ВУЛКАНИЗМ ЖАРМА-САУРСКОЙ ЗОНЫ, ВОСТОЧНЫЙ КАЗАХСТАН: ВОЗРАСТ, ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ И ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ

1. ВВЕДЕНИЕ

Жарма-Саурская зона представляет собой область сочленения позднепалеозойских комплексов Обь-Зайсанской (Иртыш-Зайсанской) складчатой системы и раннепалеозойских образований Бощекуль-Чингизской складчатой области в западной части Центрально-Азиатского пояса (ЦАСП) (рис. 1). Вещественные комплексы Жарма-Саурской зоны главным образом представлены девон-каменноугольными вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными породами, образование которых связано с эволюцией северо-восточной активной окраины Казахстанского составного блока. При этом до сих пор остаются дискуссионными вопросы положения данной зоны в пределах Обь-Зайсанского палеоокеана относительно континентальных блоков, а также время начала субдукции и направления погружения субдуцирующей плиты [Didenko, Morozov, 1999; Filippova et al., 2001; Shen et al., 2012; Chen et al., 2017; Song et al., 2020; Xu et al., 2022; Safonova, Perfilova, 2023]. Таким образом, полное понимание геологического строения и истории развития данной структурной зоны может стать ключом для решения таких вопросов региональной тектоники и геодинамики, как взаимодействие каледонских и герцинских складчатых систем ЦАСП, а также эволюция процессов закрытия Обь-Зайсанского палеоокеана на рубеже ранней и средней эпохи каменноугольной системы.

Общая протяженность Жарма-Саурской зоны около 500 км, из которых около 80 км приходится на территорию Китая, тогда как преобладающая часть располагается в пределах Восточного Казахстана (Восточно-Казахстанская и Абайская области Республики Казахстан). Такое географическое разделение привело к тому, что главный объем знаний и аналитической информации по геологии Жарма-Саурской зоны был получен по относительно небольшому ее фрагменту на территории Китая [Shen et al., 2012; Chen et al., 2016, 2017; Borbugulov et al., 2018; Song et al., 2020; Xu et al., 2022], а подавляющая часть зоны до недавнего времени являлась своеобразным «белым пятном» в аспекте современных научных методов и подходов. На данный момент для казахстанского фрагмента Жарма-Саурской зоны современные исследования были направлены главным образом на изучение интрузивного и дайкового магматизма [Khromykh, 2022; Kotler et al., 2024; Volosov et al., 2025], а также на изучение осадочных формаций и определение источников сноса [Safonova, Perfilova, 2023; Penkina et al., 2024]. При этом вулканические толщи, являющиеся основой островодужной зоны, рассматривались только косвенно на основании данных геологического картирования, произведенного в советское и постсоветское время. Для Жарма-Саурской зоны отсутствует унифицированная стратиграфическая схема, согласованная для карт разного масштаба: на них выделяются различные свиты с расходящимися возрастами, а также отмечается отсутствие корреляции между соседними картографическими листами [Geological Map…, 1998, 2014; Decisions…, 1991; Zholtayev et al., 2021].

Целью данной работы являлось определение возраста, особенностей петролого-геохимического состава и тектонических условий образования вулканических пород казахстанского сегмента Жарма-Саурской зоны. В основу работы положены результаты современных петрографических, петролого-геохимических и U-Pb геохронологических исследований вулканогенных толщ, слагающих Жарма-Саурскую зону.

2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЖАРМА-САУРСКОЙ ЗОНЫ

Жарма-Саурская зона представляет собой структуру, вытянутую в северо-западном направлении, в которой развиты вулканогенно-осадочные и осадочные толщи. Принято рассматривать Жарма-Саурскую зону как палеоостроводужную систему, которая развивалась в пределах Обь-Зайсанской ветви Палеоазиатского океана в позднепалеозойское время [Ermolov et al., 1977; Berzin et al., 1994; Didenko, Morozov, 1999; Degtyarev, 2012; Filippova et al., 2001; Xu et al., 2022; Safonova, Perfilova, 2023; Penkina et al., 2024]. По геологическому строению и вещественному составу горных пород Жарма-Саурская зона разделяется на две подзоны (рис. 1, г): туфогенно-терригенную – Жарминско-Сарсазанскую на западе и существенно вулканогенную – Воронцовско-Саурскую на востоке.

2.1. Жарминско-Сарсазанская подзона

Туфогенно-терригенные породы Жарминско-Сарсазанской подзоны выполняют флишоидный прогиб раннекаменноугольного возраста, который подстилается нижнесреднепалеозойским основанием, слагающим северо-восточную часть Казахстанского блока [Degtyarev, 2012]. Разрез Жарминско-Сарсазанской подзоны залегает на раннепалеозойском основании, в котором выделяются вулканогенно-осадочные разрезы намасской свиты нижнего ордовика и доненжальской свиты нижнего силура. Структурно выше, с несогласием, залегает кислый пирокластический материал и высококалиевые вулканические породы машанской свиты нижнего и среднего девона, а также красноцветные терригенные отложения среднего и верхнего девона живет-франского яруса. Нижнекаменноугольные разрезы турнейского возраста представлены преимущественно терригенными отложениями с небольшой примесью туфогенного материала, которые с полным структурным несогласием залегают на породах ордовикского, силурийского и девонского возраста. Основной объем Жарминско-Сарсазанской подзоны выполнен мощной турнейской терригенной толщей ‒ коконьской свитой. С угловым несогласием на отложениях турне лежат вулканические породы и туфы, и в меньшем объеме – терригенные породы сиректасской свиты верхневизейского – нижнесерпуховского ярусов [Geological Map…, 2014; Zholtayev et al., 2021], которые выполняют брахисинклиналь.

2.2. Воронцовско-Саурская подзона

Нижнюю часть разреза Воронцовско-Саурской подзоны слагают терригенные породы живетско-франской толщи, которая фрагментарно обнажается в южной и юго-восточной части на границе с Жарминско-Сарсазанской подзоной. Выше по разрезу с полным структурным несогласием залегают породы, объединяемые в состав кояндинской свиты турне-визейского возраста. Разрез кояндинской свиты с мощностью около 1700 м представлен базальтами, андезибазальтами, андезитами, туфами, туфолавами и туфопесчаниками, горизонтами кремней, глинисто-кремнистых и кремнистых алевролитов. Верхнетурне-нижневизейский возраст кояндинской свиты принимается по немногочисленным определениям фауны [Geological Map…, 2014; Decisions…, 1991; Zholtayev et al., 2021].

Согласно данным геологической съемки в пределах восточной части Воронцовско-Саурской подзоны выделяется терсайрыкская вулканогенно-осадочная свита, перекрывающая кояндинскую, возраст которой принимается условно как нижнекаменноугольный [Geological Map…, 2014]. Возраст терсайрыкской свиты, принятый как верхний турне – нижний визе на основании находок брахиопод в прослоях туфопесчаников, полностью соответствует возрасту кояндинской свиты. Результаты определения возраста источников сноса в восточной и западной части Жарма-Саурской зоны также не выявили различий [Penkina et al., 2024], что ставит вопрос о целесообразности выделения терсайрыкской свиты. Проведенные в рамках данной работы исследования показали, что вулканические породы в месте, где был описан перекрывающий контакт, имеют более молодой возраст и отличаются по составу от нижележащих пород кояндинской свиты и их следует рассматривать в составе отдельной свиты.

3. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Определение содержаний главных породообразующих компонентов в породах проводилось методом рентгенофлуоресцентного анализа в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск) по методике, опубликованной в работе [Karmanova, Karmanov, 2011]. Измерения выполнялись на рентгенофлуоресцентном спектрометре ARL-9900XP (Thermo Fisher Scientific, г. Бремен, Германия). При построении классификационных и дискриминантных диаграмм концентрации породообразующих окислов пересчитывались на сухой остаток (исключались потери при прокаливании).

Концентрации редкоземельных (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu) и редких (Rb, Sr, Cs, Ba, Nb, Zr, Y, Hf, Ta, Th, U) элементов были определены методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на масс-спектрометре высокого разрешения Finnigan Element II (Thermo Fisher Scientific, г. Бремен, Германия) в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (аналитик И.В. Николаева). Пробоподготовка и измерение концентраций производились по методике, описанной в работе [Nikolaeva et al., 2012].

Для проведения U-Pb геохронологического исследования цирконов использовалась система лазерной абляции на основе эксимерного лазера (длина волны 193 нм) Analyte Excite (Teledyne Cetac Technologies, г. Омаха, США), соединенная с квадрупольным масс-спектрометром с ионизацией в индуктивно связанной плазме iCAP Qс (Thermo Fisher Scientific, г. Бремен, Германия) Центра геотермохронологии Казанского федерального университета (г. Казань, Россия). Все измерения выполнялись по массам ²⁰²Hg, ²⁰⁴(Pb+Hg), ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb, ²³²Th, ²³⁵U, ²³⁸U.

Диаметр лазерного луча составлял 35 мкм, частота повторения импульсов 5 Hz и плотность энергии лазерного излучения 3.0 Дж/см². Для анализа пробы проводились измерения двух стандартов (внешнего и контрольного). Использовались международные эталонные образцы цирконов: 91500 – контрольный образец (1065 млн лет [Wiedenbeck et al., 1995]); Plešovice – внешний стандарт (337 млн лет [Sláma et al., 2008]). По внешнему стандарту проводилась коррекция на фракционирование элементов при лазерном испарении, дискриминацию масс и дрейф настроек масс-спектрометра во времени. Контрольный образец измерялся для проверки правильности измерений. В начале, середине и в конце сессии измерений дополнительно измерялось стандартное синтетическое стекло NIST SRM 612 для учета чувствительности масс-спектрометра. Обработка масс-спектрометрических данных, учет коррекций, выбор оптимального участка сигнала, расчет изотопных отношений (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, ²⁰⁶Pb/²³⁸U, ²⁰⁷Pb/²³⁵U, ²⁰⁸Pb/²³²Th) и соответствующих возрастов проводились с помощью программы Iolite 3.65, встроенной в Igor Pro 7 [Paton et al., 2010]. Погрешности единичных анализов (отношений, возрастов) и вычисленных конкордантных возрастов приведены на уровне 2σ. Расчет средневзвешенных значений возраста по изотопным отношениям и построение гистограмм с плотностью относительной вероятности выполнялись в Microsoft Excel со встроенным пакетом Isoplot 4.15 [Ludwig, 2003]. Для построения гистограммы с плотностью относительной вероятности использовался ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст цирконов с дискордантностью D (%) в интервале от –10 до +10 %. Измерения, где дискордантность <–10 или >10 %, исключались из выборки. Для расчета дискордантности применялась формула:

D=100(возраст(²⁰⁷Pb/²³⁵U)/возраст(²⁰⁶Pb/²³⁸U)–1).

4. РЕЗУЛЬТАТЫ

4.1. Геохронологические исследования

С целью определения времени образования вулканогенно-осадочных толщ Жарма-Саурской зоны, а также определения этапов вулканизма, проявленного на рассматриваемой территории, авторами были проведены геохронологические исследования туфопесчаников кояндинской свиты, а также кислых вулканических пород, рассматриваемых предшественниками в составе перекрывающей кояндинскую раннекаменноугольной терсайрыкской свиты.

Ранее нами были представлены данные по U-Pb геохронологии детритовых цирконов из двух проб туфопесчаников [Penkina et al., 2024], образующих одну раннекаменноугольную возрастную группу цирконов. В рассматриваемых пробах К22-34 (48°34'57.68" с.ш., 81°28'59.01" в.д.) и К22-100 (48°28'46.17" с.ш., 82°17'23.65" в.д. ) устанавливается общий возрастной интервал от 392±7 до 330±13 млн лет, а кривая относительной вероятности фиксирует унимодальные распределения возрастных групп проб – 372–330 и 364–339, образуя пики на 348 и 355 млн лет соответственно. Кроме этого, значение возрастных пиков и средний возраст по наиболее молодым зернам циркона совпадают в пределах погрешности и составляют 348 и 345±2 млн (n=57) – для пробы К22-34 и 355 и 353±2 млн (n=37) – в случае пробы К22-100, что позволяет определить максимальный возраст седиментации как средний – поздний турне (рис. 2).

Для геохронологических исследований вулканических пород Жарма-Саурской зоны были выбраны риодациты – с порфировой (К23-248, 48°34'09.43" с.ш., 81°58'10.64" в.д.) и афировой (К23-234, 48°32'29.12" с.ш., 82°00'23.17" в.д.) структурами. Исследуемые породы образуют обширные лавовые потоки мощностью 50–100 м, перекрывающие базальты кояндинской свиты, и относятся к раннекаменноугольной терсайрыкской свите [Geological Map…, 2014]. Пробы отобраны в окрестностях гор Жиланды и Каракия по двум бортам р. Киякты, где она меняет свое направление с субширотного на субмеридиональное (см. рис. 1, г). В исследуемых монофракциях зерна циркона представлены бесцветными либо слабожелтоватыми призматическими кристаллами. Чаще это мелкие (50–170 мкм) угловатые обломки более крупных (свыше 300 мкм) кристаллов, которые, вероятно, образовались при дроблении пробы. На катодолюминесцентных изображениях кристаллы показывают слабую осцилляторную зональность, выраженную во внешних зонах, реже – секторальное строение, также присутствуют цирконы без видимой зональности (рис. 3).

Исследуемые кристаллы циркона имеют типичную для магматического циркона величину Th/U отношения от 0.7 до 1.6 (Прил. 1, табл. 1.1). Для проведения U-Pb датирования по возможности были использованы только зональные части кристаллов. Для пробы К23-248 из 40 проанализированных точек четыре определения дали дискордантный U-Pb возраст, для пробы К23-234 из 38 точек пять значений являются дискордантными, в связи с чем эти анализы были исключены из дальнейших расчетов. Результаты U-Pb датирования проб риодацитов приведены на диаграммах с конкордией (рис. 3). Для пробы афировых риодацитов (К23-248) получена оценка возраста 302.8±1.9 млн лет. Для исследованных цирконов из пробы порфировых риодацитов (К23-234) получено конкордантное значение возраста в 302.5±2.0 млн лет. Полученные оценки возраста по двум пробам соответствуют гжельскому веку поздней эпохи каменноугольного периода.

Таким образом, устанавливаются две возрастные группы, определенные U-Pb геохронологическим методом в разрезах Жарма-Саурской зоны. Среднепозднетурнейский возраст образования туфопесчаников соответствует возрасту кояндинской свиты, которая слагает Воронцовско-Саурскую подзону, а возраст синхронного вулканизма на данной территории определяется на интервале фамен – визе с большим проявлением в турне. Вторая возрастная группа с позднекаменноугольными (гжельский век) определениями возраста из проб риодацитов, вероятнее всего, соответствует салдырминской свите с кислым эффузивным характером, которая описана в западной части Жарма-Саурской зоны (Жарминско-Сарсазанская подзона) и ранее не была обнаружена и закартирована в пределах воронцовско-саурской части Жарма-Саурской зоны. Далее в статье будут рассмотрены кислые вулканические породы в составе салдырминской свиты гжельского возраста, а также эффузивы среднего состава, которые находятся в одном разрезе с кислыми вулканическими породами, и ассоциирующие с туфопесчаниками базальты и андезибазальты конядинской свиты турнейского возраста. В западной части Жарма-Саурской зоны (Жарминско-Сарсазанская подзона) описаны интрузивные аналоги эффузивов салдырминской свиты – умеренно щелочные лейкограниты в составе массива Акжайляу с U-Pb возрастом первой фазы массива 307.8±6.4 – 301.2±1 млн лет [Kotler et al., 2024].

4.2. Исследования минералого-петрографического состава

В кояндинской свите базальты и андезибазальты (рис. 4) имеют массивную, миндалекаменную текстуру и порфировую, сериально-порфировую, реже – афировую структуру пород. Из вкрапленников всегда присутствуют плагиоклазы, которые часто имеют зональное строение и интенсивно альбитизированы и соссюритизированы. Среди мафических минералов выделяются единичные бурые опацитизированные амфиболы и клинопироксены. Эвгедральные кристаллы клинопироксенов диопсид-авгитового состава нередко сдвойникованы и зональны. Особенности основной массы вулканических пород позволяют определить ее структуру как микролитовую и/или пилотакситовую, а в некоторых породах содержание лейст плагиоклаза невелико, что может указывать на бывшую гиалопилитовую структуру с большим количеством стекла. Также среди вулканических пород кояндинской свиты выделяются амфибол-пироксеновые трахиандезибазальты (рис. 4). Это пористые и миндалекаменные породы с порфировой структурой. В трахиандезибазальтах выделяются крупные идиоморфные вкрапленники зонального амфибола, также прослеживаются соссюритизированные плагиоклазы и бесцветные, иногда сдвойникованные кристаллы авгита. Структура основной массы пород преимущественно микролитовая.

Среди вулканических пород салдырминской свиты в подчиненном количестве присутствуют породы среднего состава – пироксеновые трахиандезибазальты (рис. 4). Породы массивные, реже миндалекаменные с порфировой, чаще гломеропорфировой структурой. Фенокристаллы представлены плагиоклазом, по краям которого образуется ситовидная зональность, и клинопироксеном – авгитом, который часто образует гломеропорфировые сростки. Структура основной массы пород – пилотакситовая. Акцессорная минерализация представлена мелкими шестоватыми кристаллами апатита.

Значительный объем салдырминской свиты представлен кислыми эффузивами – риодацитами (рис. 4), которые обнаруживают пятнистую, полосчатую и миндалекаменную текстуру, причем миндалины вытянуты в одном направлении. Риодациты имеют как порфировые, так и афировые структуры. Во вкрапленниках встречается пелитизированный калиевый полевой шпат и плагиоклаз, который иногда образует сростки совместно с рудным минералом и полностью замещенным темноцветным минералом. Основная масса в риодацитах характеризуется фельзитовой структурой, реже – микролитовой. Чаще структура основной массы в данных породах микропойкилитовая, где неправильно-изометричные зерна кварца содержат микролиты альбита.

4.3. Исследования петролого-геохимического состава

Содержания петрохимических оксидов (мас. %) и элементов (г/т) в вулканических породах Жарма-Саурской зоны представлены в Прил. 2, табл. 2.1, 2.2 (все содержания петрохимических оксидов пересчитаны на сухой остаток). Для исследования петрохимического состава приведено 30 анализов, редкоэлементный состав был определен для 18 проб. На графиках также приведены данные по составу вулканических пород из южного продолжения Жарма-Саурской зоны (Западная Джунгария) (по [Xu et al., 2022; Zhang et al., 2026]), использованные для сравнительной интерпретации.

По содержанию SiO₂, которое варьируется от 46.58 до 74.54 мас. %, и сумме Na₂O и K₂O – от 2.50 до 8.67 мас. % вулканические породы представляют собой базальты, андезибазальты, трахибазальты, трахиандезибазальты, риодациты, риолиты и трахириолиты (рис. 5, а).

Диаграмма Nb/Y – Zr/TiO₂, основанная на использовании относительно немобильных компонентов, позволяет определить породы как базальты, андезиты и риодациты (рис. 5, б). Содержание K₂O в породах находится в широких пределах – от 0.07 до 3.65 мас. % (рис. 5, в).

Вулканические породы кояндинской свиты имеют концентрации SiO₂ от 46.58 до 56.77 мас. % и характеризуются высоким содержанием Al₂O₃ (до 20.55 мас. %) и средним MgO (от 3.27 до 7.06 мас. %) при дифференцированных значениях Mg# (=Mg/[Mg+Fe²⁺]∙100) от 36.55 до 58.20 % и содержании Fe₂O₃ от 7.18 до 13.09 мас. %. В некоторых образцах сумма щелочей доходит до 6.97 мас. %, что локализует их в области умереннощелочных пород – трахибазальтов, трахиандезибазальтов и трахиандезитов (рис. 5, а), а по содержанию K₂O (от 0.07 до 1.78 мас. %) – в области низкокалиевых серий (рис. 5, в). Также породы имеют высокий CaO – от 4.06 до 11.21 мас. %, низкие и средние содержания P₂O₅ – от 0.11 до 0.27 мас. % и TiO₂ – от 0.63 до 1.30 мас. % (Прил. 2, табл. 2.1). Эффузивы кояндинской свиты отмечают схожие петрохимические показатели с нижнекаменноугольными вулканическими породами Западной Джунгарии.

Пироксеновые трахиандезибазальты салдырминской свиты содержат SiO₂ от 53.37 до 55.66 мас. %, показывают невысокий Al₂O₃ – от 14.97 до 15.87 мас. % и повышенный K₂O – от 2.20 до 3.65 мас. %, что определяет высококалиевую известково-щелочную либо шошонитовую серию (рис. 5, в), а суммы щелочей – от 5.97 до 7.03 мас. % – относят эти породы к умеренно щелочной серии (рис. 5, а). Также типичны средние содержания TiO₂ – от 0.92 до 1.15 мас. % и повышенные содержания P₂O₅ – от 0.33 до 0.67 мас. %. Содержания Fe₂O₃ варьируются от 6.66 до 8 мас. %, MgO – от 6.05 до 6.23 мас. %, а Mg# показывает высокие значения – от 60.39 до 65.48 (Прил. 2, табл. 2.2). Риодациты салдырминской свиты имеют содержание SiO₂ – от 69.33 до 74.54 мас. % и сильно варьирующиеся содержания K₂O – от 0.50 до 3.35 мас. % и Na₂O – от 4.14 до 6.96 мас. %, попадая при этом в поля риодацитов, риолитов и трахириолитов на TAS-диаграмме (рис. 5, а) Породы имеют средние содержания Al₂O₃ – от 11.53 до 14.45 мас. %, невысокие CaO – от 0.70 до 1.74 мас. % и MgO – от 0.29 до 1.18 мас. % (Прил. 2, табл. 2.2). Породы являются железистыми с индексом Fe*(=FeO^t/[FeO^t+MgO]) [Frost et al., 2001] от 0.79 до 0.92 (рис. 6), щелочно-известковыми и известково-щелочными с индексом MALI (Modified Alkali-Lime Index=(Na₂O+K₂O)–CaO)) [Frost et al., 2001] от 5.34 до 7.85 (рис. 6), а также метаалюминиевыми и слабопералюминиевыми с индексом ASI (Aluminum Saturation Index = Al/(Ca–1.67P+Na+K), мол. кол.) [Frost et al., 2001] от 0.93 до 1.07 (рис. 6).

Кривые распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) вулканических пород кояндинской свиты демонстрируют однородный умеренно фракционированный характер распределения с отношением (La/Yb)_n от 1.44 до 4.08 (рис. 7). При этом в области тяжелых РЗЭ отсутствует существенная дифференциация элементов с (Gd/Yb)_n отношением от 1.16 до 1.66, что предполагает отсутствие граната в рестите. Также вулканические породы показывают слабую отрицательную европиевую аномалию с отношением Eu/Eu* от 0.76 до 1.16, что указывает на незначительную роль плагиоклаза в процессах частичного плавления и последующей фракционной кристаллизации. Породы имеют невысокие суммы РЗЭ – от 37 до 87 г/т. Распределения редких элементов на мультиэлементных спектрах (рис. 7) схожи друг с другом и устанавливают следующие закономерности: обогащение крупноионными литофильными элементами (Rb, Ba, K, Sr), Th и истощение в областях высокозарядных элементов, таких как Nb, Ta и Ti, по сравнению с другими элементами. На всех спектрах присутствует Ta-Nb минимум, характерный для пород надсубдукционной природы. Эффузивы кояндинской свиты демонстрируют близкое сходство с нижнекаменноугольными вулканическими породами Западной Джунгарии по концентрациям и характеру спектров РЗЭ (рис. 7).

Пироксеновые трахиандезибазальты салдырминской свиты показывают фракционированные спектры, которые сильно обогащены в области легких РЗЭ, что отражено в повышенном значении (La/Yb)_n отношения – от 11.01 до 21.38. Также породы показывают существенную дифференциацию тяжелых РЗЭ с (Gd/Yb)_n отношением от 2.66 до 3.47, указывая на присутствие в рестите граната. Европиевая аномалия у этих пород также не сильно проявлена – Eu/Eu* от 0.88 до 1.01. Пироксеновые трахиандезибазальты имеют высокую сумму РЗЭ, которая варьируется от 138 до 261 г/т. Спектры на мультикомпонентной диаграмме данных пород (рис. 7) в целом имеют схожие характеристики по набору отрицательных (Nb, Ta, Ti) и положительных (Ba, Rb, Th, K) аномалий с ранее рассмотренными породами. Однако для пород в целом характерно повышенное содержание элементов, сопоставимое с обогащенными базальтами типа OIB, особенно это видно в области высокозарядных элементов – Zr (194–225 г/т) и Hf (4.76–5.61 г/т), а также Th (5.19–10.85 г/т). Риодациты характеризуются высокой суммой РЗЭ (197–205 г/т), обогащением Zr (441–534 г/т), Y (72–79 г/т) и обеднением Th (2.41–3.26 г/т), U (0.82–1.20 г/т), Ce (65–68 г/т), Nb (11.69–13.75 г/т), Sr (95–107 г/т). Кривые распределения РЗЭ данных пород (рис. 7) схожи между собой и слабо обогащены легкими редкоземельными элементами относительно тяжелых с (La/Yb)_n отношением от 2.02 до 2.25. Слабо выражена отрицательная европиевая аномалия, имеющая отношение Eu/Eu* от 0.60 до 0.79. На мультикомпонентной диаграмме (рис. 7) кислые вулканические породы показывают общее обогащение элементами, за исключением Ba, Nb, Ta, Sr и Ti.

5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Для реконструкции палеотектонических обстановок формирования вулканических пород Жарма-Саурской зоны (базальты, андезибазальты, трахиандезибазальты) применены трехкомпонентные дискриминантные диаграммы (рис. 8). Большинство пород попадает в поля, характерные для островодужных толеитов и известково-щелочных базальтов, что соответствует надсубдукционной обстановке. Однако на диаграмме (рис. 8, в) точки составов пироксеновых трахиандезибазальтов салдырминской свиты лежат в поле щелочных базальтов океанических островов. Такое положение обусловлено повышенным содержанием P₂O₅ (0.66–0.67 мас. %) при умеренном TiO₂ (1.14–1.15 мас. %). При этом другие вещественные характеристики (например, содержание Th ~11 г/т) не позволяют относить эти породы к океаническим. Вероятно, эти особенности могут быть связаны не с океанической обстановкой, а возможно, с вовлечением обогащенного астеносферного материала в условиях корового (постколлизионного) растяжения, причем кора на данной территории представлена вулканогенно-осадочными породами островодужного происхождения. Также с учетом тесной пространственной ассоциации с кислыми эффузивами предполагается контаминация магматических расплавов коровым веществом. На бинарных диаграммах вулканические породы группируются в области вулканических дуг, для которых характерны повышенные значения Th/Nb отношения (рис. 9). При этом на диаграммах (рис. 9, в) пироксеновые трахиандезибазальты салдырминской свиты также отклоняются от основного массива данных в сторону обогащенного источника, демонстрируя повышенные содержания Nb.

Кислые магматические породы салыдырминской свиты представлены преимущественно риодацитами, реже – риолитами и трахириолитами (см. рис. 5). По основным петрохимическим индексам (Fe, MALI, A/NK и ASI) для гранитоидов, минеральной ассоциации, а также по редкоэлементному составу (см. рис. 6) кислые эффузивы схожи с гранитоидами I-типа [Clarke, 1992; Chappell, White, 2001; Frost et al., 2001]. Вероятнее всего, их формирование связано с частичным плавлением вулканических пород надсубдукционного происхождения.

Для получения дополнительной информации об обстановках формирования вулканических пород была проведена оценка мощности коры на выделяемых этапах вулканической активности Жарма-Саурской зоны (рис. 10). Также для сопоставления оценка мощности сделана по позднепалеозойским эффузивам сопряженной Чарской зоны [Khromykh et al., 2020] и Западной Джунгарии [Xu et al., 2022; Zhang et al., 2026]. Глубина границы Мохо рассчитывалась по двум эмпирическим уравнениям («мохометрам»). Для основных пород расчет проводился исходя из Ce/Y отношения по закономерности, установленной в работе [Mantle, Collins, 2008]. Для расчета брались составы с содержанием SiO₂<55, MgO>4 мас. % с потерями при прокаливании менее 4 %. Для пород с содержанием SiO₂>55 мас. % оценка проводилась на основе зависимости (La/Yb)_n отношения от мощности надсубдукционной коры в современных областях вулканизма, установленной в работе [Hu et al., 2017]. Полученные оценки (рис. 10) показывают, что формирование вулканических пород кояндинской свиты происходило при плавлении в основании относительно тонкой коры с мощностью, варьирующейся от 13 до 24 км при среднем значении 20 км. Более молодые породы салдырминской свиты формировались при плавлении утолщенной коры, оценки мощности которой варьируются в диапазоне 29–51 км (средняя – 38 км). При этом оценки, полученные по кислым породам, значительно ниже оценок, полученных по основным породам, что может указывать на то, что кислые породы формировались на более высоких уровнях земной коры. Однако данная закономерность не прослеживается в вулканических породах сопряженной Чарской зоны.

Оценки мощности коры Жарма-Саурской зоны на момент формирования пород салдырминской свиты соответствуют мощностям, полученным по Чарской зоне, а также по Западной Джунгарии. На рис. 10 приведено сопоставление оценок мощности коры по вулканическим породам и их возраста со временем образования среднекаменноугольных молассовых отложений таубинской и буконьской свит Обь-Зайсанской складчатой области, а также с интервалом формирования гранитоидных пород саурского комплекса – единственных интрузивных пород в пределах Жарма-Саурской зоны [Khromykh et al., 2019]. Исходя из этого сопоставления, можно сказать, что увеличение мощности коры как Жарма-Саурской зоны, так и Обь-Зайсанской складчатой системы в целом произошло в интервале 330–320 млн лет после завершения субдукционного магматизма и сопровождалось формированием молассовых отложений, что может быть объяснено скучиванием коровых масс в результате коллизионного процесса. Также это подтверждается и работами по китайской части Жарма-Саурской зоны [Xu et al., 2022, 2023], где на интервал 330–320 млн лет (конец раннекаменноугольного времени) реконструируется увеличение мощности земной коры. Следует отметить, что на момент формирования гранитоидов саурского комплекса субдукционный магматизм в пределах Жарма-Саурской зоны прекратился. Таким образом внедрение этих интрузивов скорее отвечает процессам инициации коллизионного этапа развития региона, например отрыву слэба, нежели субдукционному этапу.

С учетом вышесказанного вулканические толщи кояндинской свиты могут быть проинтерпретированы как фрагмент структуры Жарма-Саурской дуги. Они являются преимущественно порфировыми миндалекаменными породами (см. рис. 4), состав которых варьируется от базальтов (основная доля) до трахиандезибазальтов и трахиандезитов, которых меньшинство (см. рис. 5). Все породы относятся к низкокалиевым сериям (см. рис. 5) с варьирующимся содержанием SiO₂ (46.58–56.77 мас. %), повышенным содержанием Al₂O₃ (до 20.55 мас. %) и с низким – средним TiO₂ – от 0.63 до 1.40 мас. %. Умеренное обогащение легкими РЗЭ, недифференцированный состав тяжелых РЗЭ, отчетливое обогащение крупноионными литофильными элементами и Sr относительно высокозарядных элементов свидетельствуют в пользу надсубдукционного происхождения расплавов в условиях небольшой глубины (<24 км).

Для средних пород салдырминской свиты, пироксеновых трахиандезибазальтов, можно предложить «континентальную» обстановку образования, связанную с постколлизионным растяжением. Для этих пород характерны повышенные содержания SiO₂ (53.37–55.55 мас. %) и K₂O (2.20–3.65 мас. %), что может отражать контаминацию коровым материалом (см. рис. 5). Повышенные содержания P₂O₅ (0.33–0.67 мас. %) и умеренный TiO₂ (0.92–1.15 мас. %) также, вероятно, свидетельствуют о поступлении обогащенного вещества мантии. Кроме этого, проявлен небольшой Ta-Nb минимум, отмечается значительное обогащение легкими РЗЭ и существенная дифференциация в области тяжелых РЗЭ, что может указывать на присутствие граната в рестите. Также отмечается обогащение крупноионными и высокозарядными элементами (см. рис. 7). Данные породы объединяют в себе характеристики обогащенного астеносферного источника (повышенные содержания P₂O₅, K₂O, присутствие остаточного граната, указывающего на глубинное образование расплава (>29 км), существенное обогащение легкими РЗЭ) в сочетании с рядом надсубдукционных меток (повышенные содержания SiO₂, обогащение Th, крупноионными литофильными элементами, а также типичные аномалии по Ta-Nb и Ti). Таким образом, формирование рассматриваемых пород может быть связано с гибридными расплавами, образованными в результате смешения обогащенного вещества мантии с коровым субстратом, сложенным продуктами надсубдукционных процессов.

Значительным распространением в разрезе салдырминской свиты пользуются кислые вулканические породы варьирующегося состава – риодациты, риолиты и трахириолиты (см. рис. 4). Эти породы образуют обширные лавовые потоки, а также выполняют цемент туфовых брекчий. Петрографически породы обнаруживают стекловатый характер и флюидальность – наличие крупных вытянутых миндалин, заполненных халцедоном (см. рис. 4). Первичное стекло раскристаллизовано и превращено в микропойкилитовую структуру, характерную для рассматриваемых пород. По петролого-геохимическим параметрам кислые вулканические породы салдырминской свиты сопоставляются с гранитоидами I-типа, что позволяет рассматривать их как продукт частичного плавления коры, которое было вызвано прогревом корового субстрата (основные – средние породы надсубдукционного происхождения) на фоне процессов постколлизионного растяжения.

Возраст вулканизма на территории Жарма-Саурской зоны установлен на основе U-Pb геохронологии детритовых цирконов из туфопесчаников и магматических цирконов из кислых вулканических пород (см. рис. 2, 3). В результате выделены два основных этапа вулканической активности: раннекаменноугольный этап, связанный с функционированием зоны субдукции, и постколлизионный этап позднекаменноугольного возраста, который впервые выявлен в пределах воронцовско-саурской части Жарма-Саурской зоны.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования вулканических пород, распространенных в воронцовско-саурской части Жарма-Саурской зоны, позволили сделать следующие выводы:

1. В пределах рассматриваемого полигона выделяется два каменноугольных этапа вулканической активности – поздний фамен – ранний визе (кояндинская свита) и гжельский век (салдырминская свита).
2. Вулканические породы в составе кояндинской свиты представлены толеитовыми базальтами и андезибазальтами, а по петролого-геохимическим параметрам соответствуют островодужным вулканическим сериям и связаны с субдукционным этапом развития Жарма-Саурской зоны.
3. В составе салдырминской свиты обнаружена бимодальная серия – трахиандезибазальты, а также риодациты и риолиты. Трахиандезибазальты демонстрируют признаки пород, образованных обогащенными мантийными расплавами, которые подверглись коровой контаминации в условиях постколлизионного растяжения.Кислые вулканические породы салдырминской свиты (риодациты, риолиты) отвечают по составу гранитоидам I-типа и образовались при частичном плавлении надсубдукционных пород на фоне постколлизионных событий.

7. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность к.г.-м.н. Е.И. Михееву, А.С. Волосову, М.Д. Царевой за помощь в проведении экспедиционных работ; к.т.н. Н.Г. Кармановой, к.х.н. И.В. Николаевой, М.В. Хлестову за аналитические исследования состава пород и минералов. Авторы также благодарны рецензентам к.г.-м.н. А.С. Мехоношину и к.г.-м.н. А.А. Третьякову, чьи замечания помогли существенно улучшить рукопись.

8. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

9. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

Приложение 1 / Appendix 1

Приложение 2 / Appendix 2