Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА1. История изучения геологического строения кокчетавского региона 11
1.1..Период накопления первичных сведений по геологии региона 1920-1950гг 11
1.2. Период геологической съемки двухсоттысячного масштаба 1950-1965 гг 12
1.3. Период поисковых и крупномасштабных геолого-съемочных работ (1965-1990гг.) 14
1.3.1. Дискуссия о происхождении эклогитов 15
1.3.2. Проблема алмазоносности Кокчетавского массива 16
1.3.3.История изучения зоны сочленения Кокчетавского массива с обрамляющими комплексами 18
1.4. Современный период (1990- настоящее время) 24
1.4.1.Петрология и минералогия метаморфических пород 24
1.4.2. Геохимия метаморфических пород 26
1.4.3. Геохронологическое датирование этапов метаморфизма 26
1.4.4. Структура и эксгумационная тектоника Кокчетавского метаморфического пояса 28
1.4.5. Палеогеодинамический анализ каледонид северного Казахстана 31
ГЛАВА 2. Проблемы тектоники и геодинамики UHP метаморфических комплексов 35
2.1. Состав UHP-HP метаморфических комплексов 36
2.2. Распространение UHP метаморфических комплексов и их значение для палеогеодинамического анализа 39
2.3. Эксгумационная тектоника UHP-HP метаморфических комплексов 41
2.4. Основные проблемы тектоники Кокчетавского метаморфического пояса 44
2.5. Использование геологических методов в изучении тектоники и геодинамической эволюции Кокчетавского метаморфического пояса ...46
ГЛАВА 3. Проблема выделения кокчетавского микроконтинента 50
3.1.Термин «Кокчетавський массив» 50
3.2. Фундамент Кокчетавского микроконтинента 52
3.3.Чехол Кокчетавского микроконтинента (илектинская серия) .56
З.З.І. Терригенно-карбонатная формация (шарыкская свита) 57
3.3.2.Кварцитовая формация (кокчетавская свита) 58
3.3.3.0 соотношении шарыкской и кокчетавской свит 60
3.3.4.Структурное положение терригенно-карбонатпых и кварцито-сланцевых
толщ Кокчетавского региона 61
ГЛАВА 4. Тектоника кокчетавского региона 70
4.1. Кокчетавский метаморфический пояс (коллаж террейнов пал еосубдукционной зоны) 70
4.1.1.ТеррейнКумды-Куль 74
4.1.2.ТеррейнКулет 75
4.1.3.Террейн Сулу-Тюбе 76
4.1.4.Бе рлыкскийтеррейн 78
4.1.4.1. Участок горы Чаглинки 81
4.1.4.2. Участок Энбек-Берлык 86
4.1.5.Интерпретация 40Аг/ 9Аг датировок Берлыкского террейна 90
4.1.6. Раннеордовикский этап метаморфической истории Кокчетавского метаморфического пояса 93
4.2. Северо-Кокчетавская тектоническая зона 96
4.2.1.Чаглинский участок 100
4.2.2. Жейляуский участок 108
4.2.3. Александровский участок 111
4.2.4. Боровской участок 115
4.2.5. Майбалыкский участок 120
4.2.6. Дорофеевский участок 122
4.2.7.Жанаталапский участок 125
4.2.8. Галчевский участок 133
4.2.9. Возраст, кинематика, и геодинамика Ссверо-Кокчетавской тектонической зоны 140
4.3. Средне-позднеордовикский неоавтохтонный комплекс 143
4.3.1. Жамантузский участок 143
4.3.2. Зерендинский батолит 146
ГЛАВА 5. Геодинамическая эволюция кокчетавского метаморфического пояса в кембрии - ордовике 148
5.1.Венд - средний кембрий (650 - 540 млн. лет) 148
5.2. Поздний кембрий (523 - 505 млн. лет) 151
4.2. Ранний ордовик (505 - 478 млн. лет) 153
5.2. Средний и поздний ордовик (478 - 438 млн. лет) 154
Заключение 156
Литература
- Период поисковых и крупномасштабных геолого-съемочных работ (1965-1990гг.)
- Эксгумационная тектоника UHP-HP метаморфических комплексов
- Терригенно-карбонатная формация (шарыкская свита)
- рлыкскийтеррейн
Введение к работе
Кокчетавский метаморфический пояс (КМП), расположенный в Северном Казахстане, содержит месторождение метаморфических алмазов и является одним из эталонных метаморфических комплексов сверхвысоких давлений. В настоящее время большинство исследователей предполагают, что комплексы подобного типа формируются на больших глубинах (100 - 200 км) в результате субдукции континентальной коры и последующей эксгумации отдельных ее фрагментов. Как и другие HP-UHP (high pressure - ultrahigh pressure) метаморфические комплексы (Liou et al., 2004) КМП рассматривается как террейн, имеющий тектонические контакты с окружающими геологическими комплексами, которыми в данном случае являются каледониды Сверенного Казахстана (Dobretsov et al., 1995). Исследованию внутренней структуры пояса посвящены многочисленные работы (Dobrzhinetskaya et al 1994; Dobretsov et al., 1995, 1999; Добрецов и др. 1998, 2006; Maruyama and Parkinson 2000; Theunissen et al 2000; и др.). Согласно представлениям, изложенным в (Добрецов и др., 2005; Добрецов и др., 2006) КМП представляет собой тектонический коллаж (мегамеланж) блоков, различающихся по петрографическому составу и структурно-метаморфической эволюции.
В последние двадцать лет усилиями многих исследователей были выявлены основные черты метаморфической петрологии и геохронологии пород Кокчетавского метаморфического пояса. Все тектонические модели КМП и геодинамические сценарии его формирования строились только на этих данных, и потому продолжают оставаться дискуссионными. На наш взгляд, без сопоставления событий структурно-метаморфической истории пояса с этапами осадконакопления, магматизма и деформаций невозможно построение полноценной геодинамической модели его эволюции, тем более, что метаморфические породы тектонически совмещены с близкими по возрасту осадочными или магматическими комплексами. Для такого сопоставления необходимы геохронологические данные, позволяющие скоррелировать метаморфические, осадочные, магматические и деформационные события во времени и по их ассоциациям определить геодинамическую обстановку их проявления.
Ключевым вопросом является характер границ UHPM террейна, несущих информацию об условиях его совмещения с не подвергшимися высокобарическому метаморфизму комплексами.
Цель исследований - охарактеризовать тектонику Кокчетавского HP - UHP метаморфического пояса и его обрамления, и разработать геодинамическую модель их формирования.
Для достижения цели нами были поставлены следующие задачи:
1. На основе опубликованных и собственных данных определить палеогеодинамическую природу основных геологических комплексов, выделяемых в регионе.
2. Охарактеризовать структуру Кокчетавского метаморфического пояса и при помощи аргон-аргонового метода определить возраст ее формирования, который одновременно является возрастом эксгумации пород высоких и сверхвысоких давлений в верхнекоровые условия.
3. Описать структуру Северо-Кокчетавской тектонической зоны, определить возраст ее тектонической активности, кинематический тип и геодинамическую природу. Дать описание выявленным в ее составе олистостромам и тектонитам.
4. Разработать геодинамическую модель формирования Кокчетавского метаморфического пояса и Северо-Кокчетавской тектонической зоны, позволяющую сопоставить отдельные стадии метаморфической эволюции пояса с основными тектоническими событиями в регионе.
Защищаемые положения
1. Зона сочленения Кокчетавского метаморфического пояса и Степнякской палеоостроводужной системы - Северо-Кокчетавская тектоническая зона имеет покровно-надвиговое строение и представляет собой раннеордовикскую аккреционно-коллизионную структуру. Она образует аллохтон, надвинутый на ордовикскую Степнякскую палеоостроводужную систему. Фронтальный надвиг маркируется олистостромой, содержащей обломочный материал аллохтона.
2. Кокчетавский метаморфический пояс сложен пакетом смятых в складки тектонических пластин, контакты которых маркируются гранат-слюдисто-кварцевыми динамосланцами. В раннем ордовике, из нижнекоровых в верхнекоровые условия высокобарические породы поднимались в составе тектонических покровов в обстановке коллизии микроконтинент - островная дуга.
3. Под названием «Кокчетавский массив» объединены деформированные и разобщенные фрагменты гнейсового фундамента и карбонатно-теригенного чехла дорифейского микроконтинента, и эклогит-гнейсовый Кокчетавский метаморфический пояс, представляющий собой глубинный уровень (до 100 - 150 км) кембрийской зоны континентальной субдукции. Структура региона является результатом деформации и метаморфизма пород дорифейского микроконтинента в ходе кембро-ордовикских субдукционно-коллизионных процессов.
Фактический материал и методы исследований.
В основу работы положен собственный материал, собранный в течение полевых сезонов 2001 - 2006г., проведенных в Кокчетавском регионе. В 2003 -2005г. автор участвовал в геологическом доизучении листов N-42-XXVIII и N-42-XXVII государственной геологической карты масштаба 1:200 000 (ГДП - 200), проводимом «ОАО Кокшетаугидрогеология» (г. Кокшетау), совместно с Институтом геологии СО РАН.
При полевых работах особое внимание уделялось описанию и картированию опорных участков, на которых изучались состав и взаимоотношения разных геологических комплексов: фрагментов карбонатно-теригенного чехла и метаморфического фундамента микроконтинента, офиолитов, метаморфических пород высоких давлений, олистостром и разнообразных динам омстаморфических пород. Отдельные структуры, взаимоотношения геологических тел и особенности состава пород проиллюстрированы полевыми фотографиями и рисунками автора, а также фотографиями пришлифованных образцов и шлифов. В ходе полевых работ проводился отбор образцов: кремнистых пород на определение микрофауны, вулканических и осадочных пород на силикатный анализ, тектоносланцев разломных зон на определение возраста слюд, всех основных разностей пород для петрографического изучения. Извлечение и датирование микрофауны из кремнистых пород проводилось К. Иватой в Университете Хоккайдо (Япония) и О.Т.Обут в ИНГГ СО РАН. Определения 40Аг/39Аг возраста слюд проводились А.В. Травиным в Аналитическом центре ИГМ СО РАН на масс-спектрометре «5400» фирмы Микромасс, а также Й. Де Гравэ в Стэндфордском университете.
Научная новизна.
В работе впервые подробно рассмотрено строение Северо-Кокчетавской тектонической зоны (СКТЗ), представляющей собой область сочленения Кокчетавского метаморфического пояса с обрамляющими ордовикскими отложениями Степнякской палеоостроводужной зоны. Выявлен ряд важных особенностей СКТЗ: надвиговый характер, присутствие эклогитов и олистостром в ее составе, а также уточнен возраст ее тектонической активности. Сделан вывод о том, что СКТЗ представляет собой аккреционно-коллизионную зону. Описан состав и структурное положение выявленных в регионе аренигских олистостромовых комплексов.
Для пород Кокчетавского метаморфического пояса выявлен широко проявленный раннеордовикский метаморфический этап, ранее не отмечавшийся. Аг/ Аг датированием зон разломов определен раннеордовикский возраст совмещения отдельных тектонических пластин, сложенных породами, различающимися по термодинамическим параметрам и возрасту метаморфизма. Впервые ордовикские тектонические события в регионе рассмотрены в связи с тектонической эволюцией Кокчетавского метаморфического пояса. На основании корреляции большого объема опубликованных историко-геологических данных и собственных наблюдений предложена новая модель геодинамической эволюции региона в кембрии - ордовике.
Практическое значение
Результаты исследований были использованы при составлении листов N 2-XXVII и N-42-XXVIII новой геологической карты масштаба 1:200 000. Опыт исследования Кокчетавского метаморфического пояса, на взгляд автора, может быть использован в качестве методической базы для изучения и поиска других HP-UHP метаморфических комплексов в том числе алмазоносных и находящихся на территории России. Кроме того, создание общей геодинамической модели субдукции и эксгумации фрагментов континентальной литосферы в ходе коллизионного процесса невозможно без учета данных о геологическом строении древних метаморфических комплексов высоких-сверхвысоких давлений.
Апробация работы
Результаты исследований докладывались и обсуждались на XXXVI - XL Тектонических совещаниях (Москва МГУ 2003г., 2005, 2006 и 2007гг., Новосибирск, ОИГГМ 2004г.), на Молодежной школе-конференции XXXVII Тектонического совещания (Москва, ГИН РАН 2003), на Второй и Третьей Сибирских международных конференциях молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск ОИГГМ 2004, ИГМ и ИНГГ 2006), на XX и XXI Всероссийских молодежных конференциях «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, ИЗК СО РАН, 2003, 2005), на молодежной конференции «Третьи Яншинские чтения» (Москва, ИЛРАН 2003), на ассамблее Европейского Геологического союза (Австрия, Вена, 2006) и международной конференции «Амальгамация докембрийских блоков и роль палеозойских орогенов в Азии» (Япония, Саппоро, 2002).
Основные результаты исследований отражены в 5 статьях в рецензируемых журналах и 23 тезисах докладов.
Объем и структура диссертации.
Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения; содержит 180 страниц текста, 51 рисунок, 2 таблицы и список литературы из 182 наименований.
Работа выполнена в лаборатории геодинамики и магматизма Института геологии и минералогии СО РАН (заведующий - д.г.-м.н., М.М. Буслов) за время обучения в магистратуре и очной аспирантуре.
Автор выражает свою искреннюю благодарность научному руководителю -д.г.-м.н. М.М. Буслову и академику Н.Л. Добрецову за постоянное внимание и содействие.
Автор благодарен геологам ОАО «Кокшетаугидрогеология» А.А. Зайчковскому, Г.Н. Реммеле, геологического предприятия «Недра» Ю.М. Зорину, горно-геологической компании «Ак-Бура» А.В. Шершакову и М.М. Шершаковой за помощь в организации и проведении полевых работ. В ходе полевых работ автор был рад работать вместе с к.г.-м.н. В.В. Коробкиным (Казахстанско-Британский Университет, Алма-Ата) и к.г.-м.н. Г.М. Вовной (Дальневосточный Геологический институт, Владивосток). Постоянную поддержку, на всех этапах работы, от сбора материала до оформления текста оказывали сотрудники ИГМ СО РАН к.г.-м.н. А.В. Корсаков и Н.В. Друзяка. Автор пользуется случаем выразить благодарность всем сотрудникам лаборатории геодинамики и магматизма Института геологии и минералогии за творческую атмосферу. Выводы, сделанные в работе, опираются на результаты аргон-аргонового датирования слюд, проведенного к.г.-м.н. А.В. Травину (ИГМ СО РАН) и Й. Де Граве (Гентский университет, Бельгия), и датирования кремнистых пород по микрофауне, выполненного к.г.-м.н. О.Т. Обут (ИНГГ СО РАН). В разное время различные аспекты диссертационной работы обсуждались с сотрудниками ИГМ СО РАН д.г.-м.н. Н.А. Берзиным, к.г.-м.н. И.В. Ащепковым, к.г.-м.н. А.С. Гибшером, к.г.-м.н. С.А. Каргополовым, к.г.-м.н. Ю.К. Советовым, к.г.-м.н. Л.В. Смирновой и ГИН РАН к.г.-м.н. К.Е. Дегтяревым, к.г.-м.н. А.В.Рязанцевым, а также К. Теуниссеном (Королевский музей Центральной Африки, Бельгия). Всем им автор выражает глубокую признательность.
Во время обучения в аспирантуре автор пользовался поддержкой Фонда содействия отечественной науке.
Период поисковых и крупномасштабных геолого-съемочных работ (1965-1990гг.)
После издания карт двухсоттысячного масштаба на рассматриваемой территории были развернуты работы по составлению карт пятисот- и двухсоттысячного масштаба, а также поисковые работы.
При проведении геолого-съемочных работ среднего и крупного масштаба многие геологи начали оспаривать стратиграфическую схему, разработанную для двухсоттысячных листов. Характерен пример выделенной О.М. Розеном жолдыбайской свиты, слюдистые сланцы которой были признаны метасоматическими образованиями, связанными с флгаидопроводящими тектоническими структурами и не занимающими определенного положения в стратиграфическом разрезе (Летников, 1975). В результате было проведено несколько стратиграфических совещаний (в 1969г. Карагандинское совещание по унификации стратиграфических схем допалеозоя Казахстана, в 1971 Алма-Атинское стратиграфическое совещание) и разработан ряд стратиграфических схем, ни одна из которых, впрочем, не стала общепризнанной. Наиболее известные из них схема Гончаренко, 1971, схема ИГН АН КазССР, 1987. Принципиальная возможность правильного расчленения на свиты полиметаморфических, в том числе динамометаморфических пород, сомнению не подвергалась.
В это же время В.Е. Гончаренко, Н.И Гвоздик, Л.И. Филатовой, К. Лыдка провели исследование стратиграфии, литологии и палеогеографических обстановок формирования карбонатно-теригенных позднедокембрийских отложений региона (илектинская серия) (Гончаренко, 1979; Гвоздик 1980; Филатова, 1983; Спиридонов, 1987). Ими было показано, что эти отложения формировались в субплатформенных условиях и могут быть интерпретированы как осадочный чехол древнего массива (Гончаренко, 1979; Лыдка, Филатова, 1982). Геохронологическими (Тугаринов и др., 1970; Розен, 1971), палеонтологическими (Харламов и др., 1971) и геологическими методами (например, Шлыгин, 1975) был установлен позднерифейский возраст чехла, впоследствии подтвержденный (Летников и др., 2001; Дегтярев и др., 1998). Вулканогенно-кремнистые и терригенные ородовикские отложения Степнякской зоны были детально изучены И.Ф. Никитиным (Никитин, 1972).
Трусовой, В.Г. Кушевым, Д.П. Виноградовым, Н.Л. Добрецовым, Н.В. Соболевым, Л.Л. Перчуком, Н.Г. Удовкиной, И.А. Ефимовым, О.М. Розеном, B.C. Шацким и другими геологами. В 1960-ых гг. в отечественной литературе развернулась дискуссия о происхождении эклогитов Кокчетавского региона.
И.А. Ефимов в 1961 г. высказал гипотезу о возможности изверженного мантийного происхождения эклогитов. Он указывал на их ассоциацию с перидотитами и рассматривал как отторжеицы мантии, либо в качестве продукта кристаллизации особой эклогитовой магмы, внедрившейся в нижнюю часть континентальной коры (Ефимов, 1961,1972).
И.Ф. Трусова и О.М. Розен выдвинули предположение, что по крайней мере часть эклогитов является результатом метаморфизма мергелей. Об этом, по их мнению, свидетельствовали следующие факты: субпластовая форхма некоторых эклогитовых тел и субсогласное положение их по отношению к вмещающим гнейсам, полосчатая текстура, ассоциация с метакарбонатными и другими метаосадочными породами (Розен, 1969). Была даже выдвинута версия, что тела эклогитов попали во вмещающие породы в результате взрывов, и на территории КМП выделялись структуры, подобные кимберлитовым диатремам (Заячковский и др., 1979).
Большинство исследователей придерживалось мнения, что эклогиты представляют собой метаморфизованные силлы и дайки долеритов (Перчук и др., 1969), при этом эклогитовый метаморфизм нередко принимался как один из этапов регрессивного метаморфизма пород гранулитовой фации (а не наоборот). М.А. Абдулкабировой обосновывается, что эклогиты произошли за счет метаморфизма габброидных пород в условиях высокой температуры и умеренного давления (Абдулкабирова, 1946).
Только к началу 1980-х гг. было окончательно установлено, что эклогиты метаморфических комплексов представляют собой результат высокобарического метаморфизма магматических пород основного состава. Однако, до сих пор некоторые исследователи придерживаются мнения о том, что процесс эклогитизации базитов может происходить в сдвиговых зонах на умеренных глубинах в результате стресса, существенно превышающего литостатическое давление (например, Летников и др., 2006).
Наиболее подробные работы, посвященные эклогитам массива - монография «Метаморфогенные эклогиты» (Кушев, Виноградов, 1978), и глава «Эклогиты Кокчетавского массива», подготовленная В. С. Шацким, Н.В. Соболевым и А.Е. Гильбертом (Эклогиты..., 1989), монография Удовкиной Н.Г. «Эклогиты СССР», вышедшая в 1985г.
С 1921 по 1956 г. было сделано несколько заявок, в которых сообщалось о находках единичных алмазов в Кокчетавском регионе. Первым геологом, который по-настоящему занялся поисками алмазов, был П.Г. Корейшо, отметивший сходство геологического строения алмазоносного Либерийского щита и Кокчетавского массива. В 1960г. И.А. Ефимов и Л.Г. Косинцева обнаружили на южном берегу Кумды-Куля линзовидное тело пироповых серпентинитов среди эклогитов (Ефимов, 1961). После этого обостряется проблема алмазоносности массива. С середины 1960-х г. разворачиваются систематические работы по поиску алмазов в Кокчетавском регионе (Есенов и др., 1968). В 1968-1973 г. А.А. Заячковским (Кокчетавская ГРЭ) проведены широкие поиски алмазов в долинах рек, озерных котловинах, среди покровных палеогеновых отложений. В результате этой работы было выявлено Кумдыкульское месторождение технических алмазов. В 1972 г. вышла статья (Розен и др., 1972), посвященная находке алмаза в коре выветривания по эклогиту на участке Кумды-Куль.
Эксгумационная тектоника UHP-HP метаморфических комплексов
Понятие эксгумационная тектоника (exhumation tectonic) широко используется
в зарубежной литературе для обозначения комплекса тектонических процессов, приводящих к подъему и экспонированию ранее погруженных геологических тел. Фактической основой для построения моделей эксгумации являются Р-Т и особенно P тренды метаморфизма. Для построения таких трендов используется весь арсенал петрологических и геохронологических методов, применяемых в комплексе (например, Rubatto, Herman, 2001; Parrish et al., 2006, Herman et al., 1999, 2001; Hacker et al., 2003). Главным методом является датирование отдельных зон циркона, содержащих во включениях ассоциации минералов, рост которых происходил одновременно с ростом данной зоны циркона.
Для всех изученных метаморфических комплексов регрессивная ветвь метаморфического тренда отчетливо разбивается на два основных звена, что позволяет разбить процесс эксгумации на два основных этапа. Первое звено характеризуется быстрым падением давления при постоянной температуре (режим изотермической декомпрессии). Сброс давления отражает быстрый подъем пород комплекса из условий сверхвысоких давлений (глубина 100 - 200км) до основания земной коры (35км). Этот этап эксгумации, на который приходится наибольшая амплитуда подъема, занимает очень короткое время - от 1 до 5 - 7 млн. лет. Метаморфические породы поднимаются на этом этапе со средней скоростью несколько сантиметров в год.
Для второго звена регрессивной ветви тренда характерно одновременное падение температуры и давления, причем преобладает охлаждение. Иногда реализуется режим субизобарического охлаждения. Продолжительность подъема пород из нижней части земной коры до поверхности превышает 10 млн лет, заметно отличаясь для разных комплексов (например, Zhang, et al., 2005). Очевидно, что переломным моментом в эксгумации комплекса является достижение им земной коры. Основным фактором эксгумации является избыточная плавучесть блока кислых пород в мантии. Именно этот фактор обеспечивает быстрый подъем до уровня нижней коры. Скорость эксгумации на данном этапе может составлять первые сантиметры в год (по некоторым оценкам - десятки сантиметров в год), то есть примерно соответствовать скорости относительных горизонтальных перемещений литосферных плит (Rubatto, Herman, 2001, Parrish et al., 2006).
В коровых условиях важную роль играет характерная для коллизионных обстановок смена условий сжатия (на ранних стадиях коллизии) на условия растяжения (в постколлизионный период), при этом противоположные по знаку тектонические движения вносят вклад в общее поднятие блока. Сначала подъем осуществляется в составе тектонических покровов, а затем - в результате роста гранито-гнейсовых куполов и удаления вышележащих комплексов по листрическим сбросам (extension tectonic, extensional unroofing).
Во всяком случае, подъем тектонического блока сквозь различные, по физическим характеристикам геосферные уровни (верхняя мантия, нижняя и верхняя кора) не может быть обеспечен только одним тектоническим механизмом. В ходе изучения тектонической эволюции комплексов удается выявить несколько стадий эксгумации, которые отличаются между собой по стилю деформаций, скорости подъема и интервалу глубин, на которых они реализуются. Таким образом, общим свойством эксгумационной тектоники является многостадийность, что подтверждается реальными P трендами наиболее изученных комплексов.
На механизм начала эксгумации UHPM террейнов, в настоящее время существуют две основных точки зрения. Согласно первой из них эксгумация начинается в результате отрыва слэба, что ведет к подъему всей погруженной части континентальной окраины и выдавливанию отдельных тектонических пластин к поверхности. Вторая точка зрения главным механизмом эксгумационной тектоники принимает деламинацию континентальной коры в составе субдуцировавшей плиты. В этом случае пластина относительно легких пород осадочного и гранитно-метаморфического слоев континентальной коры, отделившись от более тяжелой части плиты (нижняя кора и литосферная мантия), может всплывать вдоль субдукционной зоны при продолжающейся субдукции («two-way street»). Возможность реализации такого механизма подтверждена физическим моделированием (Chemenda et al., 1995; Константиновская, 2003).
Для познания процессов формирования UHPM террейнов используется большой арсенал методов. Основные направления исследований следующие: геолого-геофизическое изучение современных коллизионных зон, таких как Тиморский регион (столконовение островной дуги Банда с окраиной Австралии) и район острова Тайвань (столкновение Лузонской островной дуги с китайской окраиной Евроазиатского континента); физическое и математическое моделирование субдукционных и коллизионных процессов, а также изучение геологического строения известных UHPM комплексов.
Наиболее детальная информация о палеогеодинамическом положении и обстановке формирования UHPM террейнов может быть получена по молодым комплексам Альпийско-Гималайского орогенного пояса. В частности, в зоне продолжающейся Индо-Евразиатской коллизии в покровной структуре западных Гималаев расположены два метаморфических комплекса, содержащие коэситовые эклогиты - Кахан (Kaghan) и Цо-Морари (Tso Morari). Оба они находятся вблизи Ярлингской сутуриой зоны, содержащей тетические офиолиты, и отделяющей их от деформированных комплексов Кохистанской островной дуги мелового возраста. Пик высокобарического метаморфизма эклогитов для Кахана составляет около 46 млн. лет, а для Цо Морари - 53,3±0,7 млн. лет, при этом 50±0,6 млн. лет назад породы комплекса уже находились в условиях эклогитовой фации, а 47,5±0,5 - в условиях амфиболитовой.
Коллизия Индийского субконтинента с Евразией, согласно палеомагнитным данным, началась 55±1 млн. лет, а по геологическим - не позднее 51-50 млн. лет (Leech et al., 2005). То есть континентальная окраина Индостана, достигла глубины в 100 км в самом начале коллизии. Это предполагает, что первоначально Индо-Австралийская литосферная плита субдуцировала под Евразию под большим углом, возможно, субвертикально и только после отрыва тяжелой океанической литосферы (slab breakoff, отрыв слэба) произошло выполаживание зоны субдукции (в настоящее время не более 10). Большой угол субдукциошюй зоны является признаком погружения древней и, соответственно, холодной литосферы. Таким образом, больше шансов подвергнуться субдукции имеют континентальные блоки, длительное время окруженные океанической литосферой. Термический возраст литосферы определяет основные параметры зоны субдукции. Характерная черта зон субдукции такого типа - откат назад, в сторону океана зоны субдукции (roll-back), что вызывает обстановку растяжения в висячем крыле зоны субдукции. С одной стороны это снижает трение между плитами и облегчает начало континентальной субдукции (Константиновская, 2003), с другой - ведет к открытию задугового бассейна и отделению от края континента островной дуги. Эта особенность и объясняет тот факт, что континентальная субдукция начинается после столкновения континента с островной дугой и предшествует жесткой континентальной коллизии.
Кроме того, из приведенных цифр очевидно, что первый быстрый этап эксгумации происходит задолго не только до горообразования (не более 17 млн. лет для Гималаев) и синколлизионных деформаций, но и до отрыва слэба (30 - 20 млн. лет).
Несмотря на значительные успехи в изучении современных зон континентальной субдукции, создание общей геодинамической модели субдукции и эксгумации фрагментов континентальной литосферы в ходе коллизионного процесса невозможно без учета данных о геологическом строении древних метаморфических комплексов сверхвысоких давлений, закончивших свою тектоническую эволюцию.
Терригенно-карбонатная формация (шарыкская свита)
Кварцито-сланцевые толщи кокчетавской свиты залегают, главным образом, в центральной и северной частях Кокчетавского массива, в северном обрамлении Золотоношенского и Зерендинского гранитных массивов. По сравнению с породами шарыкской свиты они занимают внутренние части массива. Разобщенные участки их выходов протягиваются от с. Гавриловка на восток, северо-восток через села Андреевка, Каменный Брод, южные окрестности села Володарское, затем продолжаются в широтном направлении к горам Илекты, южным окрестностям г. Кокчетава, а потом отворачивают к юго-востоку, следуют к пос. и оз. Жамантуз. Общее простирание толщ сообразно направлению полосы выходов меняется от северо-восточного на западе до северо-западного на востоке с падением в северных румбах, осложнено складками линейного характера. У этой полосы выходов есть восточное продолжение после перерыва в 30 км - в районе г. Борового, Щучинска, северном обрамлении Боровского гранитного массива. Общая протяженность кварцитовых толщ свыше 250 км. Ширина выходов колеблется от первых километров до 10-12 км, местами более, за счет осложняющей складчатости.
В составе этой свиты преобладают серицитовые, серицито-кварцевые, углисто-кварцевые сланцы, нередко чередующиеся с кварцитами. В подчиненном количестве встречаются хлоритовые сланцы и линзы известняков. Кварциты образуют линзы и горизонты мощностью 10—50 м, между которыми в горных выработках и скважинах встречены указанные сланцы. Мощность, наблюдаемая на разрезах, составляет 1700—1900 м, однако вполне возможно, что цифры эти завышены в связи со сложной складчатостью и однообразием состава свиты.
Преобладающими породами свиты являются серицито-кварцевые сланцы, розовые, буровато-красные, серые, белые. Серицитовые сланцы, серицито-кварцевые сланцы и кварциты обычно мелкозернисты и сланцеваты. Они сложены серицитом и кварцем, к ним иногда добавляется хлорит; который местами преобладает над кварцем и серицитом, и породы переходят в хлоритовые сланцы. В качестве примеси встречаются детритовые сфен, рутил, турмалин, циркон. Соотношения главных минералов варьируют в широких пределах. Почти во всех участках развития кокчетавскои свиты встречены реликтовые обломочные структуры, обусловленные округлой формой зерен кварца с мелкозубчатыми контурами. Реже такая структура обусловлена расположением листочков серицита, огибающих первичные песчинки. Углистые кварциты имеют темно-серый до черного цвет, мелкозернистое до плотного сложение, нередко пачкают руки. По данным анализов эти кварциты содержат свободный углерод. Породы кокчетавскои свиты, судя по наличию реликтовых структур, являются метаморфизованными в условиях зеленосланцевой фации кварцевыми песчаниками (кварциты) с различной примесью глинистого материала (серицитовые и хлоритовые сланцы).
Нижняя граница свиты определяется по отсутствию в ее составе детритового циркона моложе 850 млн. лет (Розен, 1972; Летников и др., 2001). По мнению ряда авторов кокчетавская свита согласно перекрывает шарыкскую свиту и образует с ней единые структуры (Абдулкабирова, 1987). Контакт свит описан на стратотипическом для шарыкской свиты разрезе в долине р. Шарык. Однако, контакт свит в данном разрезе не очевиден, на что неоднократно указывалось и ранее (Шлыгин, 1975; личные наблюдения).
Положение верхней границы свиты менее очевидно. Ранее указывалось на перекрытие кокчетавскои свиты кремнисто-вулканогенными отложениями условно кембрийского возраста. Однако в последние годы, благодаря датированию кремнистых отложений по радиоляриям и конодонтам, удалось определить рашгеордовикский их возраст (Булыго, 1987; Цай и др., 2001; Обут и др., 2006). Таким образом, кварцито-сланцы кокчетавской свиты, начав отлагаться в позднем рифее, могли продолжать накапливаться на протяжении венда и кембрия, а отсутствие цирконов этого возраста можно объяснить отсутствием их в источнике сноса для кокчетавской свиты. Впрочем, последнее, учитывая большую площадь территории сноса, маловероятно и мы придерживаемся мнения, что объем кокчетавской свиты ограничивается верхним рифеем и, возможно, вендом.
Таким образом, определенный различными способами возраст кокчетавской и шарыкской свит приблизительно одинаков, а геологические соотношения не вносят ясности в вопрос об относительном возрасте толщ. Изучение степени минеральных повобразований и перекристаллизации также выявило однотипность преобразований пород этих свит (Лыдка, Филатова, 1982). Учитывая близость стратиграфических интервалов, охватываемых шарыкской и кокчетавской свитами, можно предположить, что они представляют собой различные фациальные зоны единой карбопатно-терригенной формации, формировавшейся в позднем рифее в мелководномроских и континентальных условиях на значительной части территории Кокчетавского массива.
К подобным выводам пришли авторы (Лыдка, Филатова, 1982), предложившие выделять шарыкский и илектинский седиментогенные типы разреза. Шарыкский тип разреза имеет признаки мелководной внутрибассейновой седиментации и прослеживается по периферии массива от р. Шарык к селу Алексеевка. Илектинский тип разреза, имеющий признаки прибрежного накопления, характерен для центральной части массива (р-н. гор Илекты, оз. Жамантуз). Илектинский тип разреза, характерный для южной и юго-восточной частей Кокчетавского массива формировался в прибрежных и мелководных условиях. Отложения разрезов шарыкского типа, встречающиеся в западной и северной частях массива, накапливались в более глубоководной области, где осадконакопление происходило в мелководных, но внутрибассейновых условиях. По данным (Дегтярев и др., 1998) обстановка осадконакопления в более мелководной области сопоставляется с подводно-дельтовой, где при формировании кварцито-сланцевых толщ основную роль играли направленные водные потоки, приносившие большое количество обломочного материала и создававшие относительно крупные аккумулятивные формы подводно-русловых отмелей (гряды, косы). Обстановки накопления этих толщ характеризовались крайней мелководностью, периодическим осушением и абразией. Осадконакопление в более глубоководной области сопоставляется с прибрежным мелководьем в зоне развития волнений и слабых течений, а местами с лагунными обстановками. Особенности палеогеографии кварцито-сланцевого комплекса Кокчетавского массива определяют палеотектонические обстановки формирования этого комплекса. Накопление кварцито-сланцевых толщ должно было происходить на значительных площадях, имевших континентальное основание, в тектонически стабильных условиях. При этом отсутствовал расчлененный рельеф, а породы, слагавшие источник сноса, испытали интенсивное выветривание, длительный перенос и сортировку. Подводя итог рассмотрению обстановок формирования кварцито-сланцевого комплекса, можно сопоставить его с образованиями платформенного чехла.
рлыкскийтеррейн
Будины амфиболизированных эклогитов среди гранито-гнейсов обнажаются в 100 - 150м к югу от южной окраины села Чайкино и в восточной части участка (рис. 4.15). Массивные гранито-гнейсы милонитизированы и превращены часто в очковые гнейсы с крупными порфиробластами микроклина (1-7 мм) и мелкозернистой кварц-биотит-полевошпатовой основной тканью. Гнейсы характеризуются ярко выраженной полосчатостью, нередко деформированной в микроскладки. Полосчатость представляет собой чередование лейкократовых и меланократовых полос. Мощность полос составляет 1,5-2 мм. В мелапократовых полосах встречаются деформированные фрагменты массивных эклогитов в виде сростков граната и пироксена, или отдельные кристаллы граната и пироксена. Эклогиты из будин представляют собой массивные, мелкозернистые породы темно-зеленого и буро-зеленого цвета. Они состоят из граната (40-50%), омфацита (30-40%), кварца (5-10%). Кроме этого встречаются амфибол, плагиоклаз, эпидот, биотит и кальцит, характеризующие ретроградные изменения; в качестве акцессорных присутствуют рутил, циркон, апатит, сфен и ильменит. Структура пород порфиробластовая. На краях будин очковые гнейсы превращены в милониты, содержащие мелкие будины безгранатовых роговообманковых амфиболитов. Условия метаморфизма эклогитов изучены М.А. Полтараниной (Полтаранина, 2004). По их данным термодинамические параметры на пике метаморфизма составляли Т=850-900С и Р=18-20 кбар. По содержанию жадеитового компонента в пироксене из крупнозернистого и мелкозернистого пироксен-плагиоклазового симплектита были охарактеризованы этапы регрессивного этапа метаморфизма: 1) образование крупнозернистого клинопироксен-плагиоклазового симплектита при Т=760-790С и Р=11-12 кбар; 2) образование мелкозернистого симплектита Т=700-730С и Р=7-8 кбар. 3) образование амфибол-плагиоклазового симплектита и эпидотизация Т и Р для 570-600С при давлении 5-6 кбар. Таким образом, эклогиты Чаглинского участка являются высокотемпературными.
Небольшой по мощности, но очень информативный разрез аренигских отложений, относимых к жанасуйской свите (Булыго, 1987), расположен в обрывах правого берега р. Чаглинки, в 400м от южной окраины с. Чайкино (рис. 4.18). Ордовикские отложения слагают ограниченную разломами пластину, рассеченную речной долиной почти вкрест простирания жанасуйской свиты. В крутых обнаженных склонах долины хорошо видны взаимоотношения пачек. Слои погружается на юг (аз. пд. 170, уг. пд. 65). В данном разрезе следуют (снизу вверх): 1. Чередование желтых кремнистых пород, кремнистых аргиллитов, алевролитов и песчаников, - 20м. 2. Чередование красных кремнистых пород и кремнистых алевролитов, мощность-5м. 3. Чередование желтых кремнистых пород, кремнистых алевролитов, песчаников, содержащих в низах ритмов линзы и прослои (мощностью до 20см) мелкообломочных брекчий, - 45м. 4. Олистострома с песчано-глинистым матриксом, (до 30м.) Снизу вверх выделяются: а) пачка (до Юм) с олистолитами амфиболитов и плагиоклаз - амфиболовых сланцев (длина тел до 5 и высота до 1,5 м); б) пачка (до 5м) с олистолитами (длина тел до Зм, высота до 0,6м) кварцитов, хлорит-серицитовых сланцев, мраморизованных карбонатных пород, гнейсов, бластомилонитов и милоиитов, кварцевых песчаников; в) пачка (до 2 м) гранат-мусковитовых брекчий; г) пачка с галькой кварцевых песчаников и кварцитов, (до Зм); д) пачка (1м) гранат-мусковитовых брекчий; е) то же, что и пачка б, (до 2м); ж) пачка (до 8м) кварцитовых брекчий с олистоплакой кварцитов с прослоями хлорит- серицитового состава (видимая длина более Юм, высота до 4м). 5. Чередование красных алевролиты и аргиллитов, - 12м. 107 6. Олистострома, в пссчано-глинистом матриксе которой встречаются мелкие угловатые обломки и олистолиты кварцитов, кварцевых песчаников, карбонатных пород, хлорит-серицитовых сланцев, амфиболитов и гнейсов, - Юм. 7. Брекчии с кремнисто-терригенным матриксом и кремнистыми стяжениями. В составе обломков, кроме тех же пород, что в пачке 4, встречаются кремнистые алевролиты и аргиллиты, - 6м. 8. Чередование красных кремнистых аргиллитов, алевролитов и мелкозернистых песчаников с линзами и прослоями мелкообломочных брекчий,- 11м. 9. Чередование желтовато-серых алевролитов и мелкозернистых песчаников,- 8м.
Общая мощность тектонической пластины около 150м. Олистострома является наиболее стойкой к выветриванию и ее выходы образуют скалистые обрывы в борту речной долины. Внутри отдельных пластов брекчии не имеют слоистости, характеризуются массивным сложением и глыбовой отдельностью (рис.4.16.). Сами же тела брекчий имеют форму пластов, залегающих согласно с выше- и нижележащими пачками разреза. В одном из вертикальных обнажений нам удалось наблюдать верхний контакт линзы олистостромы, представляющий собой постепенный переход от брекчий через грубозернистые песчаники до тонкослоистых лиловых алевролитов. Мощность переходной зоны от брекчий до алевролитов не превышает одного метра (рис.4.17.). Среди кремнистых алевролитов и песчаников пачек 1-3 приведенного разреза также встречаются прослои мелкообломочных брекчий. На одном из них обнажается подошва слоя брекчий. Контакт резкий, в подстилающих алевролитах и песчаниках вблизи контакта не наблюдается никакого укрупнения материала. Форма контакта слабоволнистая и обусловлена, по-видимому, неравномерным проседанием при уплотнении осадка. Состав обломочного материала полимиктовый, преобладают кварциты и хлорит-слюдистые сланцы. Кроме того, встречаются милонитизированные гнейсы, отдельные обломки известняков, а также породы, характерные для Кокчетавского метаморфического пояса: амфиболиты, плагиоклаз-амфиболовые сланцы и кварц-гранат-мусковитовые сланцы. Эти породы широко распространены в 5 - 15 км к югу и юго-западу от данного участка. В наиболее мощном прослое брекчий (пачка 4) встречена олистоплака кварцитов толщиной до 4м и длиной более Юм. Она ориентирована согласно слоистости вмещающих брекчию отложений. Форма обломков остроугольная, неокатанная. Преобладающие размеры обломков - от первых до десятков сантиметров. Степень насыщения брекчии обломочным материалом высокая - матрикс заполняет промежутки между соприкасающимися обломками.
