|
Эволюция
средне-позднепалеозойского гранитного магматизма
Кокчетавского и
Актау-Джунгарского сиалических массивов
(Казахстан)
*Геологический институт РАН,
Москва, Россия, degtkir@ginras.ru
**Институт геологии рудных
месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
Москва, Россия, shat@igem.ru
В строении палеозоид западной
части Центрального Казахстана большую роль играют сиалические
массивы, которые представляют собой крупные блоки докембрийской коры,
имеющие тектонические взаимоотношения с обрамляющими
нижнепалеозойскими комплексами. В среднем и позднем палеозое
комплексы этих массивов, входившие в состав гетерогенного фундамента
окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов, подверглись
интенсивной тектоно-магматической переработке, одним из признаков
которой явилось широкое распространение в пределах массивов
средне-позднепалеозойских гранитов.
Кокчетавский и Актау-Джунгарский
сиалические массивы являются одними из наиболее крупных структур
такого типа. Докембрийский фундамент этих массивов образован толщами
гнейсов, кварцитов, сланцев и кислых вулканитов. Формирование
докембрийской коры завершилось на Кокчетавском массиве внедрением
гранитоидов, имеющих возраст 1128±12 млн. лет, а на
Актау-Джунгарском – гранитов с возрастом 917±6 млн. лет
(Летников и др., 2007; Дегтярев и др., 2008). Нижнепалеозойский чехол
представлен на массивах терригенно-карбонатно-кремнистыми толщами,
которые наиболее полно представлены в пределах Актау-Джунгарского
массива (Дегтярев, 2003).
Среди средне-верхнепалеозойских
комплексов, формирование которых связано с эволюцией активной окраины
Андского типа, наиболее широко на обоих массивах представлены
граниты.
Для Кокчетавского и
Актау-Джунгарского массивов характерно формирование одной и той же
последовательности гранитных формаций, отличавшихся только возрастом
образования. В пределах Кокчетавского массива распространены только
среднепалеозойские граниты, а на Актау-Джунгарском массиве также
широко представлены и граниты позднего палеозоя.
Наиболее ранними среди гранитных
комплексов на Кокчетавском массиве являются граниты боровского
комплекса раннего силура (Боровской и Жукейский массивы), а на
Актау-Джунгарском – граниты кызылэспинского комплекса позднего
девона (Западно-Шалтасский и Космурунский массивы) (Шатагин и др.,
2001; Дегтярев и др., 2007; Летников и др. в печати). Главные
интрузивные фазы этих комплексов относятся к диопсиднормативным,
умеренноглиноземистым гранитам и адамеллитам. Умеренно обогащенные
спектры распределения РЗЭ с небольшой Eu-аномалией
свидетельствуют о незначительной степени дифференциации родоначальных
расплавов, о чем также свидетельствует наблюдаемый рост Rb/Sr
отношения по мере увеличения кремнекислотности пород. Непостоянство
отношений отдельных некогерентных элементов (Y/Nb,
Zr/Nb,
Zr/Ce)
может указывать на явления коровой контаминации расплавов. В целом
геохимические характеристики раннесилурийских гранитов Кокчетавского
массива и позднедевонских гранитов Актау-Джунгарского массива
позволяют рассматривать их как I-тип
гранитов.
Более поздними как на
Кокчетавском, так и на Актау-Джунгарском массивах являются
близодновозрастные комплексы гранитов и лейкократовых гранитов,
различающиеся особенностями состава и металлогенической
специализацией. На Кокчетавском массиве это раннедевонские
балкашинский и орлиногорский комплексы, а на Актау-Джунгарском –
позднекаменноугольно-раннепермские комплексы нормальных (массивы
Шалтас и Жаман-Карабас) и лейкократовых гранитов (массивы Кызылтау,
Ортау и Аиртау) (Негрей и др., 1991; Юдинцев, Симонова, 1992; Шатагин
и др., 2001; Дегтярев и др., 2007).
Породы балкашинского комплекса
представлены лейкогранитами и аляскитами, а среди
позднекаменноугольно-раннепермских пород массивов Шалтас и
Жаман-Карабас преобладают биотитовые и биотит-амфиболовые граниты.
Породы обоих комплексов относятся к гранитам I-типа.
Эти два комплекса отличаются спектрами распределения РЗЭ. Для
лейкогранитов балкашинского комплекса характерна глубокая
отрицательная Eu-аномалия,
свидетельствующая о более значительной степени дифференциации
гранитного расплава. Характерными чертами обоих комплексов являются
их низкая рудогенерирующая способность и отсутствие связанных с ними
рудопроявлений и месторождений.
Массивы орлиногорского
комплекса, а также позднекаменноугольно-раннепермские массивы Ортау,
Кызылтау и Аиртау образованы лейкократовыми гранитами, слагающими
несколько фаз внедрения. Среди пород орлиногорского комплекса
выделены граниты стандартного и литий-фтористого геохимических типов
(Юдинцев, Симонова, 1992). От гранитов других комплексов эти
лейкограниты отличаются наиболее высоким Rb/Sr
отношением, значимой обогащенностью легкими и тяжелыми РЗЭ и
деплетированностью группой промежуточных РЗЭ, а также четко
проявленным дефицитом Eu,
что указывает на высокую степень дифференциации расплавов. Породы
этих комплексов относятся как к гранитам I-,
так и S-типов.
Однако высокие содержания некогерентных высокозарядных элементов,
сформированные в результате глубокого химического фракционирования
расплавов, сближают их с анорогенными гранитами А-типа. С гранитами
этих комплексов связаны небольшие редкометалльные и оловорудные
(только на Кокчетавском массиве) месторождения.
Изучение изотопного состава Nd
в гранитах обоих сиалических массивов показывает некоторые отличия в
эволюции коровых источников гранитных расплавов.
Для среднепалеозойских гранитов
Кокчетавского массива характерно постепенное уменьшение значений
εNd(Т)
от +1,0 в раннесилурийских гранитах боровского комплекса, до −0,8
в раннедевонских гранитах балкашинского комплекса и, наконец, −2,4
÷ −4,7 в гранитах орлиногорского комплекса. В этом же
ряду Nd-модельный
возраст несколько увеличивается от 1000 млн. лет в силурийских
гранитах до 1300 млн. лет (двухстадийная модель) в раннедевонских
гранитах (Шатагин и др., 2001). В целом значения модельного возраста
всех среднепалеозойских гранитов Кокчетавского массива близки ко
времени завершения формирования континентальной коры этого массива,
отмеченного внедрением гранитоидов с возрастом около 1100 млн. лет.
В средне-позднепалеозойских
гранитах Актау-Джунгарского массива наблюдается обратная картина:
происходит увеличение значений εNd(Т)
от −1,7 в позднедевонских гранитах массива Западный Шалтас до
+3,5 в позднекаменноугольно-раннепермских лейкократовых гранитах
массива Кызылтау, соответственно уменьшаются Nd-модельные
возрасты от 1200 млн. лет в гранитах позднего девона до 740 млн. лет
– в лейкогранитах позднего карбона-ранней перми. Эти значения
существенно отличаются от возраста докембрийских гранитов (около 920
млн. лет), завершающих формирование континентальной коры этого
массива.
Отмеченные тренды Nd-изотопной
эволюции гранитов двух рассмотренных кристаллических массивов следует
интерпретировать, по всей видимости, как результат изменения в их
источниках соотношения вещества с различающимся значением εNd.
В случае Кокчетавского массива это могут быть нижняя и средняя кора,
роль которых меняется в пользу второй в силу уменьшения глубины
очагов зарождения расплава. В случае Актау-Джунгарского массива, при
принятии аналогичного процесса приходится предполагать обратное
распределение по глубине вещества с относительно более низкими и
более высокими значениями εNd.
Работа выполнена при финансовой
поддержке программы ОНЗ РАН № 10 и РФФИ, проект 06-05-65311.
Литература
Дегтярев К. Е., Шатагин К. Н., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Третьяков А.А., Яковлева С.З.
Позднедокембрийская вулкано-плутоническая ассоциация
Актау-Джунгарского массива (Центральный Казахстана): структурное
положение и возраст // Доклады академии наук. 2008. Т. 421. № 4.
С.1-5.
Дегтярев К.Е. Положение Актау-Джунгарского
микроконтинента в структуре палеозоид Центрального Казахстана //
Геотектоника. 2003. № 4. С.14-34.
Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н.,
Лучицкая М.В., Третьяков А.А. Средне-позднепалеозойские гранитоидные
комплексы Актау-Джунгарского массива (Центральный Казахстан):
положение в структуре, обоснование возраста // Геодинамическая
эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана
к континенту). Материалы совещания. Иркутск, 2007. Т. 1. С.69–72.
Летников А.Ф., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Шершакова
М.М., Шершаков А.В., Ризванова Н.Г., Макеев А.Ф. Гранодиориты
гренвильского этапа на Кокчетавской глыбе (Северный Казахстан) //
Доклады академии наук. 2007. Т. 417. № 2. С.221-224.
Летников Ф.А., Котов А.Б., Дегтярев К.Е., Сальникова Е.Б., Левченков О.А., Шершакова М.М., Шершаков А.В., Ризванова Н.Г.,
Макеев А.Ф., Толкачев М.Д. Силурийские граниты Северного Казахстана:
U-Pb
возраст и тектоническая позиция (в печати).
Негрей Е.В., Гольцман Ю.В., Баирова Э.Д. Возраст
вулканитов и гранитов позднего палеозоя Центрального Казахстана (по
данным Rb-Sr
метода) // Магматизм и рудоносность Казахстана. Алма-Ата: Гылым,
1991. С.159-175.
Шатагин К.Н, Дегтярев К.Е., Голубев В.Н., Астраханцев
О.В., Кузнецов Н.Б. Вертикальная и латеральная неоднородность коры
Северного Казахстана: данные геохронологического и
изотопно-геохимического изучения палеозойских гранитоидов //
Геотектоника. 2001. № 5. С.26-44.
Юдинцев С.В., Симонова Л.И. Редкометалльные и безрудные
лейкограниты Кокчетавского срединного массива, Северный Казахстан //
Петрология. 1994. Т. 2. № 3. С.214-223.
|