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

Глава II.I. Чингизский сегмент

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. 3).

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. 3). В их строении в основном участвуют кембрийско-среднеордовикские комплексы, сопряженных с островными дугами, бассейнов с океанической корой, представленные фрагментами офиолитов, кремнисто-базальтовых и 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].


Рис. 3. Схема тектонического районирования Чингиз-Тарбагатайского региона

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-Балкыбеского 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

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 состав геохимический и изотопный составы. Источником этих пород 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. Геохимическе и изотопно-геохимические особенности вулканогенно-осадочных и осадочных пород, чередующихся с вулканитами, свидетельствует о том, что при их накоплении эрозии подвергались те же эффузивы, а островные дуги находились вдали от докембрийских континентальных блоков. Нижние части коры этого блока были, вероятно, сложены комплексами мафического основания островных дуг

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 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 все 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, которые слагали 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 кислых и, в меньших объемах средних, эффузивов, игнимбритов, туфов и лавобрекчий, а также массивами биотитовых и лейкоратовых гранитов. В строении верхнепалеозойских комплексов в пределах рассматриваемой территории участвуют разнообразные гранитоиды, среди которых преобладают граниты и лейкограниты, в меньшией степени распространены континентальные вулканиты среднего и кислого состава. В работе описаны геохимические и изотопно-геохимические особенности кислых вулканитов 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 кислых вулканитов, 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. Поэтому геохимические и изотопно-геохимические особенности этих гранитоидов иллюстрируют иллюстрирует 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/N, 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. 4 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. 4 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 Є₂-О₃; 2-6 гранитоидов: 2 –, 3 – О₁, 4 – S₂, 5 – D_1-2, 6 – C₃-P₁.

Б: 1 – девонские вулканиты; 2-3 – гранитоиды: 2а – C₃-P₁, 2б – D_1-2, 3 – S₂; 4, 5 – вулканогенно-осадочные комплексы островных дуг: 4 – О_2-3, 5а – Є_1-2, 5б – Є₃-О₁; 6 – комплексы бассейнов с океанической корой Є-О₁; 7-9 – базитовые комплексы фундамента островных дуг и вулканических поясов: 7 – О_2-3, 8а – Є_1-2, 8б – Є₃-О₁; PZ_1-2(?).
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 энсиматических островодужных систем и аккреционных призм, 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.4 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].

Степнякский сегмент находится в северной части каледонид Казахстана (рис. 5). Сегмент с запада, востока и севера обрамляется соответственно Кокчетавским, Ишкеольмесским и Шатским докембрийскими сиалическими массивами.

Нижнепалеозойские комплексы Степнякского сегмента имеют достаточно простую складчатая структура, 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. Ядра антиклиналей образованы досреднеордовикскими комплексами и к ним также приурочены крупнейшие массивы позднеордовикских гранитоидов, которые занимают большую их часть. Резко несогласно на нижнепалеозойских образованиях залегают силурийские континентальные кислые эффузивы и терригенно-карбонатные толщи верхнего девона-нижнего карбона [Бабичев и др., 1977]. В пределах Степнякского сегмента, наряду с позднеордовикскими гранитоидами, распространены и среднепалеозойские граниты и граносиениты, слагающие достаточно крупные в основном изометричные массивы (рис. 5).


Рис. 5. 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 О_1-2; 8 –эффузивы кислого состава О₁; 9 – терригенные толщи О₁; 10, 11 комплексы Северного сегмента Сарыаркинского пояса: 10 – офиолиты и кремнисто-базальтовые комплексы Є₃-О₁ Ирадырской зоны, 11 – островодужные комплексы Є₂-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 Є; 19 – разрывные нарушения

Цифры в квадратах – докембрийские сиалические массивы: I – Кокчетавский, II – Шатский, III – Ишкеольмесский. 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. 5). 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.

Кембрийские комплексы развиты на небольшой площади и 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 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 кислых вулканитов 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 формирование в рифтогенной обстановке. При этом рифтогенный прогиб был заложен на докембрийском фундаменте, который обнажается в обрамляющих сиалических массивах (Кокчетавском, Ишкеольмесском и Шатском), а также в ядрах крупных антиклиналей Степнякского сегмента. Заполнение этого прогиба началось в тремадоке с накопления мощной континентальной вулканогенно-обломочной свиты тассу. Источниками вулканитов свиты тассу являлись магматические породы позднедокембрийского (900-1300 млн. лет) возраста. С континентальным рифогенезом может быть связано формирование расслоенных ультрамафит-габбовых массивов Кокчетавского массива. В арениге-раннем лланвирне продолжающееся растяжение привело к погружению территории, которое сопровождалось накоплением кремнисто-терригенной толщи и излиянием базальтов, имеющих характеристики близкие к внутриплитным.

В середине лланвирна произошла коллизия кембрийско-раннеордовикских островных дуг с докембрийскими массивами 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 во второй половине лланвирна начала свое развитие крупная Чингиз-Северотяньшаньская островодужная система. В пределах Степнякского сегмента наиболее широко распространены именно средне-верхнеордовикские комплексы этой островной дуги. Вулканогенно-осадочные толщи среднего-верхнеордовикские 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. На основании этих данных сделан вывод об их формировании 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 кислых вулканитов, являвшихся в основном дифференциатами основных расплавов. После завершения вулканизма и накопления в позднем карадоке-раннем ашгилле терригенно-карбонатных толщ, произошло внедрение значительных объемов кислых расплавов, 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. 5). 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 все 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 Стпеняского типа могу быть связаны с незначительным количеством расплава, возникающего при плавлении субдуцированного слэба.

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. 5), 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, которыми могли являться позднеордовикские гранитоиды крыккудукского и зерендинского комплексов. Породы этих комплексов слагают мощные (до 10-15 км) пластнообразные 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].

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 диапазоны представлены массивами гранодиоритов, гнейсо-гранитов, прорывающими гнейсовые толщи, и кислыми вулканитами [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. 6 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 докембрийская континентальная кора подверглась рифтогенезу. Рифтогенез был связан с подъемом мантийного диапира, который в начале ордовика привел к плавлению коровых комплексов и формированию толщи кислых вулканогенных и вулканогенно-обломочных пород (свита тассу). Их источником, судя по Nd изотопным данным, были в основном магматические 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 вулканитов свиты тассу, но в основном его участие свелось к прогреву коры при незначительном корово-мантийном взаимодействии. Дальнейшее развитие процессов рифтогенеза привело к расширению и углублению прогиба, накоплению кремнисто-терригенных толщ, а в начале лланвирна – к излияниям базальтов с внутриплитными характеристиками.

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 О_2-3; 3 – гранодиориты О₃; 4 – риолиты О₁; 5 – кварциты, сланцы, гнейсы R-PR₁; 6 – гнейсы и кристаллические сланцы AR; 7 – базитовые комплексы О₁ и О_2-3; 8 – базитовые комплексы PR₂
После коллизии в середине лланвирна кембрийско-раннеордовикских островных дуг с докембрийскими массивами была сформирована сложно построенная континентальная окраина. В среднем – позднем ордовике на этой окраине происходило развитие Чингиз-Северотяньшаньская островной дуги. 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.

Таким образом, континентальная кора Степнякского сегмента каледонид Казахстана имеет сложное строение (рис.6 Б). Ее самые верхние части сложены островодужными комплексами среднего-верхнего ордовика и рифтогенными кислыми вулканитами нижнего ордовика. Значительную роль в строении верхних горизонтов коры играют гранитоиды крыккудукского комплекса, слагающие субгоризонтальный уровень 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 каких-либо 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.