The age of the source provenance of the Gorlovo foreland basin: detrital zircon U/Pb ages of balakhon group sandstones.pdf Введение Уран-свинцовое датирование обломочного циркона из осадочных последовательностей является широко распространенным методом изучения истории геологического развития осадочных бассейнов и складчатых областей. Данный метод позволяет определять время главных этапов магматической активности в питающих провинциях, делать предположения об относительном положении различных блоков земной коры, устанавливать время эрозионного вскрытия плутонов, ограничивать сверху возраст самих осадочных толщ, устанавливать палеотектонические условия формирования осадочных бассейнов (напр., [Safonova et al., 2010; Wang et al., 2011; Choulet et al., 2012; Gladkochub et al., 2013; Letnikova et al., 2013; Kovach et al., 2016; Chen et al., 2016а] и др.). В пределах Алтае-Саянской складчатой области (АССО) подобные исследования стали проводиться только в последнее десятилетие [Glorie et al., 2014; Chen et al., 2015, 2016b]. В настоящее время данные о возрасте детритовых цирконов отсутствуют для многих складчатых зон и палеобассейнов АССО, что затрудняет историко-геологические реконструкции этого сложного региона. Целью данной работы является определение питающих провинций и палеотектонических условий формирования Горловского угленосного бассейна, расположенного в зоне сочленения каледонских и герцинских складчатых систем АССО (рис. 1). Каледонские структуры рассматриваемого региона представлены Салаирской, а герцинские - Колывань-Томской складчатыми зонами (КТСЗ) [Матвеевская 1969; Врублевский и др., 1987; Zonenshain et al., 1990; Росляков и др., 2001]. Тектоническая эволюция Горловского прогиба является результатом позднепалеозойских коллизионных процессов, приведших к формированию чешуйчато-покровной структуры КТСЗ. КТСЗ рассматривается как внешняя, периконтинентальная часть более крупной Центрально-Западносибирской складчатой системы, внутренние области которой перекрыты чехлом Западно-Сибирской плиты (ЗСП) [Сотников и др., 1999]. Геохронологические исследования обломочного циркона из синколлизионного Горловского бассейна позволят установить возраст магматических образований, не обнаженных внутренних областей Центрально-Западносибирской складчатой системы, датировать главные этапы тектонического развития северного Са-лаира и охарактеризовать палеотектонические условия образования Горловского палеобассейна. В настоящей работе приведены результаты датирования детритовых цирконов из песчаников верхнекарбон-нижне-пермской балахонской серии, которая слагает осевую часть Гор-ловского передового прогиба и рассматривается как угленосная континентальная моласса. Геологическое строение Горловского прогиба Горловский прогиб является юго-западной частью Горлово-Зарубинского прогиба, протягивающегося вдоль фронта надвигов КТСЗ примерно на 450 км. Горлово-Зарубинский прогиб распадается на два изолированных бассейна - Горловский и Зарубинский, разделенные северо-западной частью Салаирского неотектонического поднятия. © Жимулев Ф.И., Гиллеспи Дж., Глорие С., Ветров Е.В., Борискина В.И., Караковский Е.А., Де Граве Й., 2017 DOI: 10.17223/25421379/3/3 Данное поднятие наследует древний структурный план зоны сочленения каледонид Салаира и герци-нид КТСЗ, в пределах Горлово-Зарубинского прогиба ему соответствует зона воздымания шарнира. Пережим в поле распространения карбоновых континентальных моласс, выполняющих прогибы, подчеркивается сочленением двух выпуклых к юго-востоку структурных дуг, образованных фронтальным надвигом КТСЗ. Поднятие северо-западной части Салаира образует северо-вос-точное замыкание Горловского прогиба, расположенное примерно на 84-м градусе в.д. Юго-западное замыкание Горлов-ского прогиба скрыто под кайнозойскими осадками Бийско-Барнаульской впадины. Горловский прогиб в плане имеет форму линзы, выпуклой в юго-восточном направлении, согласно дугообразному изгибу КТСЗ (рис. 1). Длина прогиба превышает 200 км, ширина составляет 13-18 км. В структурном отношении Горловский прогиб представляет собой резко асимметричную грабен-синклиналь юго-восточной вергентности (рис. 2). Для северо-западного крыла, обращенного к аллохтонам КТСЗ, характерно крутое залегание (70-80°), иногда переходящее в вертикальное или запрокинутое. При общем конформном положении Горловско-го прогиба по отношению к КТСЗ контакты стратиграфических подразделений, выделяемых в прогибе, срезаются фронтальным надвигом КТСЗ. Надвиго-вый фронт КТСЗ образован зоной Каменско-Митрофановского надвига [Бабин и др., 2014]. Юго-восточное крыло Горловского прогиба более пологое. Юго-восточная граница Горловского прогиба представлена зоной Томско-Каменского надвига юго-восточной вергентности, по которой осадочные комплексы Горловского прогиба надвинуты на кале-дониды Салаира, перекрытые прерывистым чехлом девонско-нижнекарбонового возраста. Рис. 1. Геологическая позиция Горловского прогиба (по: [Geological map... 2008] с упрощениями) 1 - Каледониды Салаира и Кузнецкого Алатау нерасчлененные; 2 - среднедевонско-раннекарбоновые отложения, деформированный чехол эпикаледонских впадин; 3 - среднедевонские вулканогенные и вулканомиктовые отложения Колывань-Томской складчатой зоны (КТСЗ), буготакская, тогучинская и митрофановская свиты; 4 - верхнедевонские терригенные отложения КТСЗ, пачинская и юргинская свиты; 5 - нижнекарбоновые отложения КТСЗ, инская серия; 6 - карбон-нижнепермские отложения Горловского, Зарубинского и Кузнецкого прогибов; 7 - средне-верхнепермские отложения Горловского, Зарубинского и Кузнецкого прогибов; 8 - ранне-среднеюрские отложения наложенных впадин; 9 - гранитоидные интрузии; 10 - мел-кайнозойские отложения чехла Западно-Сибирской плиты; 11 - главные разломы и надвиги. Римскими цифрами обозначены главные тектонические единицы: I - Кузнецкий Алатау, II - Салаирский кряж, III - Колывань-Томская складчатая зона, IV - Кузнецкий прогиб, V - Зарубинский прогиб, VI - Горловский прогиб, VII - Доронинская впадина, VIII - Западно-Сибирская плита Fig. 1. Geologial position of the Gorlovo basin (simplified after [Geological map. 2008]) 1 - Early Paleozoic (Caledonian) Salair and Kuznetsk Alatau terranes; 2 - Middle Devonian - lower Carboniferous deposits, deformed sedimentary cover of the basins overprinted at the Caledonian basement; 3 - Middle Devonian volcanics and sediments of the KTFZ (bugotak, mitrofanovo and toguchin formations); 4 - Upper Devonian terrigenous and carbonate deposits of the KTFZ (pacha and yurga formations); 5 - Early Carboniferous deposits of the KTFZ, shales and limestones, Inya Group; 6 - Carboniferous - lower Permian deposits of the Gorlovo, Zarubin and Kuznetsk basins; 7 - Middle-upper Permian deposits of the Gorlovo, Zarubin and Kuznetsk basins; 8 - Early-Middle Jurassic deposits of the overprinted basins; 9 - Granite intrusions; 10 - Cretaceous - Cenozoic deposits, sedimentary cover of the West Siberian basin; 11 - main faults and thrusts. Tectonic units I - Kuznetsk Alatau terrane; II - Salair terrane; II - Kuznetsk basin; III - Kolyvan-Tomsk folded zone; IV - Kuznetsk basin; V - Zarubin basin; VI - Gorlovo basin; VII - Doronin basin; VIII - West Siberian basin Горловский прогиб представляет собой не автохтон, а шарьированный параавтохтон, поэтому нередко рассматривается в качестве одной из тектонических пластин аллохтона КТСЗ. Осадочное выполнение прогиба представлено преимущественно терригенными отложениями, накапливавшимися в интервале поздний девон - пермь [Казен-нов и др., 1978; Котельников и др., 2008]. В основании прогиба залегает вулканогенно-терригенная укропская свита франского возраста, представленная вулкано-миктовыми песчаниками и алевролитами с подчиненным количеством основных эффузивов. Разрез наращивается мелководно-морскими отложениями фамен-ско-визейского возраста, включающими ряд свит, различающихся соотношением карбонатых и терриген-ных пород. Преимущественно терригенный состав имеет подонинская свита раннефаменского возраста, выше залегают известняки, мергели и алевролиты ур-гунской, китернинской и беловской свит, которые вновь сменяются алевролитами, аргиллитами и песчаниками выдрихинской свиты. Венчает разрез прогиба мощный комплекс терри-генных отложений, с несогласием перекрывающий нижележащие отложения и охватывающий стратиграфический интервал от серпуховского яруса карбона до поздней перми. В его составе выделяются елбашинская свита серпуховско-башкирского возраста мощностью около 500 м, балахонская серия среднего карбона - ранней перми (1150 м) и кольчу-гинская серия средней-поздней перми (900 м). 83°3520 Рис. 2. Схема геологического строения центральной части Горловского прогиба (по: [Котельников и др., 2008] с упрощениями) и место отбора образца для геохронологических исследований 1 - среднекембрийско-нижнеордовикские вулканогенные и вулканомиктовые породы зелено-фиолетовой серии; 2 - среднеде-вонские вулканогенные и нижнекарбоновые терригенные отложения, деформированный эпикаледонский чехол; 3 - среднеде-вонские вулканогенные и вулканомиктовые отложения Колывань-Томской складчатой зоны (КТСЗ), буготакская свита; 4 -верхнедевонские терригенные отложения КТСЗ, пачинская и юргинская свиты; 5-8 - осадочное выполнение Горловского прогиба: 5 - верхний девон - визейский ярус, отложения ургунской толщи, китернинской, беловской и выдрихинской свит; 6 -елбашинская свита; 7 - балахонская серия; 8 - кольчугинская серия; 9 - надвиги, ограничивающие Горловский прогиб; 10 -разломы; 11 - место отбора и номер образца для геохронологических исследований. Цифрами в кружках обозначены: 1 - Ка-менско-Митрофановский надвиг; 2 - Томско-Каменский надвиг; 3 - Листвянская синклиналь. Fig. 2. Geological sketch map of the central part Gorlovo basin, with sampling site (simplified after Kotelnikov et al., 2008) 1 - Middle Cambrian-Early Ordovician volcanic and volcanoclastic rocks of the Green-Violet Group; 2 - Middle Devonian volcanics and Upper Devonian-lower Carboniferous terrigenous deposits, deformed epicaledonian sedimentary cover; 3 - Middle Devonian volcanic and volcanoclastic rocks of the KTFZ (bugotak formation); 4 - Upper Devonian terrigenous and carbonate deposits of the KTFZ (pacha and yurga formations); 5-8 - sedimentary cover of the Gorlovo basin: 5 - Upper Devonian-Visean (sediments of the urgun, kit-ernia, belovo and vydrikha formations); 6 - Elbashin formation; 7 - Balakhon Group; 8 - Kolchugino Group; 9 - thrusts, bounded Gorlovo basin; 10 - faults; 11 - position and number of the sample for geochronology study. Number in the circles: 1 - Kamensko-Mitrofanovskiy thrust; 2 - Tomsk-Kamenskiy thrust, 3 - Listvyan syncline Елбашинская свита представлена алевролитами, аргиллитами, в том числе углистыми, песчаниками с линзами мелкогалечных конгломератов. Балахон-ская серия сложена песчаниками, алевролитами, аргиллитами и содержит пласты каменных углей, представляющие промышленный интерес. Кольчу-гинская серия образована чередованием аргиллитов, алевролитов и песчаников, и только в нижней части включает редкие и маломощные прослои каменных углей, не имеющие практического значения. Елба-шинская свита интерпретируется как морская, а ба-лахонская и кольчугинская серии - как континентальная моласса [Сотников и др., 1999]. Нижняя часть осадочного выполнения Горловского прогиба хорошо сопоставляется с разрезом КТСЗ, Вулканогенные отложения укропской свиты являются аналогом тогучинской и верхней части буготакской свиты, возраст которой по последним данным является позд-неживетским [Язиков и др., 2015]. В пределах Горлов-ского прогиба верхнедевонско-турнейские отложения характеризуются меньшими мощностями и более мелководными фациями. Например, терригенным и терри-генно-карбонатным отложениям подонинской и ургун-ской свит, имеющим суммарную мощность не более 300 м, в КТСЗ соответствует полуторакилометровая толща флиша - юргинская свита. В визейское время депоцентр осадконакопления смещается по направлению к континенту, из КТСЗ в Горловский прогиб, а карбонатное осадконакопление турнея - раннего визе в пределах прогиба сменяется терригенным (поздневи-зейская выдрихинская свита). К моменту начала накопления молассы Горовского прогиба осадконакопление в пределах КТСЗ полностью прекращается. Именно верхний структурный ярус Горловского прогиба, сложенный угленосной молассой и не имеющий стратиграфических аналогов в смежных тектонических зонах, образует структуру глубокого линейного прогиба. Внутренняя структура Горловской грабен-синклинали характеризуется интенсивной разнопорядковой складчатостью и разломной тектоникой [Марус, Музыка, 1979]. Общая ориентировка внутренних структур прогиба конформна его границам и повторяет их дугообразный изгиб. Продольными нарушениями прогиб расчленен на приподнятые северо-западное и юго-восточное крылья и погруженную центральную часть. Ось прогиба ундулиру-ет, что приводит к расширению и сужению поля распространения моласс, слагающих ядро структуры. Отложения прогиба собраны в многочисленные разнопорядковые линейные складки. Складчатость представлена дисгармоничными сжатыми асимметричными складками с острыми замками, крутым (60-80°) падением крыльев и возрастанием мощности слоев в зонах шарниров. Складки почти всегда имеют отчетливую юго-восточную вергентность, часто встречаются опрокинутые в юго-восточном направлении формы (рис. 3, а). Складчатые структуры осложнены продольными разрывными нарушениями надвиговой и взбросо-надвиговой кинематики, а также мелкой гофрировкой. Породы интенсивно рас-сланцеваны, часто встречаются зоны дробления. Угли Горловского бассейна представлены антрацитами, что свидетельствует о высокой степени катагенетиче-ских преобразований. Складчатость северо-западной прибортовой части бассейна более напряженная, нежели складчатость противоположной стороны. Для Горловского прогиба характерно пониженное значение гравитационного поля [Казеннов и др., 1978; Бабин и др., 2015]. Изоаномалы на карте гравитационных аномалий очень хорошо коррелируют с геологическими границами прогиба и элементами внутренней структуры его осадочного выполнения. Области погружения шарнира Горловской грабен-синклинальной структуры, в которых мощность осадочного выполнения возрастает за счет присутствия в разрезе наиболее молодых отложений, соответствуют глубоким минимумам силы тяжести. Интенсивность гравитационных аномалий обнаруживает прямую зависимость от мощности осадочного выполнения прогиба, достигая в осевой его части значений -40...-45 мГал [Котельников и др., 2008]. Структурное положение, морфология, характер осадочного выполнения и внутренней структуры прогиба, а также наличие соответствующей отрицательной гравитационной аномалии свидетельствуют, что Гор-ловский прогиб является типичным форландовым бассейном (краевым прогибом), согласно признакам, изложенным в работе [Beaumont et al., 1982]. Данная тектоническая интерпретация является для Горловского прогиба традиционной и принята большинством исследователей [Сотников и др., 1999]. Образование форланда, выполненного молассами, объясняется коллизионными процессами, приведшими к расчешуива-нию и надвиганию девон-карбоновых отложений КТСЗ, формировавшихся в пределах континентального шельфа и склона в направлении континента. Описание образца Для проведения геохронологических исследований нами был отобран образец песчаников балахонской серии из Горловского угольного карьера (рис. 3, a-d), координаты места отбора N 54°34'22.80", E 83°35'20.31". В геолого-структурном отношении изученный разрез представляет собой субвертикально падающее северозападное крыло синклинальной складки второго порядка, которая осложняет юго-восточное крыло Листвянской синклинали. Данная часть разреза характеризуется высокой насыщенностью угольными пластами, что характерно для верхней части балахонской серии, поэтому стратиграфический уровень места отбора образца можно с долей условности определить кунгурским ярусом нижней перми (283-272 млн лет). Разрез балахонской серии в стенке карьера представлен чередованием пачек алевролитов и мелкозернистых песчаников, углей, а также грубо- и крупнозернистых песчаников (рис. 3, b). Пачки песчано-алевролитового состава представлены чередованием черных углистых алевролитов (20-30 см) и мелкозернистых темно-серых плоскопараллельно слоистых песчаников (3-7 см). В алевролитах наблюдаются отпечатки листовой флоры. В разрезе встречаются замещенные сидеритом древесные стволы, а также карбонатные стяжения. Мощность пачек 515 м. Угольные пласты мощностью 1-5 м сложены блестящими антрацитами. Светло-серые грубо- и крупнозернистые песчаники образуют пачки мощностью 10-20 м, с четкими, ровными контактами. Для данных пачек характерно уменьшение зернистости пород вверх по разрезу. Грубозернистые массивные песчаники образуют нижнюю часть пачки мощностью 1,5-3 м. Выше они сменяются крупнозернистыми песчаниками с грубой косой слоистостью и, далее, среднезернистыми горизонтально слоистыми песчаниками с прослоями алевролитов. Косая слоистость вверх по разрезу пачки сменяется горизонтальной. Песчаники содержат многочисленные плохо окатанные интракласты углистых алевролитов (рис. 3, с). Отложения балахонской серии формировались в пределах аллювиальной равнины [Davies et al., 2010], пачки мелкозернистых пород соответствуют пойменной, а грубозернистые песчаники - русловой фации аллювия. Образец № 15-471 для проведения геохронологических исследований был отобран из средней части пачки грубозернистых песчаников русловой фации. Песчаник сложен плохо окатанными и довольно хорошо сортированными зернами кварца (85%) и обломков пород (15%), главным образом углистых аргиллитов и алевролитов (рис. 3, d). В составе акцессорных минералов присутствуют обломочные циркон, магнетит, а также новообразованный пирит. Матрикс отсутствует, цемент поровый, представлен карбонатным материалом. Химический состав песчаника (массовые проценты): SiO2 - 82,1; TiO2 - 0,23; Fe2O3 - 1,79; MnO - 0,02; MgO - 0,71; CaO - 1,28; Na2O - 0,87; K2O - 1,43; P2O5 - 0,05. По минеральному и химическому составу песчаник может быть отнесен к лититовым аренитам [Pettijohn et al., 1987] с повышенными, относительно средних значении данной группы, содержаниями кварца и кремнезема. Рис. 3. Отложения балахонской серии в Горловском угольном разрезе а-с - фото обнажений: а - запрокинутые в юго-восточном направлении складки в углистых алевролитах; b - место отбора образца 15-471, нижняя часть пачки песчаников; с - грубозернистые серые песчаники с интракластами нижележащих углистых алевролитов; d - фото шлифа изученного песчаника, николи скрещены Fig. 3. Deposits of the Balakhon Group in the Gorlovo coal open pit a-c - photos of outcrops: a - folds in carbonaceous siltstones, overturned in southeastern direction; b - sampling site of sample 15-471, lower part of sandstone layer; c - coarse-grained gray sandstones with intraclasts of underlying carbonaceous siltstones; d - thin-section photo, sandstone Методы исследований U/Pb датирование. Дробление образца и выделение цирконов производилось в ИГМ СО РАН. Зерна циркона были отобраны вручную, помещены в шайбу стандартного размера, залиты эпоксидной смолой и после застывания смолы приполированы. Катодолю-минесцентные изображения цирконов были получены на сканирующем электронном микроскопе FEI Quanta600 в Аделаиде. U-Pb датирование проводилось на установке LA-ICP-MS в Университете Аделаиды с использованием масс-спектрометра Agilent 7900, связанного с системой абляции New Wave UP-213. Диаметр пучка лазера составлял 30 мкм, частота 5 Гц, время облучения одной точки 30 с. Стандарт GJ-циркона (206Pb/238U = 608,5 ± 0,4 Ma [Jackson et al., 2004]) использовался для коррекции фракционирования U-Pb, стандарт Plesovice (206Pb / 238U = 337,13 ± 0,37 Ma [Slama et al., 2008]) использовался в качестве вторичного стандарта. Девятнадцать анализов этого стандарта в ходе аналитической сессии дали средневзвешенный возраст 206Pb/238U 340,3 ±1,6 млн лет (СКВО = 1,8). Расчет U-Pb возрастов проводился с использованием программного пакета Iolite [Paton et al., 2011]. Nd систематика. Было проведено изучение Sm/Nd изотопной систематики образца песчаников, отобранного с целью датирования детритовых цирконов. Содержания редких и редкоземельных элементов определялись методом ICP-MS в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск). Определения содержаний и изотопных составов Sm и Nd выполнены в ГИ КНЦ РАН (г. Апатиты) по методикам, описанным в работе [Баянова, 2004]. При расчете величин eNd(t) и модельных возрастов TNd(DM) использованы современные значения CHUR (по: [Ja-cobsen, Wasserburg, 1984] (143Nd/144Nd = 0,512638, 147Sm/144Nd = 0,1967)) и DM (по: [Goldstein, Jacobsen, 1988] (143Nd/144Nd = 0,513151, 147Sm/144Nd = 0,2136)). Для учета возможного фракционирования Sm и Nd во внутрикоровых процессах для исследованных пород были рассчитаны двустадийные Nd модельные возрасты TNd(DM-2st) [Keto, Jacobsen, 1987] с использованием среднекорового отношения 147Sm/144Nd = 0,12 [Taylor, McLennan, 1985]. Результаты Из образца песчаников было датировано 84 зерна циркона, из которых 78 зерен имеют дискордантность менее 10%, только они использованы для построения диаграмм относительной вероятности возрастов. Диаграммы относительной вероятности возрастов (возрастные спектры) для проанализированных проб были 206™, /238т т , построены по Pb/ U для зерен моложе 1 млрд лет и по 07Pb/206Pb для зерен древнее 1 млрд лет (таблица, рис. 4). Возрастной спектр образца 15-471 включает три значимых возрастных популяции - неопротерозойская (840-710 млн лет, без контрастного максимума), кембрийско-ранне-ордовикская (530-460 млн лет с максимумом на 498 млн лет) и каменноугольно-пермская (380-280 млн лет c максимумом на 322 млн лет). Неопротерозойские цирконы составляют 14% от всех конкордантных значений, раннепалеозойские -28%, а позднепалеозойские - 50%, также 5% приходится на древние цирконы с возрастами 2,7-1,8 млрд лет. Самое древнее зерно имеет возраст 2 718 млн лет, самое молодое - 282 млн лет. В катодолюминесцентных лучах цирконы палеозойского возраста имеют четкую осцилляторную зональность, среди популяции неопротерозойского возраста встречаются незональные зерна с однородным или блоковым внутренним строением (рис. 5). Палеозойские цирконы, как правило, представлены хорошо ограненными зернами, зерна докембрийских цирконов часто хорошо окатаны. Th/U отношение для всех зерен лежит в диапазоне 0,2-1,56, в среднем составляя 0,73; каких-либо закономерных изменений Th/U отношения в разных популяциях не наблюдается. Результаты датирования приведены в таблице. Конкордантные (±10%) U-Pb оценки возраста цирконов из пород балахонской серии Горловского прогиба, млн лет Concordant (10%) U-Pb ages of zircon (Ma) from the rocks of the Balakhon Group from the Gorlovo basin № Дискордантность, % Pb7/U возраст ±2a Pb206/U238 возраст ±2a Pb /Th возраст ±2a Pb /Pb возраст ±2a U/Th 1 101 631 16 638,5 9,5 624 14 567 70 1,03 2 101 2741 16 2771 37 2798 70 2718 25 0,56 3 96 2244 32 2161 35 2050 120 2314 54 0,43 4 105 484 24 507 11 475 24 320 130 0,98 5 99 474 13 467,7 7,9 464 14 477 67 0,64 6 101 492 14 495,9 9 459 16 437 75 0,56 7 102 486 26 497 12 482 54 370 130 0,20 8 98 516 13 504 7,5 502 21 549 74 0,37 9 101 867 20 875 15 871 26 826 67 0,78 10 97 2321 17 2243 29 2206 38 2382 27 1,20 11 101 736 23 744 14 723 27 670 94 1,08 12 94 1104 15 1043 16 1079 39 1215 40 0,20 № Дискордантность, % Pb/U возраст ±2а Pb207U№ возраст ±2а Pb /Th возраст ±2а Pb/Pb возраст ±2а U/Th 13 95 323 19 306,8 7,1 320 22 350 140 0,55 14 90 385 12 347,2 5,8 393 16 562 89 0,66 15 93 372 35 345 11 344 26 380 210 1,13 16 99 482 15 478,7 8,1 455 19 452 80 0,57 17 104 329 19 341,2 7,3 319 18 200 140 0,81 18 101 521 26 527 10 519 49 430 140 0,26 19 100 309 18 307,5 6,3 309 15 250 130 1,04 20 97 1785 22 1736 28 1704 50 1839 50 0,76 21 97 504 22 490 10 481 21 500 120 1,05 22 108 457 41 494 15 450 66 210 210 0,31 23 100 834 25 833 16 809 22 806 92 1,56 24 93 359 17 335,2 6 364 19 430 110 0,56 25 102 332 9,7 340,2 5,9 336 9,5 277 71 0,91 26 98 314 17 306,2 7,3 313 16 300 130 1,03 27 101 313 15 316 6,6 311 11 250 120 1,26 28 100 483 26 485 10 475 35 390 140 0,51 29 98 331 18 325,4 8,2 343 18 320 140 1,02 30 103 336 16 346,8 6,8 346 17 220 110 0,75 31 98 333 29 325 10 333 33 260 190 0,64 32 101 493 23 496,1 8,7 485 19 400 120 0,96 33 94 341 15 321,2 5,9 339 17 430 110 0,63 34 98 351 12 345,3 6 366 13 344 89 0,72 35 103 308 13 316,1 5,5 321 10 220 110 1,02 36 100 312 11 312,6 5,3 310 14 265 90 0,57 37 90 394 24 352,9 8 371 20 560 150 1,30 38 99 760 26 754 13 734 31 720 110 0,90 39 92 390 20 357,2 7,6 362 20 500 130 0,65 40 99 385 18 380,6 8,1 396 24 340 120 0,44 41 104 806 26 837 16 845 34 670 98 0,81 42 95 297 19 281,9 6 307 18 310 150 0,69 43 100 483 18 482,1 8,2 475 24 432 96 0,40 44 98 343 17 337 6,6 339 14 320 120 1,20 45 102 815 28 828 15 794 42 730 100 0,66 46 97 737 39 712 17 696 44 710 150 0,82 47 93 374 15 346,8 6,6 333 13 490 100 0,80 48 93 377 19 349,1 6,5 380 27 460 130 0,37 49 99 344 11 341,2 4,7 331,9 8,7 321 83 1,07 50 96 351 21 338,3 6,7 355 28 330 150 0,47 51 97 369 17 357 6,1 366 16 390 120 1,08 52 98 744 32 726 15 716 32 720 130 1,37 53 100 500 12 499,8 6,1 500 20 464 68 0,34 54 90 361 13 323,4 5,3 339 11 555 95 0,90 55 99 328 16 325,1 7 315 14 290 120 0,78 56 102 458 16 466 7,5 458 16 371 89 0,67 57 99 382 15 379,9 7 397 21 340 100 0,47 58 95 340 20 321,7 7,1 326 22 390 140 0,68 59 99 521 14 514,5 7,8 495 15 509 68 0,43 60 97 507 16 493,6 9,4 497 21 532 88 0,71 61 95 348 15 332,2 6,5 327 15 390 110 0,65 62 99 319 19 317,2 7,3 319 16 270 140 0,79 63 99 324 19 320,7 7,3 322 16 270 140 0,76 64 95 480 21 457,1 9 464 26 520 110 0,54 65 93 354 13 330,2 6,7 347 15 475 95 0,74 66 103 794 32 814 18 831 47 680 120 0,59 67 103 313 22 322,2 8,6 329 27 200 160 0,54 68 98 328 16 320 6,9 345 21 320 120 0,47 69 99 359 12 355,3 6,5 347 11 340 83 0,85 70 101 320 13 322,3 7 318 14 273 97 0,47 71 101 498 13 500,8 7,6 493 16 452 63 0,42 72 100 498 12 496,5 8,7 498 15 470 65 0,66 73 102 487 26 496 10 533 43 380 130 0,31 74 100 323 13 324,4 6,1 323,9 9,7 280 100 1,23 75 98 512 19 504 10 525 27 500 100 0,58 76 101 555 33 559 14 557 48 450 150 0,33 77 98 788 24 773 15 766 31 782 95 0,79 78 98 804 21 786 13 776 27 810 82 0,76 Рис. 4. U-Pb (< 1 млрд лет), Pb-Pb (> 1 млрд лет) кривые относительной вероятности возраста (слева) и диаграмма с конкордией (справа) для детритовых цирконов из песчаников балахонской серии Fig. 4. U-Pb (1 Ga) relative age probability curves (on the left) and concordia diagram (on the right) for detrital zircons from sandstones of the Balakhon Group Рис. 5. Катодолюминесцентные изображения датированных цирконов различных возрастных популяций Fig. 5. CL-images of the dated zircons, different age populations Содержание Sm в породе составляет 4,30 ppm; Nd - 24,29 ppm; 147Sm/144Nd =0,1071; 143Nd/144Nd = = 0,5124; sNd (0)= -4,53; sNd (T)= -1,33 (для возраста 280 млн лет). Неодимовый модельный возраст TNd(DM) составляет 1066 млн лет, рассчитанный по двухстадийной модели TNd(DM-2st)= 1174 млн лет. Обсуждение результатов Результаты изучения возрастных спектров детритовых цирконов в песчаниках балахонской серии Горловского прогиба позволяют сделать выводы об источниках обломочного материала и возрасте главных магматических событий в пределах питающих провинций. Первой особенностью возрастного спектра является крайне малое количество (5%) цирконов с возрастами древнее 1 млрд лет, в том числе характерных для Сибирского кратона, популяций с возрастами 1,9-1,7 млрд лет [Poller et al., 2005; Gladkochub et al., 2010; Letnikova et al., 2013]. Отсутствие в составе питающих провинций блоков древней континентальной коры также подтверждается результатами самарий-неодимовой систематики пород. Терригенные отложения Горловского прогиба имеют T(DM) около 1,1-1,0 млрд лет. Подобные модельные возрасты являются типичными для осадочных, магматических и метаморфических пород западной части АССО [Плотников и др., 2003; Kruk et al., 2010; Kruk, 2015]. Модельные возрасты ~ 1,2 млрд лет получены по верхнедевонским песча-но-сланцевым породам такырской свиты Рудно-Алтайской складчатой системы [Плотников и др., 2003]. Такырская свита рассматривается как фаци-альный аналог верхнедевонских терригенных отложений КТСЗ. Учитывая, что крупных корообразую-щих событий этого возраста в регионе не выявлено, а цирконы с подобными возрастами отсутствуют в изученном образце песчаников, предполагаем, что модельный возраст отражает смешение относительно молодого источника, каким могли быть каледонские комплексы Салаирского кряжа и, возможно, герцинские островодужные комплексы фундамента Западно-Сибирской плиты с небольшим вкладом древнего источника, каким могли быть породы Сибирского континента. Относительно высокое для хорошо дифференцированных континентальных осадков значение eNd(T) свидетельствует, что источником сноса служили ювенильные палеозойские магматические комплексы, а вклад пород древней континентальной коры был незначителен. Поскольку магматические комплексы неопротерозойского возраста отсутствуют в пределах геологических структур, ограничивающих Горловский бассейн, можно предположить, что цирконы этого возраста рециклированы из раннепалеозойских толщ, накопление которых происходило вблизи неопротерозойских микроконтинентов. Первичным источником неопротерозойских цирконов могли служить микроконтиненты, входящие в состав фундамента Западно-Сибирской плиты, Алтае-Саянской складчатой области (Тувино-Монгольский и Алтае-Монгольский) или Центрального Казахстана (Актау-Джунгарский, Улутаусский блоки), где данный возрастной рубеж проявлен достаточно широко [Kuzmichev et al., 2001; Salnikova et al., 2001; Kuzmichev, Larionov, 2013; Dmitrieva et al., 2016; Chen et al., 2015, 2016b]. Только одно зерно имеет возраст 638 млн лет. Отсутствие пика 630-600 млн лет, характерного для пород южной окраины Сибири [Glorie et al., 2014], указывает на то, что зона проявления эдиакарского аккреционного события на южной границе Сибирского кратона [Nozhkin et al., 2007] находилась вне территории источников сноса. Большая часть детритовых цирконов образует два четко выраженных пика: раннепалеозойский (с максимумом ~ 500 млн лет) и позднепалеозойский (с максимумом ~320 млн лет). Учитывая геологическое положение Горловского прогиба, на стыке раннепалеозойского Салаирского блока и КТСЗ, сложенной девон-карбоновыми осадочными отложениями, можно сделать вывод, что источником раннепалеозойских цирконов служили вулканические и субвулканические комплексы Са-лаира. Салаир сложен вулканическими и субвулканическими породами кембрия - раннего ордовика (печеркинская свита, зелено-фиолетовая формация), которые рассматриваются как комплексы ювениль-ных энсиматических островных дуг [Zonenshain et al., 1990; Берзин и др., 1994; Берзин и Кунгурцев, 1996; Бабин и др., 2014]. Наши данные подтверждают отсутствие в фундаменте Салаира блоков древней континентальной коры. Магматическая активность в области сноса укладывается в весьма узкий интервал 550-460 млн лет, при этом большая часть цирконов имеет возраст 510-480 млн лет, что, видимо, является временем наибольшей магматической активности на Салаире и соответствует времени формирования андезитов зелено-фиолетовой серии [Бабин и др., 2014]. Позднекембрийско-раннеор-довикский рубеж гранитного магматизма имеет крайне широкое распространение в пределах АССО [Руднев и др., 2004; De Grave et al., 2011; Руднев 2013; Vrublevskii et al., 2016]. Между ранне- и позднепалеозойским пиками на возрастном спектре наблюдается разрыв, соответствующий возрастному интервалу 450-380 млн лет (поздний ордовик - ранний девон). По-видимому, в пределах питающих провинций Горловского бассейна данный возрастной интервал был амагматичным. В некотором противоречии с этим утверждением находятся данные о силурийском возрасте части гранитоидов Северного Салаира, образующих улан-товский комплекс [Сотников и др., 1999; Росляков и др., 2001]. С нашей точки зрения, становление гранитов улантовского комплекса происходило после завершения орогенических процессов на Салаире и к моменту начала герцинского орогенеза они еще не были выведены на дневную поверхность. Возрастной рубеж в 380 млн лет соответствует началу бимодального вулканизма буготакского комплекса, образующего основание КТСЗ [Кунгурцев и др., 1998; Сотников и др., 1999; Язиков и др., 2015]. Магматические образования буготакского комплекса возникли в обстановке растяжения и, по-видимому, маркируют заложение позднепалеозойского морского бассейна, закрытие которого привело к формированию Горловского прогиба и покровной структуры КТСЗ. Пустому интервалу на возрастном спектре детри-товых цирконов соответствует крупный перерыв в осадочном разрезе сопредельных с Горловским бассейном районов. На Северном Салаире позднеордо-викские и силурийские стратифицированные образования полностью отсутствуют, а раннедевонские распространены фрагментарно, слагая основание девонского карбонатно-терригенного чехла. В позднем ордовике - раннем девоне Северный Салаир находился в субплатформенном тектоническом режиме. Наибольшее количество цирконов (50%) имеет позднепалеозойский возраст (380-282 млн лет), большая часть возрастов укладывается в интервал 350-300 млн лет. Позднепалеозойский пик имеет характерную асимметричную форму с очень резким ограничением в сторону омоложения возраста и более пологим «склоном» в направлении древних значений. Большая часть цирконов имеет возраст, крайне близкий ко времени накопления балахонской серии. Эти особенности могут быть объяснены привно-сом циркона из вулканических толщ, формировавшихся непосредственно до и во время накопления балахон-ской серии, а также высокой скоростью эксгумации гранитоидных тел в питающей провинции. Позднеде-вонско-карбоновые вулканические породы отсутствуют в составе обнаженной части КТСЗ и Салаира, но широко развиты в осевой части Обь-Зайсанской складчатой системы, комплексы которой обнажены в Восточном Казахстане и Рудном Алтае [Владимиров и др., 2001; Glorie et al., 2012], а также слагают фундамент ЗападноСибирской плиты к западу и северо-западу от КТСЗ [Исаев, 2009; Кунгурцев и др., 1998; Иванов и др., 2005; Ivanov et al., 2016]. Карбоновые вулканические толщи Восточного Казахстана рассматриваются как образования Рудно-Алтайской островодужной системы [Zone-nshain et al., 1990; Берзин, Кунгурцев, 1996]. Таким образом, в раннепермское время снос в Гор-ловский прогиб происходил преимущественно с северо-запада, со стороны растущего орогена, сложенного магматическими комплексами островной дуги карбо-нового возраста. Весьма вероятно, что большая часть «салаирских» цирконов имеет рециклированную природу. Они могли поступить в Горловский прогиб также с северо-запада, в результате размыва позднедевон-ских - раннекарбоновых флишевых толщ КТСЗ, отлагавшихся на континентальной окраине северного Са-лаира. Выводы Источники сноса для Горловского прогиба охватывали только сопредельные регионы - кале-дониды Салаирского кряжа и герциниды Обь-Зайсанской складчатой системы. Главной питающей провинцией для Горловского прогиба во время отложения балахонской серии служили вулканические образования карбона - ранней перми, в настоящее время перекрытые чехлом ЗападноСибирской плиты. Карбоновые вулканические комплексы широко распространены в составе фундамента юго-восточной части ЗСП и, вероятно, имеют островодужную природу. В составе питающих провинций отсутствовали какие-либо блоки с раннедокембрийской континентальной корой, но присутствовали неопротерозойские террейны. Во время накопления отложений балахонской серии в Горловском прогибе снос происходил преимущественно с северо-запада, с растущего коллизионного орогена Колывань-Томской тектонической зоны, что подтверждает интерпретацию Горловского прогиба в позднем карбоне - перми, как форландо-вого бассейна.

Скачать электронную версию публикации