Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Общие представления о процессах формирования континентальной коры и петрогенезисе гранитоидов 13
1.1. Континентальная кора: состав и модели происхождения 13
1.2. Гранитоиды: особенности состава, модели происхождения, классификации 24
- краткий обзор экспериментальных данных 25
- главные модели и возможные механизмы формирования гранитоидных магм 37
- классификации и типизация гранитоидов (генетический аспект) 45
- заключение 58
ГЛАВА 2. Краткий геологический очерк 62
2.1. Геологическая изученность горного алтая 62
2.2. Краткий очерк геологической истории горного алтая 64
2.3. Принципы тектонического районирования 69
2.4. Главные тектонические единицы горного алтая 70
ГЛАВА 3. Первичная кора горного алтая: этапы формирования и особенности состава 78
3.1. Метаморфические комплексы горного алтая 80
3.1.1. Геологическая позиция, особенности строения, возраст и р-т-параметры метаморфизма 82
3.1.2. Вещественный состав метаморфических пород 94
3.1.3. Sm-Nd изотопная систематика метаморфических пород и возраст протолитов 112
3.1.4. Обсуждение результатов 116
3.2. Комплексы ранекаледонской коры 118
3.2.1. Океанические ассоциации 120
- геологическая позиция, особенности строения и преобладающие породы 120
- блоки океанической литосферы 120
- океаническое основание островных дуг 123
- Вещественный состав и и изотопные характеристики пород 124
- Заключение 134
3.2.2. Островодужные ассоциации 135
- Геологическая позиция, особенности
Строения и преобладающие породы 138
- Особенности вещественного состава пород 143
- Садринский ареал 144
- Балхашский ареал 154
- Сарысазский ареал 1 - Изотопные характеристики пород 176
- заключение 178
3.3. Комплексы позднекаледонской коры 180
- геологическая позиция, особенности
Строения и преобладающие породы 183
- возраст отложений 191
- вещественный состав и изотопные характеристики пород 197
- кембро-ордовикские осадочные толщи 197
- базальты океанического основания турбидитовых бассейнов 216
Заключение 223
3.4. Основные выводы 223
ГЛАВА 4. Природа и механизмы формирования первичной коры горного алтая 225
4.1. Источники и механизмы формирования коры в раннекембрийских островодужных системах 225
- источники кислых магм 227
- природа и генезис андезитов 231
4.2. Источники вещества позднекаледонской коры и особенности строения турбидитовых палеобассеинов.. 238
4.3. Основные выводы 253
ГЛАВА 5. Гранитоидный магматизм горного алтая 254
5.1. Кембрийские гранитоиды 257
5.1.1. Геологическая позиция и возраст массивов 259
5.1.2. Внутреннее строение массивов и петрографические особенности пород 269
5.1.3. Вещественный состав и изотопные характеристики пород 277
5.1.4. Обсуждение результатов 292
5.2. Раннедевонские гранитоиды 294
5.2.1. Геологическая позиция и возраст массивов 299
5.2.2. Внутреннее строение массивов и петрографические особенности пород 309
5.2.3. Вещественный состав и изотопные характеристики пород 321
5.2.4. Обсуждение результатов 339
5.3. Среднедевонские гранитоиды 342
5.3.1. Геологическая позиция и возраст массивов 344
5.3.2. Внутреннее строение массивов и петрографические характеристики пород 352
5.3.3. Вещественный состав и изотопные характеристики пород 355
5.3.4. Обсуждение результатов 363
5.4. Франские гранитоиды 365
5.4.1. Геологическая позиция и возраст массивов 368
5.4.2. Внутреннее строение массивов и петрографические характеристики пород 378
5.4.3. Вещественный состав и изотопные характеристики пород 385
5.4.4. Обсуждение результатов 402
5.5. Фаменские гранитоиды 405
5.5.1. Геологическая позиция и возраст массивов 407
5.5.2. Внутреннее строение массивов и петрографические характеристики пород 417
5.5.3. Вещественный состав и изотопные характеристики пород 426
5.5.4. Обсуждение результатов 446
5.6. Позднепалеозойские-раннемезозойские гранитоиды 449
5.6.1. Геологическая позиция и возраст массивов 450
5.6.2. Петрографические особенности и вещественный состав пород 453
5.7. Заключение 458
ГЛАВА 6. Источники гранитоидов и эволюция континентальной коры горного алтая 460
6.1. Возрастные рубежи и геохимические типы гранитодов горного алтая 460
6.2. Связь состава гранитоидов с природой вмещающих террейнов 467
6.3. Источники и механизмы формирования гранитоидных МАГМ 474
6.4. Гранитоидный магматизм как отражение эволюции континентальной коры горного алтая 501
Заключение 507
Список литературы
- главные модели и возможные механизмы формирования гранитоидных магм
- Принципы тектонического районирования
- Комплексы ранекаледонской коры
- Вещественный состав и изотопные характеристики пород
Введение к работе
Актуальность исследования. Проблемы формирования и эволюции континентальной коры относятся к числу фундаментальных в геологии, петрологии и геохимии. Интерес исследователей к этим вопросам возник с момента становления геологии как науки и резко возрос в последние полвека в связи развитием новых методов определения возраста и изотопных характеристик горных пород.
За последние три десятилетия в исследованиях континентальной коры достигнут значительный прогресс. С одной стороны, получен и осмыслен огромный объем геологических, геохимических, геохронологических и изотопных данных, характеризующих породы континентальной коры. Так, например, для территории Центрально-Азиатского складчатого пояса доказано резкое преобладание ювенильной коры, возраст формирования которой не превышает 1 млрд лет, оценены пропорции «ювенильного» и «рециклированно-го» компонентов в составе континентальной коры отдельных крупных сегментов, проведено Nd изотопное районирование территории [Коваленко и др., 1996, 1999; Ярмолюк и др., 1999; 2012; Крук и др., 1999; Jahn et al., 2000; Kruk et al., 2011 и др.]. С другой стороны, разработаны обоснованные модели формирования и эволюции коры [Taylor, McLennan, 1985; Rudnick, 1995; Wedepohl, 1995; Rudnick, Gao, 2003 и др.]. Вместе с тем некоторые фундаментальные вопросы пока не нашли своего окончательного решения. Так до последнего момента не удавалось на примере крупных сегментов земной коры с длительной геологической историей, проследить весь процесс формирования континентальной коры (от образования первичных коровых масс до становления коры континентального типа), связать между собой механизмы формирования континентальной коры, процессы ее эволюции и специфику гранитоидного магматизма.
Цель работы - на примере Горно-Алтайского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса проследить процесс формирования континентальной коры и установить роль гранитоидного магматизма в ее эволюции.
Основные задачи исследований:
-
Выяснение природы метаморфических комплексов Горного Алтая.
-
Установление источников вещества и механизмов формирования первичной коры Горного Алтая.
-
Реконструкция источников и механизмов формирования гранитоидов Горного Алтая.
4. Синтез полученных данных, реконструкция основных закономерно
стей формирования континентальной коры Горного Алтая и индикаторной
роли гранитоидов в процессах ее эволюции.
Фактический материал и методы исследования. В основу диссертационной работы положены материалы, собранные автором в ходе исследова-
ния геологических комплексов Горного Алтая и сопредельных регионов в период с 1993 по 2013 г. Для обоснования защищаемых положений изучено около 1500 шлифов, использовано более 1000 авторских анализов горных пород на петрогенные компоненты выполненных методом РФА в Аналитическом центре ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) и методом «мокрой» химии в ИЗК СО РАН (г. Иркутск). Редкоэлементная характеристика гранитоидов, вулканических, осадочных и метаморфических пород региона выполнена на основе более 400 авторских анализов, выполненных методом ICP-MS в Аналитическом центре ИГМ СО РАН и Байкальском ЦКП СО РАН (г. Иркутск), а также методами нейтронной активации и рентгено-флуоресцентного анализа (элементы группы железа и Ga) в ИГМ СО РАН. Изотопная характеристика базируется на более чем 100 определениях изотопного состава Nd, полученных в лабораториях Москвы (ИГЕМ РАН), Санкт-Петербурга (ИГТД РАН), г. Апатиты (ГИ КНЦ РАН) и Иркутска (ИЗК СО РАН). Для уточнения возраста гранитоидов в ходе выполнения работы проведено U-Pb датирование 12 монофракций акцессорных цирконов, а также определение возраста детритовых цирконов в двух пробах песчаников. U-Pb исследования выполнялись методом ID-TIMS в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) и по единичным зернам цирконов на ионном зонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Датирование детритовых цирконов проведено методом ICP-MS в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ и в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток).
Кроме того, при подготовке работы обобщен большой объем опубликованных к настоящему времени геологических, палеонтологических, геохимических, геохронологических и изотопных данных по геологическим комплексам Горного Алтая. В максимальной мере задействован огромный фактический материал, полученный сотрудниками производственных геологических организаций при создании Госгеолкарты-200/2 и 1000/3 Алтайской серии листов и легенды к ней и опубликованный в виде объяснительных записок и тематических монографий.
Защищаемые положения:
-
Горно-Алтайский сегмент Центрально-Азиатского складчатого пояса сформирован на океаническом основании. Допозднерифейский сиалический фундамент в регионе отсутствует. Протолиты метаморфических комплексов соответствуют породам позднерифей-раннепалеозойской существенно юве-нильной коры.
-
Основной объем первичной коры Горного Алтая был сформирован в результате двух главных этапов тектогенеза: раннекаледонского и позднека-ледо некого. Ранне каледонская ювенильная кора представлена океаническими блоками с преобладанием базальтов, варьирующих от MORB до OIB и остро-водужными террейнами, вулканогенно-осадочные толщи которых по средне-
взвешенному составу отвечают низкокалиевым андезитам и андезибазальтам. На позднекаледонском этапе в результате аккреционно-коллизионных событий были сформированы турбидитовые бассейны с океаническим (MORB+OIB) основанием, выполненные осадочными толщами андезидаци-тового состава. Геохимические и изотопные характеристики осадочных пород определялись предшествующим островодужным магматизмом, процессами внутрикоровой дифференциации в раннекаледонских террейнах и прив-носом древнего корового материала.
-
Ранне-среднепалеозойский гранитоидный магматизм Горного Алтая является индикатором строения и степени зрелости коры региона. Для блоков палеоокеанической литосферы типоморфными являются М-граниты, в остро-водужных террейнах магматизм эволюционирует от М- до 1-гранитов, для турбидитовых палеобассейнов характерно синхронное проявление Г и S-гранитов. Редкоэлементные и изотопные характеристики гранитоидов обнаруживают прямую зависимость от состава коры вмещающих террейнов. Гра-нитоиды А-типа приурочены к двум возрастным рубежам (Di и D3fr), проявлены в террейнах различной природы, характеризуются повышенными концентрациями высокозарядных и редкоземельных элементов, имеют значимо более высокие значения Єш(0-
-
Становление коры континентального типа в разновозрастных и разнотипных террейнах Горного Алтая произошло практически синхронно (в среднем-позднем девоне). В раннекаледонских террейнах этот процесс явился следствием многократного рециклинга ювенильной коры базитового состава, в позднекаледонских турбидитовых бассейнах - однократного внут-рикорового плавления «гибридной» андезитовой коры, содержащей значительную долю рециклированного корового материала.
Научная новизна. Впервые для крупного сегмента земной коры (Горный Алтай) дана системная геохимическая и изотопная характеристика пород континентальной коры. Доказано, что регион развивался на океаническом основании и не имеет допозднерифейского сиалического фундамента. Показано, что первичная кора, сформированная на ранне- и позднекаледонском этапах геологической истории региона, имела разный состав, различные источники и механизмы формирования. Доказана принадлежность девонских гранитоидов Горного Алтая к четырем самостоятельным эпизодам эндогенной активности, отличающимся друг от друга характером пространственного распределения ареалов магматизма, набором петрохимических типов гранитоидов, их геохимическими и изотопными характеристиками. Впервые для Горного Алтая выполнена геохимическая и изотопная типизация ранне- и среднепалеозойских гранитоидов, установлены их источники и механизмы генерации. Проведен анализ связи геохимических характеристик гранитоидов с природой и составом вмещающих геоблоков, определены рубежи фор-
мирования континентальной коры в ранне- и позднекаледонских блоках Горного Алтая.
Практическая значимость. Изложенные в диссертационной работе и публикациях автора результаты могут быть использованы для совершенствования легенд Госгеолкары-200, 1000 (Алтайская серия листов), корректировки региональных схем магматизма и метаморфизма, геодинамических реконструкций, а также учитываться при постановке прогнозно-поисковых работ.
Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано более 50 научных работ, в том числе две монографии (в соавторстве) и 20 статей в рецензируемых журналах из перечня ВАК. Исследования по теме диссертации выполнялись в рамках планов НИР ИГМ СО РАН, интеграционных проектов Президиума СО РАН № 6.5, 13, 79, программы ОНЗ РАН «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)», РФФИ (проекты № 96-05-65961, 97-05-65219, 00-05-65309, 03-05-65081, 04-05-64443, 07-05-00853, 10-05-00474), договоров о научном сотрудничестве и хоздоговоров с «Южсибгеолкомом», ФГУП «Горно-Алтайская экспедиция» и «Запсибгеолсъемка», КПР по Кемеровской области.
Результаты исследований по теме диссертации и ее положения докладывались на международных в российских совещаниях в Новосибирске (1996-2014), Иркутске (2003-2014), Москве (1998-2005), Санкт-Петербурге (2009), Улан-Удэ (2008), Екатеринбурге (2010), Владивостоке (2011), Чанчуне (КНР, 2002). Материалы автора использованы при подготовке комплектов Госгеолкарты-200/2, 1000/3 (Алтайская серия листов).
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка цитированной литературы (461 наименование), содержит 176 иллюстраций и 65 таблиц, общий объем работы - 554 страницы.
главные модели и возможные механизмы формирования гранитоидных магм
Континентальная кора представляет собой уникальное явление, отличающее Землю от всех остальных планет Солнечной системы. Принципиальное отличие ее от океанической состоит в наличии «гранитного» или «гранитно-метаморфического» слоя, характеризующегося невысокими (около 6 км/с) скоростями сейсмических волн и состоящего, главным образом, из метаморфических пород амфиболитовой фации и гранитоидов. Ниже залегает «базальтовый» или «гранулито-базитовый» слой, в целом близкий по физическим свойствам (плотности, скорости прохождения сейсмических волн) базальтовому слою океанической коры.
Мощность континентальной коры варьирует в разных ее сегментах от 30 до 70 км [Ронов и др., 1990; Condie, 2005]. Строение ее по латерали неоднородно и резко различается в древних платформах и складчатых поясах. Для первых характерна относительно выдержанная (около 60 км) мощность коры и наличие четкой отражающей границы, соответствующей поверхности раздела верхней и нижней коры (граница Конрада). Вторые характеризуются резкими вариациями мощности коры (от 25 до 70 км при средней мощности 46 км), более сложным внуренним строением и менее четко выраженной в сейсмических разрезах слоистой структурой.
Ряд исследователей выделяет в качестве самостоятельного переходный тип коры [Ронов и др., 1990; Condie, 2005; Туркина, 2008 и др.], относя к нему области активных континентальных окраин и энсиалических островных дуг, в структуре которых перемежаются блоки континентальной и океанической коры. В целом этот тип коры похож на кору складчатых областей, однако в нем не столь значительно проявлены процессы внутрикоровой дифференциации [Туркина, 2008].
Проблемы состава, скоростей роста, механизмов формирования и закономерностей эволюции континентальной коры являются предметом непрекращающихся научных дискуссий в течение последних 30-40 лет. К настоящему времени предложено более десятка моделей, использующих различные подходы и различающихся (порой кардинально) в оценках отдельных параметров континентальной коры. В контексте данной работы наибольший интерес представляют вещественные аспекты роста и эволюции континентальной коры, которые и будут рассмотрены более подробно. Рассматривая различные модели (главным образом - опубликованные в последние три десятилетия, базирующиеся на современных представлениях об эволюции Земли и наиболее полных базах аналитических данных) целесообразным представляется обратить главное внимание на три аспекта: 1) скорость роста коры, 2) состав коры и отдельных ее частей, и 3) источники вещества и механизмы образования коры.
Скорость роста коры. По оценкам динамики роста коры существующие модели можно разделить на три группы. Первые [Fyfe, 1978; Armstrong, Harmon, 1981] предполагают, что практически весь объем первичной континентальной коры был сформирован в раннем архее и в дальнейшем ее объем оставался неизменным, либо уменьшался за счет поглощения корового материала в зонах субдукции. Согласно второй группе моделей [Veizer, Jansen, 1979; McLennan, Taylor, 1982; Reymer, Shubert, 1984] основной объем коры (более 80%) был сформирован в архее (либо к концу неопротерозоя), а в более позднее время интенсивность корообразующих процессов была много ниже и формирование новых объемов коры компенсировалось ее деструкцией. Общим для этих двух групп моделей является утверждение о том, что континентальная кора, сформированная в течение фанерозоя не превышает 5% от ее общего объема, то есть интенсивность корообразующих процессов на этом этапе геологической истории Земли была, как минимум, вдвое ниже, чем на предшествующих. В противовес им модели третьей группы [Hurley, 1968; Hurley, Rand, 1969] предполагают, что рост коры происходил практически «линейно» на всей истории Земли начиная с 3.75 млрд лет, а фанерозойский этап характеризуется повышенной интенсивностью корообразующих процессов. Отметим, что эта модель, в отличие от предыдущих, базировалась, прежде всего, на анализе распределения изотопно-геохронологических данных, полученных разными методами (включая многочисленные К-Ar и Rb-Sr определения). Поскольку ряд изотопных систем обладает низкой устойчивостью и фиксирует информацию, главным образом, о последних термальных событиях, модели этой группы были подвергнуты острой, часто заслуженной критике и к концу 20-го столетия, по-существу, забыты.
Интерес к процессам формирования континентальной коры в фанерозое резко обострился после появления большого объем Nd-изотопных данных по гранитоидам Центрально-Азиатского складчатого пояса. Систематизировав данные по северной части ЦАСП В.И. Коваленко с соавторами [Коваленко и др., 1996] пришли к выводу о том, что на огромной территории площадью около 5 млн. км практически отсутствует кора с допозднерифейским модельным возрастом. Балансовые оценки, основанные на данных по изотопному составу Nd в гранитоидах, породах офиолитовых ассоциаций и терригенных осадочных породах приведенные в работах [Коваленко и др., 1996, 1999, 2003; Ярмолюк и др., 1999] показали, что процент древнего материала в составе разных регионов северной части ЦАСП колеблется от 3 до 20%. Средняя скорость роста коры в фанерозое, определенная на примере Монголо-Забайкальского сегмента ЦАСП и аппроксимированная на другие каледонские складчатые пояса, составила около 1.1 км /год [Коваленко и др., 2003].
Состав коры. Для оценки состава континентальной коры используется четыре методических подхода [Хендерсон, 1985]: 1) расчет среднего состава по имеющимся анализам; 2) вычисление средневзвешенного состава по имеющимся анализам с учетом распространенности разных типов пород; 3) оценка состава исходя из принятых модели формирования коры; 4) косвенная оценка, основанная на составе отдельных типов пород. В качестве дополнительных источников информации о глубинных областях коры используются сейсмические данные, результаты изучения теплового потока, исследование ксенолитов, содержащихся в породах разного типа. В целом оценки состава коры и отдельных ее частей, полученные разными авторами с использованием разных подходов, в отношении петрохимического состава довольно близки между собой. Наименьшие расхождения наблюдаются для верхней коры, легко доступной для непосредственного изучения. Состав этой оболочки по всем предлагаемым моделям (за исключением наиболее ранних исследований) соответствует гранодиориту. Валовый состав коры в большинстве моделей предполагается андезитовым, а состав нижней коры - базальтовым или андезибазальтовым. Оценки редкоэлементного состава коры в целом и отдельных коровых резервуаров варьируют более широко (табл.1.1.1.), но в целом отличаются друг от друга по уровню содержаний типоморфных элементов не более чем на 30-40%. Всеми исследователями единодушно отмечается, что земная кора резко обогащена относительно мантии несовместимыми элементами (LILE, HFSE, РЗЭ, РАЭ), обеднена «переходными» элементами и по геохимическим характеристикам сходна с андезитами зрелых островных дуг и активных континентальных окраин (в частности, на мультиэлементных диаграммах модельных составов коры, нормированных по примитивной мантии, присутствуют отрицательные аномалии по Nb и Та, а также максимум по РЬ).
Соотношение составов верхней и нижней коры в разных моделях также принципиально не отличается. Верхняя коры, в сравнении как с «валовым» составом, так и с составом нижней коры, обогащена кремнеземом, калием, обеднена фемическими компонентами и кальцием, имеет более высокие концентрации LILE, HFSE и РЗЭ, пониженные - «транзитных» элементов (Sc, V, Cr, Ni, Со).
Принципы тектонического районирования
Океаническое основание острова (эсконгинская свита) сложено, преимущественно, темно-серыми, черными массивными и слоистыми, часто битуминозными известняками, доломитами, силицилитами и глинисто-кремнистыми сланцами при подчиненной роли терригенных пород (алевролиты, филлиты, гравелиты). В некоторых разрезах отмечается значительная составляющая вулканических и пирокластических пород (афировые базальты и их туфы). Характерна резкая фациальная изменчивость, выраженная сменой по простиранию карбонатных и кремнистых пород терригенными и вулканогенными разностями. Зафиксированная мощность отложений превышает 2000 м.
Центральная часть палеосимаунта сложена темно-серые и зеленоватыми афировыми и мелкопорфировыми (пироксен+плагиоклаз) базальтами манжерокской свиты. Базальты слагают серию потоков, в верхних частях которых спорадически отмечаются миндалекаменные текстуры пород. Наряду с базальтами в разрезах, преимущественно в нижней части свиты, в подчиненном количестве отмечены туфы, силицилиты, карбонаные и терригенные породы. Эффузивные и пирокластические разности слагают серии потоков, объединенные в пачки мощностью до 500 м. и разделенные прослоями обломочных, кремнистых и карбонатных пород. Мощность отдельных базальтовых потоков варьирует от 10 до 70 м, в их кровле и подошве часто отмечаются лавобрекчии и кластолавы.
Наряду с покровными фациями в состав манжерокской свиты входят силлы долеритов и габбро-долеритов, прорывающие как «собственные» вулканиты, так и подстилающие толщи эсконгинской свиты.
Петрографически базальты характеризуются массивной, реже миндалекаменной текстурой, часто имеют шаровую или скорлуповатую отдельность. В порфировых разностях вкрапленники представлены лейстами соссюритизированного плагиоклаза размером до 1 - 2 мм, реже встречается хлоритизированный пироксен (авгит, титан-авгит). Основная масса спилитовая, апогиалопилитовая, аповариолитовая, состоит из лейст соссюритизированного плагиоклаза и вторичных минералов (хлорит, эпидот, кальцит, акцессорные титаномагнетит, ильменит, лейкоксен). Долериты представляют собой скуднопорфировые породы, содержащие мелкие (1-2 мм) вкрапленники соссюритизированного плагиоклаза (до 20% объема породы). Микрозернистая офитовая основная масса состоит из лейст альбитизированного плагиоклаза, ксеноморфного, частично замещенного хлоритом, авгита, титаномагнетита и ильменита (до 12%). В центральных частях наиболее крупных силлов встречаются мелко-среднезернистые габбро-долериты с офитовой, пойкилофитовой и габбровой структурой.
Отложения манжерокской свиты согласно наращивают разрез эсконгинской свиты и согласно же перерываются карбонатными отложениями вершины океанического острова.
Склоновые фации вулканического плато включают серо-зеленые, реже вишневые базальты, петрографически аналогичные породам центральной части палеосимаунта, пестроцветные кремни, темно-серые слоистые и светло-серые массивные известняки, калькарениты, глинисто-кремнистые и терригенные породы. Отложения характеризуются фациальной изменчивостью, что выражается в замещении вулканогенных пачек терригенными по мере удаления от центральной части палеоострова. Общая мощность отложений достигает 1700 м [Государственная..., 2004; Зыбин, 2006].
Отложения карбонатной «шапки» палеосимаунта (шашкунарская и чепошская свиты) сложены преимущественно серыми и темно-серыми плитчатыми и массивными известняками. В нижней части свиты в отдельных разрезах отмечаются пачки серых и темно-серых алевролитов, содержащих линзы и прослоями кремнистых аргиллитов и кремней, а также отдельные линзы внутриформационных конгломератов и гравелитов.
Океаническое основание островных дуг Фрагменты океанического основания островодужных сооружений эпизодически проявлены среди раннекембрийских вулканогенно-осадочных толщ каечакско-садринского, балхашского и сарысазского ареалов. Лучше всего они изучены в каечакско-садринском ареале на юге Горной Шории. Здесь по данным [Бабин, 2003; Бабин, Крук, 2011] в ядре крупной сильно разрушенной антиклинальной складки залегают подушечные лавы базальтов, слагающие серию потоков мощностью до 60-80 м. Преобладают породы массивного, слабо- и мелкоминдалекаменного облика, афировые и микропорфировые (с очень малым, не боле 5% количеством вкрапленников). К кровельным частям потоков спорадически приурочены тела (3-5 м) лавокластитов с обломками стекловатых микроминдалекаменных базальтов. Иногда среди базальтов встречаются прослои черных углеродистых глинисто-кремнистых сланцев, крайне редко - тефроиды основного состава и железистые кварциты. Подошва свиты не вскрыта, максимальная мощность разреза около 800 м. К кровле приурочена пачка (25-250 м) черных углеродистых глинисто-кремнистых сланцев с единичными маломощными базальтовыми потоками, прослоями железистых кварцитов и тефроидов основного состава. Редкие линзы аналогичных сланцев присутствуют среди базальтов вблизи подошвы сланцевой пачки, подчеркивая согласный и постепенный характер ее границы с вышележащими отложениями.
В Балхашском ареале островодужные вулканогенно-осадочные толщи раннего кембрия почти повсеместно имеют тектонические взаимоотношения с подстилающими образованиями. Зафиксирован единичный факт налегания терригенных отложений на океанические базальты, аналогичные породам океанического основания Курайского палеосимаунта [Гусев и др., 1991].
В Сарысазском ареале А.Ф. Белоусовым с соавторами [1969] описано налегание островодужных базальтов на «аспидную» терригенную толщу, названнную бостальской свитой. Более поздние исследования [Государственная.., 20016] показали тектонический характер этого контакта. Мы относим к основанию островной дуги в этом секторе афировые пиллоу-лавы, обнаженные в редких и небольших по размеру теконических блоках и клиньях среди островодужных толщ. Один такой блок, обнаруженный в верховьях р. Аярык, сложен подушечными лавами афировых базальтов, петрографически отличными от пироксен- и плагиоклаз-пироксен-порфировых разностей собственно сарысазской свиты. Базальты ассоциируют с маломощными (не более 20 см.) прослоями темно-серых кремней. Прямой контакт двух толщ не обнаружен, вывод о принадлежности их к образованиям разных обстановок (островодужным и океаническим) сделан на основе различия литологического состава двух толщ.
Комплексы ранекаледонской коры
Необходимо отметить, что в составе вулканических разрезов присутствуют и более кремнекислые породы с аналогичными петрохимическими характеристиками, неоднократно описанные как бониниты [Буслов и др., 1998; Куренков и др., 2002 и др.]. Наконец третью группу составляют плагиоклаз- и плагиоклаз-пироксен-порфировые низкотитанистые и низкофосфористые умеренноглиноземистые базальты, обогащенные кальцием относительно магния, наименее кремнекислые разности которых могут классифицироваться как анкарамиты.
Обсуждая особенности вещественного состава базальтоидов необходимо отметить два момента: 1) базальты разных типов не слагают мощных обособленных пачек, а многократно переслаиваются, сменяя друг друга в единых разрезах; 2) наряду с «крайними членами», представляющими те или иные разновидности, часто встречаются породы, которые сочетают в своем составе признаки двух или всех трех типов и, вероятно, являются продуктами смешения разных магм. Как следствие, отнесение базальтов к тому или иному типу в ряде случаев было сделано условно (по наиболее ярко выраженным петрохимическим характеристикам).
Кремнекислые эффузивные породы балхашской свиты (дациты, риолиты) характеризуются низкими содержаниями калия и фосфора, повышенными концентрациями кальция и железа при варьирующих концентрациях натрия, магния и титана (табл. 3.2.4).
На диаграмме «FeO /MgO-Si02» (рис. 3.2.18 а) точки составов высокотитанистых и анкарамитовых базальтов образуют поле, вытянутое вдоль оси абсцисс и соответствующее толеитовому тренду. Составы части более кремнекислых пород свиты
MgO. На диаграмме «AI2O3 - ТіОг+FeO - MgO» (рис. 3.2.19) точки составов высокотитанистых базальтов располагаются вблизи границы полей высокомагнезиальных и высокожелезистых толеитов, известково-щелочных базальтов и андезитов толеитовой серии. Точки составов бонинитоподобных пород локализованы в полях базальтовых, реже перидотитовых коматиитов. Базальтоиды анкарамитового типа соответствуют полям высокомагнезиальных толеитов и известково-щелочных базальтов. Точки составов большинства более кремнекислых пород свиты располагаются в полях вулканитов толеитовой серии.
На бинарных диаграммах (рис. 3.2.20) закономерные тренды эволюции (даже для базальтоидов выделенных петрохимических типов) прослеживаются неотчетливо: точки составов пород образуют вытянутые «рои», что, вероятно, указывает на смешение различных по составу магм либо синхронно с их дифференциацией, либо в процессе подъема расплавов к поверхности.
Редкоэлементный состав базальтов разных типов также широко варьирует. Высокотитанистые базальты характеризуются нижекларковыми содержаниями элементов группы железа (Sc - 30-45 г/т, Сг - 30-80 г/т, Со - 30-40г/т, Ni - 30-40 г/т), вышекларковыми коцентрациями HFSE (Y - 30-40 г/т, Zr - 100-140 г/т, Hf - 2-3 г/т, Та FeO + ТіО,
Поля составов: РК - перидотитовый коматиит, ВК - базальтовый коматиит, НМТ -высокоманезиальный толеит, HFT - высокожелезистый толеит; ТА - телоеитовый андезит, TD - толеитовый дацит, TR - тоеитовый риолит, СВ - известково-щелочной базальт, СА - известково-щелочной андезит, CD - известково-щелочной дацит, CR -известково-щелочной риолит.
Условные обозначения см. на рис. 3.2.18. 0.3-0.4 г/т, Nb - 5-8 г/т) и щелочноземельных элементов (Sr - 350-450 г/т, Ва - 150-250 г/т). Содержания РЗЭ в базальтах этого типа превышают кларковый уровень ( РЗЭ = 90-110 г/т), спектры их распределения асимметричные с (La/Yb)N= 2.3-2.6 без аномалии по европию (рис. 3.2.21 а). На мультиэлементных диаграммах (рис. 3.2.21 б) наблюдаются незначительные минимумы по Nb и Та. п -і
Бонинитоподобные базальты, напротив, обогащены относительно кларка элементами группы железа (в первую очередь - хромом, содержания которого в отдельных пробах превышает 500 г/т) и обеднены высокозарядными элементами (Y - 6-8 г/т, Zr - 15-20 г/т, Hf 0.5 г/т, Та и Nb - на пределе обнаружения ICP-MS или ниже). Содержания щелочноземельных элементов также низкие (Sr - 75-80 г/т, Ва - 40-45 г/т). Суммарные концентрации РЗЭ не превышают 10 г/т, спектры их распределения асимметричные с положительным уклоном ((La/Yb)N= 0.5-0.7), иногда с незначительными Ей минимумами (рис. 3.2.21 а). На мультиэлементных диаграммах присутствуют глубокие минимумы по Та и Nb, максимумы по Sr и Ва.
Базальты анкарамитового типа по геохимической специфике занимают промежуточное положение между высокотитанистыми и бонинитоподобными базальтами. Содержания элементов группы железа в них сопоставимы с высокотитанистыми базальтами (табл. 3.2.4), концентрации щелочноземельных элементов также повышены относительно кларка, хотя и несколько ниже, чем в высокотитанстых разностях (Sr - около 300 г/т, Ва - 190 г/т). В то же время концентрации высокозарядных элементов ниже кларковых (Y - 11 г/т, Zr - 23 г/т, Hf - 0.7 г/т, Nb - 1 г/т, Та 0.05 г/т) и лишь незначительно превышают уровень, характерный для бонинитоподобных пород. Содержания РЗЭ также нижекларковые (20 г/т), спектры их распределения квазисимметричные с ((La/Yb)N= 1.3 без аномалии по европию (рис. 3.2.21 а). Форма мультиэлементных диаграмм идентична таковой в бонинитоподобных базальтах (рис. 3.2.216).
Андезиты по редкоэлементным особенностям наиболее близки к базальтам анкарамитового типа. Для них характерны умеренные концентрации высокозарядных элементов (табл. 3.2.3), нижекларковые (24 г/т) содержания РЗЭ, квазисимметричные спектры их распределения с (La/Yb)N= 1.0 без Ей минимума (рис. 3.2.21 в). Форма мультиэлементных диаграмм (рис. 3.2.21 г) идентична таковой в анкарамитовых базальтах.
Дациты и риолиты имеют более высокий, в сравнении с андезитами, уровень накопления несовместимых элементов (табл. 3.2.4). Вместе с тем, содержания высокозарядных элементов (Y - 24-36 г/т, Zr - 38-91 г/т, Hf - 1.4-2.3 г/т, Nb - 1-3 г/т, Та -0.1 - 0.2 г/т) в них находятся ниже кларкового уровня. Содержания РЗЭ также низкие (суммарно - 40-65 г/т), спектры их распределения симметричные или слабо асимметричные (рис. 3.2.26 в), в наиболее кремнекислых разностях появляется слабый европиевый минимум. На мультиэлементных диаграммах (рис. 3.2.21 г) отмечаются минимумы по Та, Nb и Ті, максимумы по Ва и, в большинстве образцов - по Sr. В целом по петрохимическому и редкоэлементному составу кислые породы балхашской свиты наиболее близки к составу кислых вулканитов бимодальных серий современных примитивных островных дуг.
Вещественный состав и изотопные характеристики пород
Ключевым для понимания природы источников кластического материала представляется наличие среди изученных детритовых цирконов во всех пробах (включая и Ануйско-Чуйский террейн) популяций цирконов позднекембрийского раннеордовикского возраста. Анализ геологического развития западной части АССО, [Берзин и др., 1994; Берзин, Кунгурцев, 1996; Шокальский и др., 2000] указывает на то, что вулканическая активность в островодужных системах дуги алтаид прекратилась к концу раннего кембрия. В среднем кембрии на сопредельных территориях Кузнецкого Алатау фиксируются отдельные проявления умеренно-щелочного вулканизма, но и они прекратились к началу позднего кембрия. Единственным возможным поставщиком вулканических цирконов оставалась Салаирская дуга, эволюционировавшая вплоть до раннего ордовика, однако объемы магматизма там были невелики и объяснять их влиянием наличие значительных популяций цирконов в удаленных осадочных разрезах вряд ли возможно. В то же время в позднем кембрии - раннем ордовике западная часть АССО стала ареной крупномасштабного гранитоидного магматизма, основные объемы которого были сосредоточены в Кузнецком Алатау и Горной Шории [Владимиров и др., 1999а; Шокальский и др., 2000; Руднев, 2013]. Наряду с низкокалиевыми тоналит-трондьемитовыми сериями среди гранитоидов этого этапа довольно широко распространены известково-щелочные и умеренно-щелочные разности, умеренно обогащенные калием и несовместимыми элементами. По-существу единственным возможным объяснением наблюдаемого обогащения позднекембрийских-раннеордовикских турбидитов в обрамлении дуги алтаид несовместимыми элементами при сохранении изотопных характеристик, идентичных островодужным, является участие в их источниках материала размываемых позднекембрийских-раннеордовикских интрузий. Это означает, что и процессы внутрикоровой дифференциации и связанное с ними массовое гранитообразование в пределах вулканической дуги алтаид, обрамляющей Сибирский континент, предшествовало масштабной орогении и связанному с ней формированию мощных осадочных толщ. Подобная последовательность событий не соответствует принятым моделям коллизионного орогенеза (см. [Розен, Федоровский, 2000] и обзор литературы в данной работе), в соответствии с которыми массовое гранитообразование обычно отстоит во времени от формирования первых моласс на 10-15 млн. лет. С точки зрения автора, наблюдаемый характер соотношения гранитообразования и орогении является следствием сочетания на территории западной части АССО в кембро-ордовике аккреционно-колизионных событий с формированием крупной изверженной провинции, обусловленной плюмовой активностью.
Анализ пространственно-временного соотношения кембрийских раннеордовикских геологических комплексов, формирование которых было обусловлено субдукционными, аккрецонно-коллизионными и «внутриплитными» (плюмовыми) процессами привел автора к выводу о том, что плюмовая активность и формирование крупной изверженной провинции начались на предколлизионном этапе [Kruk, 2011]. Плюмовый магматизм в океане привел к формированию крупных блоков коры повышенной мощности. Эти блоки не могли погрузиться в зоны Беньофа, поэтому они вызвали прекращение субдукции и сыграли роль индентора, что и привело к деформированию более ранних (венд-раннекембрийских) осадочных бассейнов, деформации островодужных систем и причленению их фрагментов к окраине Сибирского континента. На континенте действие плюма привело к интенсивному габброидному и гранитоидному магматизму, включающему, в том числе, породы А-типа [Руднев, 2013], а также, возможно, формированию обширного сводового поднятия, которое имело небольшую вертикальную амплитуду. Отсутствие масштабного орогена (высоких гор) вблизи коллизионной зоны не препятствовало выносу осадков в океанические бассейны, в то время как эрозия свода обеспечила обилие разнородного осадочного материала. В результате были сформированы обширные турбидитовые бассейны, имевшие океаническое основание, сложенное утолщенной океанической корой, в составе которой были широко представлены «обогащенные» базальты E-MORB и ЮВ.
Подробная аргументация этой точки зрения приведена в [Kruk, 2011] и повторять ее здесь не имеет смысла. Гораздо важнее подчеркнуть специфические особенности строения и состава турбидитовых бассейнов, сформированных на позднекаледонском этапе геологической эволюции Центрально-Азииатского подвижного пояса и представляющих собой один из его важных тектонических элементов. Сформированная в этих структурах «первичная» кора была изначально вертикально неоднородна в геохимическом и изотопном отношении: нижний слой ее был представлен океаническими комплексами (MORB, ОІТ, OIB, ассоциирующие кремнистые и терригенные осадки), а верхний слой - продуктами размыва обширных территорий, сложенных геологическими комплексами различной природы и возраста. Эти два слоя различны как по особенностям петрогеохимического состава пород, так и по изотопным характеристикам, причем состав «верхней» и «нижней» коры в данном случае не имеют между собой закономерной связи, характерной для блоков дифференцированной коры континентального типа (в них различия имеют закономерный характер, т.е. связаны с процессами внутрикоровой дифференциации). На более поздних этапах геологической истории региона указанные особенности строения и состава коры нашли свое отражение в специфике гранитоидного магматизма, проявленного в пределах этих структур (см. главы 5 и 6).
Отметим, что наличие в Центральной Азии областей со слоистой изотопно-неоднородной корой было обосновано в работе [Ярмолюк и др., 2012]. Однако авторами предполагалось, что формирование таких областей связано с переработкой блоков древней коры более молодыми тектоно-магматическими процессами (либо в обстановке активных континентальных окраин, либо под воздействием мантийных плюмов), когда в результате андерплэйтинга формируется ювенильная нижняя кора базитового состава. В рассматриваемом случае новообразованная кора является геохимически- и изотопно-гетерогенной изначально.
Завершая характеристику позднекаледонских процессов формирования коры, необходимо еще раз подчеркнуть, что условия образования крупных турбидитовых бассейнов и, как следствие, масштабного формирования коры описанного типа, достаточно специфичны. Они предусматривают, во-первых, аккрецию к краю континента крупных фрагментов океанической литосферы увеличенной мощности, а во-вторых — наличие масштабной орогении, охватывающей значительные территории и приводящей к быстрой эрозии широкого спектра геологических комплексов. Очевидно, что такие условия могут быть реализованы только при крупномасштабных аккреционно-коллизионных процессах. Поэтому, автор считает необходимым выделять описанные крупные турбидитовые бассейны в качестве самостоятельного типа первичной коры, называя его аккреционно-коллизионным [Крук и др., 2010а] (в противовес «аккреционно-островодужной» коре, формирующейся, главным образом, в результате субдукционных процессов).