаллизации - 483±5 млн. лет, которая позволяет относить вулканиты свиты тассу к тремадокскому ярусу нижнего ордовика [Дегтярев и др., 2008].

Верхняя часть разреза риолит-базальтовой серии представлена толщей кремнистых алевролитов, кремней, яшм и афировых базальтов, перекрывающих вулканогенно-обломочные породы свиты тассу. В кремнистых породах собраны конодонты аренига - раннего лланвирна [Борисенок, 1985]

Таким образом, риолит-базальтовая серия является наиболее древним из нижнепалеозойских комплексов Степнякского сегмента, возраст которой охватывает интервал всего раннего ордовика и ранний лланвирн.

В работе рассмотрены особенности состава вулканитов риолит-базальтовой толщи, которые позволяют сделать вывод об их формировании в рифтогенной обстановке. Источником кислых вулканитов свиты тассу, судя по Nd изотопным данным, были в основном метамагматические породы позднедокембрийского возраста. По особенностям состава кислых вулканитов можно предполагать участие в источнике некоторого количества более древних метаосадочных пород. Мантийное вещество также могло участвовать в источнике этих вулканитов, но в основном его участие свелось к прогреву коры при незначительном корово-мантийном взаимодействии.

В пределах Степнякского сегмента наиболее широким распоространением пользуются средне-верхнеордовикские вулканогенно-осадочные и плутонические комплексы Чингиз-Северотяньшаньского пояса. Вулканогенно-осадочные толщи сложены эффузивами, туфами, туфоконгломератами и туфопесчаниками и туффитами основного и средне-основного состава мощностью до 5 000 м. В работе описаны особенности состава вулканитов среднего и позднего ордовика, проведено их сравнение, выявлены общие черты и различия, что позвонили сделать вывод о формировании вулканических пород в надсубдукционной обстановке. Источником вещества вулканитов являлись породы мантийного клина, метасоматизированные флюидами, выделившимися из субдуцированной океанической коры. Первичные магмы, вероятно, претерпели дифференциацию в промежуточных очагах, которые, скорее всего, располагались на границе коры и мантии. Внедрение базитовых расплавов не сопровождалось существенной контаминацией коровым материалом, о чем свидетельствуют малые объемы вулканитов кислого состава, являвшихся в основном дифференциатами основных расплавов. После завершения вулканизма и накопления в позднем карадоке - раннем ашгилле терригенно-карбонатных толщ, произошло внедрение значительных объемов расплавов кислого состава, сформировавших субвулканические тела, источником вещества для которых могла являться докембрийская сиалическая кора.

Раннепалеозойская эволюция Степнякского сегмента завершается внедрением огромного количества позднеордовикских гранитоидов, объединяемых в крыккудукский комплекс. Внедрение гранитоидов крыккудукского комплекса происходило вдоль поверхностей, разделяющих разновозрастные стратифицированные комплексы, а также разломов и узлов их пересечений, чем обусловлены разнообразные формы и размеры интрузивов. Наиболее яркие различия выявлены между массивами Крыккудукского и Степнякского типов (рис. 7). К Крыккудукскому типу относятся сложно построенные массивы, представляющие агломерат интрузивных тел, сложенных диоритами, гранодиоритами, тоналитами, плагиогранитами и гранитами. Массивы этого типа имеют очень извилистые и пологие поверхности контактов с преобладающим падением под поверхность массивов. По геофизическим данным интрузивы имеют гарполито- или лополитообразную формы, либо представляют собой плитообразные тела мощностью от 0,5 до 8 км с полого залегающим ступенчатым дном, площадью от десятков до 2000 км² (Крыккудукский, Аккудукский, Яблоново-Иттейменский, Буландино-Аккольский массивы) [Бабичев и др., 1977; Геологическая карта.., 1981; Магматизм , 1988]. Интрузивы Степнякского типа имеют небольшую (менее 1 км2) площадь, штокообразную форму и многофазное строение, в котором, наряду с диоритами, кварцевыми диоритами, гранодиоритами и плагиогранитами участвуют кварцевые габброиды (Степнякский, Джеламбетский, Аксуйский, Бестюбинский и др.). К массивам этого типа приурочены крупнейшие золоторудные месторождения Северного Казахстана [Бабичев др., 1977; Спиридонов, 1991].

В работе рассмотрены особенности петро-геохимического и изотопного состава гранитоидов, слагающих массивы Крыккудукского и Степнякского типов. Все позднеордовикские гранитоиды Степнякского сегмента имеют геохимические признаки надсубудкционных образований, хотя их формирование происходило уже после завершения вулканизма и накопления терригенно-карбонатных пород. Однако особенности распределения РЗЭ и изотопный состав Nd указывают на различные источники гранитоидов Крыккудукского и Степнякского типов. Источником гранитоидов Крыккудукского типа являлись базитовые породы нижней коры, имеющие позднедокембрийский (900-1200 млн. лет) возраст, аналогичные источнику кислых вулканитов нижнего ордовика. Формирование больших объемов таких гранитоидов свидетельствует о масштабном плавлении верхнедокембрийских комплексов в нижних горизонтах коры, связанное, вероятно, с магматическим андерплэйтингом. Источником гранитоидов очень небольших массивов Степнякского типа могли являться породы субдуцируемой океанической коры (слэба), испытавшие плавление на глубинах превышающих 30 км. Небольшие размеры массивов Степнякского типа могу быть связаны с незначительным количеством расплава, возникающего при плавлении субдуцированного слэба.

Среднепалеозойские комплексы Степнякского сегмента

Среднепалеозойские комплексы развиты в пределах Степнякского сегмента ограничено и представлены в основном различными гранитоидами, которые образуют как достаточно крупные изометричные, так и небольшие массивы, прорывающие нижнепалеозойские стратифицированные образования и гранодиориты крыккудукского комплекса. Среди стратифицированных среднепалеозойских комплексов выделяются вулканогенные толщи, имеющие, скорее всего, силурийский возраст и терригенно-карбонатные толщи верхнего девона - нижнего карбона.

Наибольшее значение среди комплексов этого возраста имеют силурийские гранитоиды боровского и карабулакского комплексов (рис. 7), формировавшиеся, вероятно, в тыловой части силурийского окраинно-континентального вулкано-плутонического пояса.

Массивы боровского комплекса располагаются в основном западнее Степнякского сегмента - в восточной части Кокчетавского массива, где они прорывают докебрийские метаморфические толщи, также к этому комплексу относятся небольшие массивы в центральной части сегмента. Наиболее крупные массивы комплекса (Боровской, Жукейский, Беркутинский), располагающиеся в пределах Боровского блока Кокчетавского массива, имеют округлые очертания и характеризуются концентрически-зональным строением. Их центральная часть сложена биотитовыми и биотит-роговообманковыми крупнозернистыми гранитами, реже калишпатовыми гранитами и адамеллитами, которые обрамляются более мелкозернистыми гранитами. Проведенное в последние годы Rb-Sr и U-Pb датирование гранитов боровского комплекса позволило установить их раннесилурийский (около 425 млн. лет) возраст [Шатагин и др., 2001; Летников и др., 2009].

Граниты карабулакского комплекса широко развиты в пределах Степнякского сегмента и слагают несколько крупных изометричных массивов (Макинский, Аккольский, Карабулакский), которые прорывают вулканогенно-осадочные толщи среднего - верхнего ордовика и гранитоиды крыккудукского комплекса. Центральные части массивов сложены крупно-среднезернистыми порфировидными лейкократовыми гранитами, а краевые - мелкозернистыми или аплитовидными лейкогранитами и аляскитами. В последние годы были получены новые U-Pb данные о возрасте гранитов Макинского массива, свидетельствующие о раннесилурийском (431±2 млн. лет) возрасте гранитов карабулакского комплекса [Летников и др., 2009].

В работе рассмотрены особенности состава гранитов боровского и карабулакского комплексов. Граниты обоих комплексов имеют близкие петро-геохимические и изотопные характеристики, которые свидетельствуют, что источниками гранитов являются породы континентальной коры, а для гранитных расплавов характерна значительная дифференциация. Породы, являвшиеся источником этих расплавов, имеют позднедокембрийский Nd модельный возраст. Учитывая, что получение больших объемов лейкогранитного расплава из нижнекоровых базитов маловероятно, можно предполагать частичное плавление более кислых пород, представленных позднеордовикскими гранитоидами крыккудукского и зерендинского комплексов. Породы этих комплексов слагают мощные (до 10-15 км) пластинообразные тела в разрезе верхних горизонтов коры Кокчетавского массива и Степнякского сегмента. Возможность возникновения гранитных расплавов в верхней коре на глубинах 15-20 км подтверждается геофизическими данными в современных горных сооружениях [Розен, Федоровский, 2001].

Строение и процессы формирования континентальной коры Степнякского сегмента

Формирование палеозойской коры Степнякского сегмента каледонид Казахстана происходило на протяжении около 100 млн. лет - с начала ордовика до начала девона. Сравнительно короткое время формирования палеозойской коры может быть связано с тем, что развитие палеоструктур, существовавших в пределах Степнякского сегмента в течение этих 100 млн. лет, происходило на докембрийской континентальной коре, которая имела сложное строение и длительную историю формирования. Фрагменты этой коры сохранились в антиклинальных зонах Степнякского сегмента, а также в обрамляющих его Кокчетавском, Шатском и Ишкеольмесском сиалических массивах. В строении верхней части докембрийской коры участвуют кварцито-сланцевые толщи среднего-верхнего рифея (мощность до 1000-1500 м) и подстилающие их гнейсовые комплексы верхов раннего протерозоя -низов рифея (зерендинская серия и ее аналоги). Последние были сформированы в результате метаморфизма песчано-глинистых и карбонатных пород, образование которых связано с размывом пород, имевших возраст 2100-2500 млн. лет. Вероятно, в строении докембрийской коры могли участвовать и более древние комплексы, отсутствующие на современном эрозионном срезе. На наличие таких комплексов указывают находки обломочных (в кварцитах верхнего рифея) и ксеногенных (в гранитоидах позднего ордовика) цирконов архейского, в том числе раннеархейского, возраста.

Большое значение в формировании докембрийской коры сыграли позднедокембрийские эндогенные процессы. На современном эрозионном срезе комплексы этого возрастного диапазона обнажены в основном в пределах обрамляющих сиалических массивов, где представлены вулканитами кислого состава, а также массивами гранодиоритов и гнейсо-гранитов, прорывающими гнейсовые толщи [Летников и др., 2007; Туркина и др., 2009; Третьяков и др., 2009]. Магматические комплексы этого возраста широко распространены в нижних горизонтах коры, которые в дальнейшем послужили источниками палеозойских гранитоидов Кокчетавского массива [Шатагин и др., 2001] и Степнякского сегмента (рис. 8 А). Наращивание коры на гренвильском этапе, вероятно, могло происходить за счет позднедокембрийского (1100-1200 млн. лет) базитового вещества, которое нарастило кору при магматическом андерплэйтинге. Такой процесс мог сопровождать формирование гренвильского суперконтинента, частью которого являлись докембрийские массивы Северного Казахстана. Модель магматического андерплэйтинга позволяет дать объяснение более низкому положению в разрезе коры позднедокембрийских комплексов, которые подстилают нижнепротерозойские, а, возможно, и архейские гнейсовые толщи.

В кембрии - начале ордовика на докембрийском фундаменте был заложен рифтогенный прогиб, заполнение которого началось в тремадоке с накопления мощной толщи континентальных кислых вулканитов и вулканогенно-обломочных пород свиты тассу. Источниками этих вулканитов являлись магматические породы позднедокембрийского (900-1300 млн. лет) возраста. С континентальным рифогенезом может быть связано формирование расслоенных ультрамафит-габбровых плутонов на Кокчетавском массиве. В арениге - раннем лланвирне продолжающееся растяжение привело к погружению территории, которое сопровождалось накоплением кремнисто-терригенной толщи и излиянием базальтов, имеющих геохимические характеристики близкие к внутриплитным.

В середине лланвирна произошла коллизия кембрийско-раннеордовикских островных дуг с докембрийским континентальным блоком и сформировалась сложно построенная континентальная окраина. В ее состав входил и Степнякский сегмент, большая часть которого имела докембрийскую континентальную кору, а небольшой блок на северо-востоке был сложен кембрийско-нижнеордовикскими островодужными и терригенно-кремнистыми комплексами. На этой окраине в среднем-позднем ордовике происходило развитие крупной Чингиз-Северотяньшаньской островодужной системы. В силуре фронт вулканизма сместился во внутреннюю часть Казахстанского ороклина, и Степнякский сегмент оказался в тыловой части вулканического пояса. В течение этого времени происходила переработка уже сформированной докембрийской континентальной коры при участии ювенильных базитовых расплавов, под влиянием которых происходило плавление метамагматических пород нижней коры и перемещение образовавшихся расплавов в ее верхние горизонты.

Рис. 8. Эволюция изотопного состава магматических комплексов (А) и модель строения коры (Б) Степнякского сегмента каледонид Казахстана А: 1-4: изотопный состав Nd: 1 - гранитов S1, 2 - гранодиоритов О3, 3 - риолитов О1, 4 - гнейсо-гранитов R2 Б: 1 - граниты S1; 2 - вулканиты О2-3; 3 - гранодиориты О3; 4 - риолиты О1; 5 - кварциты, сланцы, гнейсы R-PR1; 6 - гнейсы и кристаллические сланцы AR; 7 - базитовые комплексы О1 и О2-3; 8 - базитовые комплексы PR2

Таким образом, континентальная кора Степнякского сегмента каледонид Казахстана имеет сложное строение (рис.8 Б). Ее самые верхние части сложены островодужными комплексами среднего-верхнего ордовика и рифтогенными вулканитами кислого состава нижнего ордовика. Значительную роль в строении верхних горизонтов коры играют гранитоиды крыккудукского комплекса, слагающие серию субгоризонтально залегающих тел мощностью 8-12 км. Отдельные участки в верхах коры образованы гранитами силурийского возраста, которые образуют плоскоцилиндрические массивы мощностью 5-7 км. Более низкое положение в разрезе верхних горизонтов коры занимают сиалические комплексы рифея, нижнего протерозоя и, вероятно, архея, которые также участвуют и в строении средних горизонтов коры. Большая часть нижних горизонтов коры сложена позднедокембрийскими базитовыми комплексами, являвшимися источниками всех палеозойских пород средне-кислого состава. К этой части коры приурочены основные кристаллические породы, сформировавшиеся после удаления расплавов более кислого состава. Нижние горизонты коры Степнякского сегмента в течение раннего палеозоя наращивались за счет андерплэйтинга базитового материала. Однако этот материал не участвовал в формировании более молодых магматических комплексов и его присутствие в низах коры во многом гипотетично. С большей степенью вероятности можно говорить только о позднеордовикских базитовых расплавах, незначительная часть которых проникла в верхние горизонты коры и сформировала габбро-диоритовые массивы Степнякского типа.

Следует подчеркнуть важную особенность формирования палеозойской континентальной коры Степнякского сегмента каледонид Казахстана: источниками ордовикско-силурийских магматических пород среднего и кислого состава, которые играли ведущую роль в формировании палеозойской континентальной Степнякского сегмента, являлись только позднедокембрийские магматические комплексы. Роль более древних и более молодых образований в этих процессах была крайне незначительной.