Каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня

Актуальность темы

диссертации.

Проблема тектонической эволюции островодужных систем и их роли в формировании континентальной коры относится к числу наиболее актуальных фундаментальных проблем в науках о Земле. Островодужные комплексы в пределах многих палеозойских складчатых поясов слагают крупные сегменты, изучение которых позволяет выявлять основные этапы и закономерности формирования континентальной коры в островных дугах, определить роль и значение новообразованного сиалического вещества в коре этих поясов. С развитием новых прецизионных методов изучения стратифицированных и плутонических комплексов появилась возможность делать выводы о строении, возрасте и составе не только верхних, но также средних и нижних горизонтов коры палеозойских складчатых сооружений, сложенных островодужными комплексами. В настоящей работе в этом плане рассматриваются каледонские складчатые сооружения Казахстана и Северного Тянь-Шаня, являющие прекрасными примерами островодужных провинций, где возможно изучение процессов формирования континентальной коры, строения и состава ее различных горизонтов. Цель исследований.

Главная цель выполненных исследований состояла в том, чтобы на основе данных о геологическом строении, структурной эволюции и составе палеозойских вулканогенно-осадочных и плутонических комплексов реконструировать тектоническую эволюцию и разработать интегрированную геодинамическую модель формирования континентальной коры каледонид Казахстана и Северного Тянь-Шаня. Фактический материал.

В основе диссертации лежат материалы, собранные автором в течение многолетних полевых исследований (1991;2009 гг.) в различных районах Казахстана и Северного Тянь-Шаня, в ходе которых было проведено картирование целого ряда крупных ключевых участков в Чингизском, Бощекульском и Степнякском районах Казахстана и Присонкульском районе Северного Тянь-Шаня. Для обоснования защищаемых положений изучено более 1000 тысячи шлифов, использовано более 500 оригинальных анализов горных пород на главные, редкие и редкоземельные элементы, выполненнных рентгено-флюоресцентным методом и методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой в лабораториях ГИН РАН и ИМГРЭ МПР, также были использованы данные по изотопным составам Sr и Nd для 50 проб вулканических пород и гранитоидов, полученные на многоколлекторном масс-спектрометре Sector 54 в лабораториях ИГЕМ РАН и ИГГД РАН. В процессе работы над диссертацией проведено U-Pb геохронологическое изучение акцессорных цирконов 10 реперных магматических комплексов методом термоионизационной масс-спектрометрии (ГО-ТШЗ) в лаборатории ИГГД РАН. Кроме того, в диссертации синтезированы опубликованные к настоящему времени стратиграфические, структурные, петрологические и другие геологические данные по нижнепалеозойским вулканогенно-осадочным и плутоническим комплексам Казахстана и Северного Тянь-Шаня. Научная новизна.

1. В каледонидах Казахстана и Северного Тянь-Шаня выделены Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский вулканические пояса, в строении которых участвуют комплексы раннепалеозойских островных дуг и бассейнов с океанической корой. Показано, что эти пояса испытали значительные вторичные деформации, связанные с формированием Казахстанского ороклина в среднем-позднем палеозое и крупных сдвигов в конце палеозоя — начале мезозоя.

2. Доказан раннекембрийский возраст офиолитов Джалаир-Найманской и Бощекульской зон и раннеордовикский возраст континентальных кислых эффузивов повышенной щелочности, залегающих в основании палеозойского разреза Степнякской зоны.

3. В Урумбайской, Селетинской, Бощекульской и Центрально-Чингизской зонах выделены непрерывные карбонатно-кремнисто-туфогенные разрезы, возраст которых охватывает интервал от середины среднего кембрия до начала лланвирна.

4. Впервые проведено изучение геохимических и изотопно-геохимических особенностей палеозойских гранитоидов Степнякского и Чингизского регионов, позволившее получить информацию о составе глубинных горизонтов континентальной коры. Апробация результатов работы и публикации.

Результаты исследований по теме работы докладывались на международных и всероссийских совещаниях: Первом Всероссийском петрографическом совещании (Уфа, 1995), Международном совещании по палеогеографии венда и раннего палеозоя (Екатеринбург, 1996), «Тектоника Азии» (Москва, 1997), «Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики» (Москва, 2008), «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)» (Иркутск, 2005;2009), «Геодинамика внутриконтинентальных орогенов и геоэкологические проблемы» (Бишкек, 2008), «Граниты и эволюция земли: геодинамическая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов» (Улан-Уде, 2008), «Изотопные системы и время геологических процессов» (Санкт-Петербург, 2009), заседаниях лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя, коллоквиумах и конкурсах научных работ ГИН РАН.

По теме диссертации опубликовано 32 научные работы, в том числе одна монография и 27 статей в рецензируемых журналах.

Практическое значение.

Изложенные в диссертации и публикациях автора результаты могут служить основой для создания корреляционных легенд нового поколения геологических карт Казахстана и Северного Тянь-Шаня и использованы при составлении обзорных тектонических, палеогеографических и других специализированных карт, а также при проведении прогнозно-поисковых работ на рудные полезные ископаемые. Объем и структура работы.

Диссертация состоит из двух частей, введения, заключения и списка цитированной литературы. В первой части работы на основе описания строения и состава крупных раннепалеозойских вулканических поясов реконструирована тектоническая эволюция островодужных систем и бассейнов с океанической корой Казахстана и Северного Тянь-Шаня в течение кембрия-ордовика. Во второй части рассмотрено строение и процессы формирования континентальной коры в Чингизском и Степнякском сегментах каледонид Казахстана. Части разбиты на главы, в которых описаны состав, строение и обстановки формирования комплексов, участвующих в строении конкретных вулканических поясов или сегментов складчатых сооружений. Всего в работе шесть таких глав, не считая введения и заключения. Диссертация состоит из 320 стр., содержит 95 иллюстраций и список литературы из 240 наименований. Основные защищаемые положения.

1. В каледонидах Казахстана и Северного Тянь-Шаня выделены протяженные Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский вулканические пояса, испытавшие вторичные деформации. В строении поясов принимают участие главным образом изверженные породы раннепалеозойских островодужных систем различных типов и сопряженных с ними бассейнов с океанической корой.

2. Сарыаркинский вулканический пояс имеет сложную покровно-складчатую структуру и сформирован в результате тектонического совмещения (в середине аренига и середине лланвирна) комплексов ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской энсиматических островных дуг и бассейнов с океанической корой.

3. Чингиз-Северотяньшаньский вулканический пояс характеризуется достаточно простой складчатой структурой и образован средне-позднеордовикскими вулканическими и плутоническими ассоциациями энсиалической островной дуги, которые залегают на гетерогенном фундаменте, сложенном комплексами Сарыаркинского пояса и докембрийскими сиалическими образованиями.

4. Континентальная кора Чингизского сегмента каледонид Казахстана в ее верхней части образована комплексами раннепалеозойских островодужных систем и бассейнов с океанической корой, участвующими в строении Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского вулканических поясов, а также средне-позднепалеозойскими континентальными изверженными породами. Глубинные горизонты коры этого сегмента сложены преимущественно базитовыми породами раннепалеозойских надсубдукционных комплексов.

5. Верхняя часть континентальной коры Степнякского сегмента каледонид Казахстана представлена средне-позднеордовикскими островодужными комплексами Чингиз-Северотяньшаньского пояса и раннеордовикскими рифтогенными вулканитами кислого состава. Средние горизонты коры сложены сиалическими породами рифея, раннего протерозоя и, вероятно, архея, а нижние горизонты — позднедокембрийскими изверженными породами преимущественно основного состава. Благодарности.

Диссертационная работа подготовлена в Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя Геологического института РАН при благожелательной поддержке ее заведующих A.A. Моссаковского| и С.А. Курспкова")', которым автор искренне признателен.

Автор благодарен своим коллегам из Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя и других лабораторий Геологического института РАН: М. Л. Баженову, C.B. Дубининой, Н. Б. Кузнецову, А. Б. Кузьмичеву, Н. М. Левашовой, М. В. Лучицкой, Г. Е. Некрасову, C.B. Руженцеву, A.B. Рязанцеву, Г. Н. Савельевой, С. Г. Самыгину, С. Д. Соколову, A.A. Третьякову, A.A. Федотовой, Е. В. Хаину, Т. Н. Херасковой, A.C. Якубчуку, а также сотрудникам кафедры региональной геологии и истории Земли Геологического факультета МГУ В. И. Борисенку, Ал.В. Тевелеву, B.C. Милееву, A.M. Никишину и др. за очень полезные консультации на разных этапах написания диссертации.

Проведение полевых работ в Казахстане и на Тянь-Шане было бы невозможно без участия в них М. Л. Баженова, А. Б. Котова, Н. М. Левашовой, A.B. Миколайчука, О. И. Никитиной, А. Р. Орловой, A.B. Рязанцева, A.A. Третьякова, Т. Ю. Толмачевой, К. Н. Шатагина, A.C. Якубчука, которых автор сердечно благодарит.

Весьма полезными были обсуждения проблем геологии Центрально-Азиатского складчатого пояса с академиком Ф. А. Летниковым, Е. Ф. Летниковой, М. М. Шершаковой, A.B. Шершаковым и чл.-корр. РАН В. В. Ярмолюком, которым автор выражает глубокую благодарность.

Получение новых геохронологических и изотопно-геохимических данных явилось результатом совместных работ с сотрудниками Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН К. Н. Шатагиным и Института геологии и геохронологии докембрия РАН А. Б. Котовым, В. П. Ковачем, Е. Б. Сальниковой, которым автор выражает глубокую признательность и надеется на дальнейшее плодотворное сотрудничество.

В проведении биостратиграфических исследований принимали участие C.B. Дубинина, Л. А. Курковская, А. Р. Орлова, Е. А. Сережникова, Т. Ю. Толмачева, которым автор искренне признателен.

Особую благодарность автор хочет выразить М. В. Лучицкой и А. Б. Котову, взявшим на себя труд прочтения многих глав диссертации и автореферата, а также A.B. Рязанцеву, с которым неоднократно обсуждал многие аспекты работы и проводил полевые работы в течение более 20 лет.

Огромная поддержка при проведении полевых работ была оказана автору и его коллегам руководством (Ю.А. Трапезниковым!, Г. Г. Щелочковым и А.К. Рыбиным) и всем коллективом Научной станции РАН в г. Бишкеке, которым автор хочет выразить свою искреннюю признательность.

Автор выражает свою благодарность В. А. Котову и H.A. Голионко, которые оказали большую помощь в подготовке работы.

Работы по теме диссертации проводились при финансовой поддержке РФФИ (проекты 00−05−64 646, 03−05−64 782, 06−05−65 311) и Программ фундаментальных исследований ОНЗ РАН: «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса: от палеоокеана к континенту» (2003;2005 гг.), «Центрально-Азиатский подвижный пояс: геодинамика и этапы формирования земной коры» (2006;2008 гг.), «Строение и формирование основных типов геологических структур подвижных поясов и платформ» (2009 г.).

Структура палеозоид Казахстана и Северного Тянь-Шаня.

В строении палеозоид Казахстана и Северного Тянь-Шаня участвуют сиалические массивы с докембрийской континентальной корой, а также комплексы палеозойских активных континентальных окраин различных типов. Формирование структуры палеозоид Казахстана и Северного Тянь-Шаня связано с несколькими этапами каледонских и варисцийских деформаций. В течение варисцийского тектогенеза общий структурный рисунок этой области определялся коллизией Восточно-Европейского, Сибирского и Таримского континентальных блоков, которая сопровождалась раздавливанием, расположенных между ними палеозойских складчатых систем. Отражением дислокаций в горизонтальной плоскости явилось формирование Казахстанского ороклина — крупной горизонтальной складки, в которую деформированы палеозойские и более древние складчатые зоны. Подобные структуры являются характерными элементами тектоники латерального выжимания, проявляющейся при коллизионном взаимодействии крупных континентальных блоков [Копп, 1997; Рязанцев, 2001]. Особенностью Казахстанского ороклина является его формирование в условиях продольного изгиба складчатых структур в горизонтальной плоскости, что может быть связано с отсутствием жесткого блока во внутренней части ороклина [Копп, 1997].

Варисцийские структуры.

Казахстанский ороклин маркируется среднеи позднепалеозонекими вулканоплутоническими поясами. В современной структуре эти пояса имеют различную кривизну, что может быть связано, как с разной степенью их изгибания, так и с различиями первичных очертаний. Самым древним является Казахстанский девонский вулканический пояс, выделенный A.A. Богдановым [Богданов, 1959, 1965]. В его строении участвуют континентальные, преимущественно кислые, вулканогенные толщи нижнего-среднего девона, несогласно залегающие на докембрийских и каледонских комплексах (рис. В 1). Этот пояс является маркирующей структурой среднепалеозойской активной окраины Андского типа [Рязанцев, 1999]. Вулканогенные толщи девонского пояса имеют достаточно простую складчатую структуру, для которой характерны в основном брахиморфные крупные складки с залеганием пластов на крыльях не более 30−40°. В отдельных случаях сохраняются элементы первичных вулкано-тектонических структур. Такие особенности складчатой структуры девонских вулканических комплексов объясняются как жестким каледонским или докембрийским фундаментом, так и реологическими особенностями кислых эффузивов. Первичные очертания девонского вулканического пояса, вероятно, были близки к прямолинейным, о чем, кроме структурных, свидетельствуют и палеомагнитные данные [Гришин и др., 1997; ЬеуавЬоуа е1 а1., 2003; АЬга]еу1сЬ е! а1., 2007, 2008].

Рис. В 1 Схема основных средне-позднепалеозойских структур Казахстана, Северного Тянь-Шаня и Урала.

1 — Восточно-Европейский кратон- 2 — каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня- 3 — нижне-среднедевонские континентальные вулканиты и гранитоиды Казахстанского пояса- 4 — терригенно-карбонатные толщи верхнедевонско-нижнекаменноугольного субплат-форменного чехла- 5 -каменноугольные и пермские континентальные вулканиты и гранитоиды Балхаш-Илийского пояса- 6.

— каменноугольные и пермские терригенные толщи наложенных впадин- 7 — флишевые и вулканогенно-осадочные комплексы варисцид- 8 — нижне-среднепалеозойские офиолитовые зоны- 9 -верхнедевонско-нижнекаменноугольные сланцевые и терригенно-карбонатные толщи рифтовых зон и грабенов- 10 — докембрийские и палеозойские метаморфические комплексы Восточного Урала- 11 -среднепалеозойские комплексы энсиматических островных дуг- 12 — аллохтоны, сложенные нижне-среднепалеозойскими офиолитовыми и островодужными комплексами- 13 — сдвиги: а) гигантскои б) крупноамплитудные- 14- надвиги и тектонические покровы- 15 — прочие разрывные нарушения Цифры в кружках: 1 — Казахстанский девонский вулканический пояс, 2 — Балхаш-Илийский вулканический пояс, 3 — Валерьяновский вулканический пояс, 4 — Тенизская впадина, 5 — Чу-Сарысуйская впадина, 6 — грабены и горсты Сарысу-Тенизского водораздела, 7 — Спасская рифтовая зона, 8 — Успенская и Акжал-Аксоранская рифтовая зоны, 9−11 — офиолитовые зоны: 9 -Тектурмаская, 10 — Агадырская, 11 — Северо-Балхашская. Цифры в квадратах — гигантскои крупноамлитудные сдивиги: 1 — Центрально-Казахстанский, 2 — Чингизский, 3 — Калба-Нарынский, 4.

— Талассо-Ферганский, 5 — Байдаулетовский, 6 — Джалаир-Найманский.

Девонский вулканический пояс с северо-востока, севера, юго-запада и юга обрамляет Джунгаро-Балхашскую варисцийскую складчатую область, в строении которой участвуют мощные флишевые и вулканогенно-обломочные толщи силура — нижнего и низов среднего девона. Эти комплексы заполняли крупный предцуговой прогиб, формировавшийся перед фронтом девонского вулканического пояса [Рязанцев, 1999]. Девонские и силурийские терригенные и туфогенно-терригенные толщи залегают на деформированных островодужных вулканитах, офиолитах, кремнисто-базальтовых, кремнистых и олистостромовых комплексах среднего-верхнего ордовика и самых низов силура, которые обнажены в пределах узких сложно построенных зон (Спасской, Тектурмасской, СевероБалхашской, Агадырской). В отдельных случаях девонские флишевые и вулканогенно-осадочные толщи перекрывают докембрийские метаморфические комплексы (северо-восток Актау-Джунгарского сиалического массива). На юго-востоке Джунгаро-Балхашской области силурийские и девонские флишевые толщи замещаются средне-верхнедевонскими офиолитами и кремнисто-базальтовыми комплексами, разрез которых наращивается кремнисто-сланцевыми толщами верхнего девона — низов карбона. Эти образования приурочены к узким сложно построенным зонам на востоке Джунгарского Алатау и в Западной Джунгарии [Аристов и др., 1993; Дегтярев и др., 1993].

Структура Джунгаро-Балхашской области, резко отличающаяся от структур девонского пояса, сформировалась в результате нескольких фаз деформаций в течение среднего девона — позднего палеозоя. При этом деформации каждой последующей фазы накладывались на структуры предыдущих, значительно усложняя их [Зайцев, 1984; Якубчук и др., 1989; Читалин, 1991; СЫЫш, 1996; Тевелев, 2003]. Средне-позднепалеозойские деформации комплексов Джунгаро-Балхашской варисциской области, скорее всего, связаны с образованием Казахстанского ороклина и происходили в обстановке сжатия, ось которого расположена в направлении северо-восток — юго-запад (современные координаты). При этом варицийские комплексы Джунгаро-Балхашской области выжимались в северо-западном и северном направлениях, надвигаясь на вулканогенные толщи девонского пояса и, подстилающие их, каледониды [Читалин, 1988; СИкаНп, 1996].

Наиболее ранние деформации, фиксирующиеся только в северо-западной части Джунгаро-Балхашской области, происходят в середине живета (тельбесская фаза). Деформации этого возраста проявились как в варисцийских структурах (западная часть Нуринского, Успенский и Жаман-Сарысуйский синклинории), так и пределах северозападной части Актау-Джунгарского сиалического массива. В это время были дислоцированы силурийско-раннеживетские флишевые комплексы и произошла проградация вулканического пояса в сторону Джунграро-Балхашкской области, а терригенные толщи были с несогласием перекрыты континентальными вулканитами верхнего живета-франа [Тевелев и др., 2003].

К посттельбесским событиям относится возникновение фаменского Котырасан-Калмакэмельского вулканического пояса, который смещен по отношению к ранне-среднедевонскому на 150−200 км внутрь Джунгаро-Балхашской области. В тылу этого пояса в фаменское время возникает серия рифтогенных прогибов (Спасская, Успенская, Акжал-Аксоранская, Акбастауская и др. зоны) с некомпенсированным черносланцевым осадконакоплением, которое сопровождалось излияниями субщелочных базальтов и формированием стратиформных железо-марганцевых и полиметаллических месторождений (рис. В 1) [Рязанцев, 1999; Тевелев, 2003].

Однако, наряду с задуговым положением по отношению к Котырасан-Калмакэмельскому вулканическому поясу, эти прогибы являются также частью более крупного Тениз-Балхашского рифтового пояса, формирование которого трудно связать только с задуговым растяжением [Кабанов и др., 1993]. К этому поясу, наряду с рифтогенными прогибами Джунгаро-Балхашской области, относятся грабенообразные структуры Сарысу-Тенизского водораздела, фундаментом для которых являлись комплексы девонского вулканического пояса и, подстилающие их каледониды. Отличительной чертой грабенов Сарысу-Тенизского водораздела являлось компенсированное карбонатное мелководное осадконакопление с контрастным распределением мощностей осадков (от 6 001 000 до 2500−4000 м), редко мелководные отложения расслаиваются пачками глубоководных осадков. Следует обратить внимание на положение Сарысу-Тенизского водораздела в структуре Казахстанского ороклина. Этот регион находится в месте наиболее резкого (более 90°) изгиба простираний структур девонского пояса, когда широтные простирания изменяются на северо-западные (рис. В 1). Причем этот изгиб не осложняется сдвигами или другими крупными разрывными нарушениями, поэтому с ним может быть связано возникновение структур растяжения во внешних частях ороклина, которые представлены фамен-нижнекаменноугольными грабенами Сарысу-Тенизского водораздела.

Две другие фазы деформаций в середине визе (саурская) и на границе ранней и поздней перми (саякская) привели к завершению формирования Казахстанского ороклина. Этот процесс сопровождался надвиганием пограничных структур Джунгаро-Балхашской области на каледониды, дугообразным изгибанием более древних структурных единиц, а также образованием сигмоидальных складок (Северо-Балхашская сигмоида). При этом радиус изгибания уменьшается к внутренним частям этой области, где укорочение структурных единиц было наибольшим.

К рассматриваемому временному интервалу (середина визе-конец ранней перми) относится заложение и основная стадия развития Балхаш-Илийского вулкано-плутонического пояса, формирование которого происходит одновременно с образованием ороклина. Балхаш-Илийский вулканический пояс в своих широтном и северо-восточном отрезках смещен относительно девонского пояса внутрь ороклина на 50−200 км и перекрывает флишевые среднепалеозойские комплексы Джунгаро-Балхашской области (рис. В 1). Юго-западный и южный отрезки Балхаш-Илийского пояса наложены на девонские континентальные вулканиты и, подстилающие их, каледониды. Балхаш-Илийский пояс имеет подковообразные очертания, но меньший, чем девонский пояс, радиус изгибания. Такие очертания могут быть следствием более значительных плановых деформаций Балхаш-Илийского пояса, что, возможно, только в случае его первично прямолинейных очертаний. Однако Балхаш-Илийский пояс начал свое развитие уже после начала формирования Казахстанского ороклина и развивался синхронно с продолжающимися деформациями. Поэтому подковообразные очертания Балхаш-Илийского пояса в значительной степени являются первичными, хотя в конце карбона-начале перми радиус изгибания этой структуры, вероятно, был значительно меньшим. Свои современные очертания пояс приобрел в самом конце палеозоя и, возможно, в начале мезозоя после саякской и киммерийской фаз деформаций.

Тельбесская, саурская и саякская фазы деформаций проявились и в пределах девонского вулканического пояса, где их выражением явилось постепенное все более значительное изгибание пояса в горизонтальной плоскости и формирование его подковообразных очертаний (рис. В 1).

В раннем триасе Казахстанский ороклин был нарушен серией крупных сдвигов, которые еще более исказили первичную структуру палеозоид [Читалин, 1991; СЫ1а1т, 1996]. Наибольшее значение имели гигантскоамплитудные (протяженностью 800−2000 км и амплитудой смещения 60−100 км — Центрально-Казахстанский, Чингизский, Талассо-Ферганский) и крупноамплитудные (протяженностью 140−300 км и амплитудой смещения 10−20 км — Байдаулетовский, Джалаир-Найманский и др.) сдвиги. В результате смещения по сдвигам произошло дополнительное поперечное сокращение Казахстанского орколина в 1,43 раза [Читалин, 1991].

Каледонские структуры.

Основной структурой маркирующей Казахстанский ороклин, как уже отмечалось выше, является девонский вулканический пояс. Так как континентальные вулканиты девонского пояса с несогласием перекрывают различные более древние образования, то при формировании ороклина раннепалеозойские и докембрийские структуры, также как вулканический пояс, испытали деформации в горизонтальной плоскости. Поэтому при реконструкции раннепалеозойских структур Казахстана и Северного Тянь-Шаня в первую очередь необходимо учитывать их ороклинальный изгиб в среднем-позднем палеозое и смещения по сдвигам в начале мезозоя. Однако, кроме средне-позднепалеозойских деформаций, нижнепалеозойские и докембрийские комплексы подверглись интенсивной тектонической переработке в результате нескольких этапов раннепалеозойских деформаций. К деформациям этого возраста относятся системы тектонических покровов, смещения по крупным сдвигам, в том числе ориентированные к простиранию структур под острыми углами, и горизонтальные складки с близвертикальными шарнирами.

Рис. В 2. Схема основных каледонских структур Казахстана и Северного Тянь-Шаня.

1 — флишевые и вулканогенно-осадочные комплексы варисцид- 2 — ордовикские комплексы Байдаулет-Акбастауского вулканического пояса- 3 — нижнепалеозойские комплексы Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса- 4 — средне-верхнеордовикские комплексы Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса- 5 — кембрийско-нижнеордовикские комплексы Сарыаркинского пояса- 6 — верхнекембрийско-ордовикские комплексы Ерементау-Бурунтауской рифтогенной зоны: 7 — докембрийские сиалические массивы и их нижнепалеозойские терригенно-карбонатные чехлы- 8 — верхнерифейско-нижнепалеозойские комплексы Ишим-Нарынской рифтогенной зоны- 9 — участки с высокобарическими комплексами- 10 — тектонические границы между докембрийскими сиалическими массивами и комплексами Сарыаркинского пояса- 11-наиболее крупные палеозойские сдвиги и надвиги. Цифры в кружках: 1−5 — сегменты Ишим-Нарынской зоны: 1 — Джаркаинагачский, 2 — Байконурский, 3 — Каратауский, 4 — Чаткальский, 5.

Нарынский- 6−13 — докембрийские сиалическме массивы: 6 — Кокчетавский, 7 — Ишкеольмесский, 8 -Улутауский, 9 — Чуйско-Кендыктасский, 10 — Таласско-Каратауйский, 11 — Северо-Тяньшаньский, 12 — Актау-Джунграский, 13 — Жельтавский- 14, 15 — Восточный и Северо-восточный сегменты Сарыаркинского и Чингиз-Северо-Тяньшаньского поясов- 16 — Северный сегмент Сарыаркинского пояса- 17 — Северный сегмент Чингиз-Северо-Тяньшаньского пояса- 18 — Юго-восточный сегмент Сарыаркинского и Чингиз-Северо-Тяньшаньского поясов- 19 — Южный сегмент Чингиз-Северо-Тяньшаньского пояса- 20 — Южный сегмент Сарыаркинского пояса.

Рассмотрим основные докембрийские и раннепалеозойские структуры Казахстана и Северного Тянь-Шаня по направлению от внешних частей ороклина к внутренней Джунгаро-Балхашской области.

Наиболее внешнее положение в ороклине занимает Ишим-Нарынская рифтогенная зона, которая является одной из наиболее крупных раннепалеозойских структур в западной части Казахстана и на Тянь-Шане (рис. В 2). Она прослеживается в виде большой дуги от южного обрамления Кокчетавского массива (Джаркаинагачский сегмент) к югу в западное обрамление Улутайского массива (Байконурский сегмент), далее в Большой Каратау (Каратауский сегмент) и в Пскемский и Сандалашский хребты (Чаткальский сегмент). Нарынский сегмент смещен относительно Чаткальского по Талассо-Ферганскому правому сдвигу на 100 км и простирается от хребта Коккийримтау до хребта Сарыджаз в субширотном направлении. Общая протяженность Ишим-Нырынской зоны составляет более 2000 км. На всем протяжении она отличается удивительным постоянством состава слагающих верхнедокембрийских и нижнепалеозойских комплексов. Во всех сегментах зоны отмечается налегание верхнерифейских или вендских толщ на более древние, в том числе нижнепротерозойские и архейские, комплексы. Верхнерифейские комплексы представлены мощными толщами кислых континентальных эффузивов, либо контрастными базальт-риолитовыми сериями, которые сопровождаются щелочными гранитами, граносиенитами и сиенитами. Вендские толщи с несогласием залегают либо вулканитах верхнего рифея, либо на более древних образованиях. Характерными элементами вендских разрезов являются грубообломочные тиллоиды, конгломераты, гравелиты и песчаники, основные эффузивы повышенной щелочности, карбонатные и кремнистые породы. Мощность вендских толщ может достигать 1500−2000 м. Выше залегает маломощная (не более 250 м) черносланцевая толща, возрастной интервал которой в разных сегментах зоны меняется от раннего кембрия до раннего кембрия — самых низов ордовика. Черные сланцы согласно перекрываются толщей тонкослоистых глинистых, реже органогенных, известняков и доломитов мощностью от 30 до 300 м. Возрастной диапазон карбонатной толщи изменяется от раннего кембрия-раннего ордовика до позднего кембрия. Кембрийский разрез наращивается мелкозернистыми песчаниками и известковистыми алевролитами с линзами известняков, содержащими органические остатки тремадока. Выше залегают кремнистые алевролиты и аргиллиты с конодонтами и граптолитами аренига и низов лланвирна, мощностью 100−200 м. Средний и верхний ордовик представлены мощными (до 2000 м) флишевыми толщами [Геология СССР, 1972; Геология СССР, 1971; Мамбетов, 1993; Мамбетов, Иманалиев, 1981; Ахмеджанов и др., 1979 и др.]. В ерхне докембрийские и нижнепалеозойские комплексы Ишим-Нарынской зоны смяты в крупные, часто изоклинальные, складки, сопровождающиеся осепродольными взбросами и надвигами. По строению разрезов, составу осадочных и магматических комплексов Ишим-Нарынской зоны, предполагается, что они формировались в пределах крупного рифтогенного прогиба, заложенного в позднем рифее — венде на более древнем сиалическом фундаменте. Этот фундамент обнажен как в пределах докембрийских массивов, располагающихся в основном к востоку от Ишим-Нарынской зоны, так и в ее внутренних частях (рис. В.2).

Вторичные плановые деформации Ишим-Нарынской зоны выражены ее дугообразным изгибанием, которое связано с формированием Казхастанекого ороклина, и смещении отдельных сегментов зоны по крупным позднепалеозойско-раннемезозойским сдвигам (Талассо-Ферганский, «линия Николаева»),.

К северу и востоку от Ишим-Нарынской зоны — по направлению к внутренним частям ороклина располагается широкая зона массивов с докембрийской континентальной корой, которые в ряде случаев перекрыты разнообразными палеозойскими комплексами. В целом эти массивы, вероятно, представляют собой фрагменты единого континентального блока, комплексы которого являлись фундаментом для образований Ишим-Нарынской зоны. Наиболее крупные выходы докембрийских комплексов выделяются как Кокчетавский, Ишкеольмесский, Улутауский, Чуйско-Кендыктасский и Таласско-Каратауский массивы. Докембрийский фундамент предполагается в Степнякской зоне, Тенизской и Чу-Сарысуйской впадинах. Чуйско-Кендыктасский и Талассо-Каратауский массивы на юге и юго-востоке ограничены субширотными сдвигами и далее не прослеживаются. В этих районах Северного и Срединного Тянь-Шаня докембрийские комплексы выявлены только во внутренних частях Ишим-Нарынской зоны. Вместе с другими каледонскими структурами зона докембрийских массивов испытала дугообразный изгиб, связанный с формированием Казахстанского ороклина (рис. В 2).

Докембрийские массивы обладают многими общими чертами строения комплексов фундамента и чехла. Нижние части разреза фундамента массивов образованы в основном нижнерифейскимн, реже нижнепротерозойскими, метаморфическими комплексами (Кокчетавский, Улутауский, Ишкеольмесский массивы), в ряде случаев можно предполагать присутствие архейских образований (Степнякская зона) [Филатова, 1983; Ранний докембрий ., 1993; Kroner et al., 2008]. Наибольшим распространением в пределах массивов пользуется средне-верхнерифейские кварцито-сланцевые толщи (кокчетавская серия и ее аналоги мощностью до 1500 м). Они сложены филлитовидными серицито-кварцевыми сланцами с отдельными прослоями графитистых микрокварцитов, бластопсаммитовых сланцев и доломитов, выше которых залегают кварцито-песчаники, белые и красноцветные кварциты с горизонтами циркон-рутилового шлиха. Формирование разрезов такого типа происходило на значительных площадях с континентальным основанием в течение достаточно длительного времени в тектонически стабильной субплатформенной обстановке при слабо расчлененном рельефе. Возникновение таких условий возможно только в пределах крупного континентального блока, объединявшего все сиалические массивы [Зайцев, 1974; Филатова и др., 1988; Авдеев и др., 1992; Дегтярев и др., 1998]. Верхнерифейские образования в пределах большинства массивов представлены эффузивами и вулканогенно-осадочными породами кислого состава повышенной щелочности (риолитами, трахириолитами, трахитами).

Венд-нижнеордовикские комплексы, слагающие чехол докембрийских массивов, имеют в большинстве случаев терригенно-карбонатный состав. На Кокчетавском массиве к верхам венда-кембрию относится толща известняков, доломитов, мергелей, углеродисто-глинистых и углеродисто-кремнистых сланцев, кварцевых песчаников, алевролитов (володарская свита мощностью до 500 м). В известняках собраны микрофитолиты венда [Геология ., 1987]. Выше залегают вулканомиктовые конгломераты и конглобрекчии, кварцевые и полимиктовые песчаники, черные фосфатоносные аргиллиты, кремнистые алевролиты, фтаниты с кондонтами аренига (люботинсая свита второй половины кембрия-нижнего ордовика мощностью до 400 м) [Геология ., 1987; Саламатов, Иванов, 1987]. Сланцево-карбонатно-терригенная толща венда-низов кембрия (баимбетская свита) выявлена и в пределах Ишкеольмессого массива [Спиридонов, 1987; Геология ., 1987].

Чехол Чуйско-Кендыктасского массива имеет преимущественно кремнисто-сланцевый состав [Чу-Илийский ., 1980]. В северо-западной части массива низы разреза сложены графитисто-слюдисто-кварцевыми и кварц-серицитовыми сланцами фосфор-ванадиевой минерализацией, серицитовыми и графитистыми кварцитами (киинтасская свита нижнего кембрия мощностью до 500 м). Выше залегают ритмично чередующиеся кварц-хлорит-серицитовые сланцы и алевролиты с горизонтами углеродисто-кремнистых (огизтауская свита нижнего-среднего кембрия, мощностью до 1300 м). Средний-верхний кембрий представлен кремнистыми и серицит-кремнистыми сланцами, кварцевыми песчаниками и гравелитами с горизонтами кремней и известняков. Для кремнистых пород характерны повышенные содержания ванадия. В известняках собраны трилобиты майского яруса среднего кембрия, сакского и аксайского ярусов позднего кембрия (жайсанская и добралытауская свиты мощностью до 400−600 м). Нижне-среднеордовикские образования развиты ограниченно и представлены чередующимися кварцевыми песчаниками, алевролитами, кремнистыми алевролитами и глинистыми сланцами (чубарская свита аренига-лланвирна мощностью 600 м). На юго-востоке массива распространены нижне-среднеордовикские терригенно-карбонатные толщи, в которых собраны органические остатки тремадока, аренига и раннего лланвирна (кендыктасская, агалатасская, курдайская и шербактинская свиты мощностью до 2000 м) [Никитин, 1972].

В Талассо-Каратауском массиве распространены в основном комплексы нижнепалеозойского чехла. Более глубоководный таласский комплекс слагает юго-западную часть массива. В основании разреза здесь залегают граувакковые песчаники, алевролиты и глинистые сланцы, которые перекрываются терригенно-карбонатной толщей, венчается разрез красноцветными и серыми алевролитами и песчаниками с прослоями кварцевых песчаников, доломитов и кремней. Возраст таласского комплекса охватывает интервал венда — самых низов ордовика, а его мощность может достигать 2000 м. Более мелководный кумыштагский комплекс наиболее полно представлен в северо-восточной части массива (юго-восток Таласского хребта и Малый Каратау). Здесь на рифейских образованиях залегают, песчаники, кремни со строматолитами, кремнистые и углеродисто-кремнистые сланцы, которые перекрываются красноцветными песчаниками и туффитами кислого состава (чичканская и курганская свиты низов венда мощностью до 1000 м). Верхневендско-кембрийские отложения с небольшим несогласием перекрывают рифейские комплексы либо согласно ложатся на терригенные породы низов венда. Верхний венд представлен доломитами, красноцветными алевролитами, глауконитовыми песчаниками, конгломератами (кыршабактинская свита мощностью 100−150 м) [Еганов, Советов, 1979, Геология ., 1986]. В основании кембрийского разреза залегает чулактауская свита томмотского яруса, мощностью 5−100 м, к которой приурочен ряд крупных месторождений пластовых фосфоритов. Выше залегает мощная толща карбонатов, возраст которой охватывает интервал от нижнего кембрия до лланвирна включительно (шабактинская серия мощностью до 2000 м). В разрезах серии запечатлены обстановки осадконакопления в пределах крупной подводной карбонатной горы. В ее центральной наиболее мелководной области происходило накопление доломитовых толщ, на склонах — формировались плоскообломочные брекчии дебрисных потоков, а в более глубоких частях бассейна — тонкослоистые известняки [Еганов, Советов, 1979; Геология ., 1986; Алексеев, 1992; Юшшевич, Семилеткин, 1995; Буртман, 2006 и др.]. Для Каратау-Таласского массива установлено тектоническое сближение мелководного и глубоководного типов разреза, при этом породы таласского комплекса слагают относительный автохтон, на который надвинуты мелководные толщи кумыштагского комплекса. Тектонически сближенные комплексы затем были совместно смяты в крупные складки. Сближение комплексов друг с другом и последующие складчатые деформации имели позднеордовикский возраст.

В отличие от большинства докембрийских массивов, где венд-нижнеордовикские комплексы имеют терригенно-карбонатный состав, в Степнякской зоне в основании палеозойского разреза залегают вулканогенные толщи нижнего ордовика, представленные контрастной риолит-базальтовой серией. Особенности ее строения, состава и обоснование возраста будут рассмотрены в главе II.II.

Далее по направлению к внутренним частям ороклина — в западной части Казахстана к востоку от докембрийских массивов, на Северном Тянь-Шане к северу от Ишим-Нарынской зоны, а также на северо-востоке и востоке Казахстана выделяется сложно построенный Сарыаркинский пояс (рис. В 2). В его строении участвуют тектонически совмещенные вулкано-плутонические комплексы ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской эинсиматических островных дуг, а также офиолиты, кремнистые и кремнисто-базальтовые толщи, формировавшиеся в сопредельных бассейнах с океанической корой. Комплексы Сарыаркинского пояса имеют только тектонические соотношения с образованиями обрамляющих структур, а его внутреннее строение характеризуется широким распространением покровных дислокаций. Сарыаркинский пояс подвергся как средне-позднепалеозойским, так и раннепалеозойским деформациям в горизонтальной плоскости, а в конце палезоя-начале мезозоя был расчленен на отдельные сегменты крупными сдвигами. В среднем-позднем палеозое в результате образования Казахстанского ороклина основная часть пояса, которая объединяет Юго-западный, Северный, Северо-восточный и Восточный сегменты, приобрела подковообразные очертания. Юго-западный сегмент имеет северо-западное простирание и включает комплексы Джалаир-Найманской зоны, хребта Кендыктас и Сарысу-Тенизского водораздела. Северный сегмент, в строении которого участвуют комплексы Селетинской, Урумбайской и Ирадырской зон, имеет субмеридиональное простирание. Северо-восточный сегмент образован комплексами Восточно-Ерементауской, Бощекульской и Кендыктинской зон, имеющих субширотное и северо-восточное простирания. Восточный сегмент пояса имеет северо-западное простирание и объединяет несколько зон Чингиз-Тарбагатайского региона. В Южном сегменте пояса, расположенном на Северном Тянь-Шане, отчетливо проявлены раннепалеозойские плановые деформации, выражением которых явилось образование субширотной изоклинальной горизонтальной складки. Ее крылья и замыкание сложены кембрийско-нижнепалеозойскими островодужными и офиолитовыми комплексами Киргиз.

Терскейской зоны, ядро — докембрийскими и нижнепалеозойскими образованиями Северо-Тяньшаньского сиалического массива (рис. В 2).

Если с внешней стороны ороклина Сарыаркинский пояс обрамляется только докембрийскими массивами, то с внутренней — различные сегменты пояса сопряжены с различными докембрийскими и раннепалеозойскими структурами (рис. В 2). Южный, Юго-западный и Северный сегменты Сарыаркинского пояса с внутренней стороны ороклина сопряжены с энсиалическими структурами, развитие которых происходило на докембрийской континентальной коре, а Северо-восточный и Восточный сегменты — с вулканическими поясами, в строении которых значительную роль играют меланократовые комплексы.

Энсиалические структуры, сопряженные с комплексами Южного, Юго-западного и Северного сегментов Сарыаркинского пояса, представлены Северо-Тяныпаньским и Жельтавским и Актау-Джунгарским докембрийскими сиалическими массивами и Ерементау-Бурунтауской зоной. Последняя в своей южной части разделяет Жельтавский и Актау-Джунгарский массивы, а в северной — Северный и Северо-восточный сегменты Сарыаркинского пояса (рис. В 2).

Северо-Тяньшаньский, Жельтавский и Актау-Джунгарский массивы по строению и составу комплексов фундамента и чехла имеют много общих черт с массивами западной части Казахстана, которые расположены от Сарыаркинского пояса с внешней стороны ороклина. В строении фундамента Актау-Джунгарского, Жельтавского и Северо-Тяньшаньского массивов основную роль играют средне-верхнерифейские кварцито-сланцевые толщи, верхнерифейские кислые эффузивы, базальт-риолитовые серии и граниты. Реже отмечается присутствие нижнепротерозойских метаморфических комплексов (Жельтавский и Северо-Тяньшаньский массивы). Чехол массивов образован терригенными и терригенно-карбонатными комплексами, возраст которых охватывает интервал венда-самых низов ордовика, а в пределах Актау-Джунгарского массива — венда-позднего ордовика [Ранний докембрий ., 1993; Миколайчук и др., 1997аДегтярев, 2003; Kroner et al., 2007, Апаяров и др., 2008; Дегтярев и др., 2008].

Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона представляет собой узкую протяженную (более 2000 км) структуру, в строении которой основную роль играют кремнистые толщи верхнего кембрия-нижнего лланвирна, также присутствуют терригенно-карбонатные, черносланцевые и щелочно-базальтовые комплексы этого же возрастного диапазона. Большое значение в строении зоны имеют средне-верхнерифейские кварцито-сланцевые толщи, верхнерифейские кислые вулканиты и граниты, а также карбонатные толщи нижнего кембрия, аналогичные комплексам Актау-Джунгарского и других сиалических массивов. На отдельных участках среди кремнистых толщ присутствуют фрагменты офиолитов. Все эти комплексы образуют пакеты тектонических пластин, совмещение которых произошло в конце лланвирна и сопровождалось формированием олистостромов. Анализ состава и строения нижнепалеозойских комплексов Ерементау-Бурунтауской зоны позволяет предполагать, что их формирование происходило в рифтогенном прогибе, заложенном на континентальной коре [Рязанцев и др., 2006, 2009].

Комплексы Сарыаркинского пояса и обрамляющих его докембрийских сиалических массивов образуют гетерогенный фундамент средне-верхнеордовикского Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса, в строении которого участвуют дифференцированные вулканические серии, вулканогенно-осадочные и флишевые толщи (рис. В 2). Пояс, также как и все каледонские структуры, подвергся деформациям в горизонтальной плоскости, связанным в формированием Казахстанского ороклина, а позднепалеозойско-раннемезозойскими сдвигами был расчленен на ряд сегментов (Южный, Юго-западный, Северный, Северо-восточный и Восточный). Средне-верхнеордовикские комплексы Чингиз-Северотяньшаньского пояса имеют относительно простую складчатую структуру, они не захвачены покровными дислокациями и раннепалеозойскими деформациями в горизонтальной плоскости.

Северо-восточный и Восточный сегменты Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского поясов с внутренней стороны ороклина сопряжены со структурами, в строении которых значительную роль играют меланократовые комплексы. Такими структурами являются Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс и Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс, сложенный в основном островодужными вулканитами (рис. В 2).

Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс образован дифференцированными и контрастными вулканическими сериями, возраст которых охватывает интервал от аренига до конца ордовика. В пределах ряда структур эти комплексы подстилаются полными и редуцированными офиолитовыми разрезами, что свидетельствует о формировании значительной части этого пояса в пределах энсиматической островной дуги. Комплексы Байдаулет-Акбастауского пояса имеют относительно простую складчатую структуру, для них не характерны покровные дислокации. Деформации, связанные с формированием Казахстанского ороклина, привели к дугоообразному изгибанию пояса, а позднепалезойско-раннемезозойские сдвиги расчленили его на отдельные сегменты.

Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский пояса отделены от Байдаулет-Акбастауского Ескембай-Балкыбекским офиолитовым поясом, в строении которого участвуют фрагменты различных частей офиолитовых разрезов нижнего кембрия-верхнего ордовика, слагающие пакеты тектонических покровов, формировавшихся в конце ордовика и сопровождавшееся образованием мощных олистостромовых толщ. Анализ состава и строения нижнепалеозойских комплексов Ескембай-Балкыбекского пояса позволяет предполагать, что их формирование происходило в бассейне с океанической корой на протяжении всего раннего палеозоя [Дегтярев, 1999; Дегтярев, Рязанцев, 2007]. Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс также подвергся дугоообразному изгибанию, связанному с образованием Казахстанского ороклина, а сдвигами был расчленен на отдельные сегменты.

Во внутренней части ороклина, образованной варисцидами Джунгаро-Балхашской области, выделение структур каледонского этапа затруднено из-за интенсивных средне-позднепалеозойских деформаций и локального распространения нижнепалеозойских комплексов. Здесь они приурочены к узким сложно построенным зонам (Тектурмасская, Северо-Балхашская, Агадырская), возникновение которых связано с варисцийскими деформациями (рис. В 1). В строении этих зон участвуют средне-верхнеордовикские и нижнесилурийские образования, которые без несогласия перекрываются силурийскими и нижнедевонскими флишевыми толщами. Отличительной особенностью нижнепалеозойских комплексов, рассматриваемых зон, является принадлежность их к различным частям офиолитовых разрезов. Выделяются ранне-среднеордовикские, средне-позднеордовикские позднеордовикско-раннесилурийские офиолиты, при этом наиболее полно представлены их верхние кремнисто-базальтовые и кремнистые части. Плутонические комплексы офиолитов в виде крупных блоков и глыб участвуют в строении серпентинитовых меланжей, и только в редких случаях сохраняются полные разрезы [Якубчук и др., 1989; Якубчук, 1991; Дегтярев, 1999; Тевелев и др., 2003]. В Тектурмасской и Северо-Балхашской зонах каледонские деформации выразились в образовании доскладчатых тектонических покровов. В их строении участвуют фрагменты средне-верхнеордовикских кремнистых и кремнисто-базальтовых разрезов, залегающих внутри олистостромовых толщ верхнего ордовика-нижнего силура [Герасимова и др., 1992, Якубчук и др., 1989]. В Агадырской зоне каледонские деформации не проявились, а распространенные здесь позднеордовикско-раннесилурийские кремнисто-базальтовые и кремнистые комплексы без несогласия перекрыты филишевыми толщами силура-среднего девона [Дегтярев, 1999; Тевелев и др., 2003]. Анализ строения и состава нижнепалеозойских комплексов Джунгаро-Балхашской области свидетельствует, что их формирование происходило в пределах бассейна с океанической корой. При этом образование доскладчатых тектонических покровов в Тектурмасской и Северо-Балхашской зонах происходит одновременно с формированием кремнисто-базальтовых комплексов в Агадырской зоне.

Таким образом, в строении палеозоид Казахстана и Северного Тянь-Шаня участвуют допалеозойские и палеозойские комплексы, формировавшиеся в различных геодинамических обстановках. При этом палеозойские образования в основном являются реликтами различных окраинно-континентальных структур. Для раннепалеозойского этапа эволюции этого региона значительную роль играют покровные дислокации, формирование которых связано с коллизией островных дуг с докембрийским континентальным блоком или друг с другом, сопровождавшееся закрытием бассейнов с океанической корой. В среднем-позднем палеозое произошло образование крупной горизонтальной складки — Казахстанского ороклина, в которую были деформированы и все более древние структуры. Формирование структуры палеозоид Казахстана и Северного Тянь-Шаня завершилось в конце палеозоя-начале мезозоя, когда ороклин был рассечен системой крупных правых сдвигов северозападного и левых сдвигов субширотного простираний.

Часть I. Тектоническая эволюция раннепалеозойских островодужных систем Казахстана и Северного Тянь-Шаня.

В палеозоидах Казахстана и Северного Тянь-Шаня нижнепалеозойские островодужные комплексы участвуют в строении трех вулканических поясов, различающихся возрастом, строением и особенностями состава вулканических и плутонических образований. Выделяются Сарыаркинский, Чингиз-Северотяньшаньский и Байдаулет-Акбастауский пояса. Комплексы вулканических поясов являются реликтами одной или нескольких островодужных систем, в строении Сарыаркинского пояса также участвуют образования сопредельных с островными дугами бассейнов с океанической корой. Все пояса подверглись средне-позднепалеозойским деформациям при формировании Казахстанского ороклина, а позднепалеозойско-раннемезозойские сдвиги расчленили их на отдельные сегменты.

Рассмотрим структурное положение, строение, обоснование возраста и состав комплексов этих вулканических поясов, а также особенности тектонической эволюции различных раннепалеозойских островодужных систем.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

.

Проведенные исследования позволили обобщить все имеющиеся к настоящему времени данные по строению, возрасту и составу каледонских комплексов Казахстана и Северного Тянь-Шаня. При анализе особое внимание уделялось наложенным ранне-, средне-и позднепалеозойским деформациям, которые сильно исказили первичную структуру. В результате удалось показать, что фрагментарно представленные и удаленные друг от друга на значительные расстояния кембрийские и ордовикские комплексы являются частями крупных в основном островодужных структур, развитие которых происходило как океанической, так и на континентальной коре. Реконструкция раннепалеозойских структур показала, что их протяженность могла достигать 2000;3000 км, что сопоставимо с современными островодужными системами западной части Тихого океана. Эти выводы противоречат представлениям о первичном характере мозаичной структуры Казахстана и Северного Тянь-Шаня с небольшой протяженностью отдельных структурных единиц, часто имевших торцовые сочленения [Моссаковский и др., 1993 и др.]. Проведенный анализ показал, что такие особенности имеют вторичный характер, а их возникновение связано с интенсивными деформациями крупных структур, происходившими в течение всего палеозоя. На протяжении палеозоя изменялись типы структур зоны перехода океан — континент. Главными раннепалеозойскими структурами являлись островные дуги, краевые и междуговые бассейны с океанической корой. При этом в кембрии-раннем ордовике преобладали энисматические, а в среднем-позднем ордовике энсиалические островные дуги. Для среднего и позднего палеозоя островными структурами являлись окраинно-континентальные вулкано-плутонические пояса.

В течение всего палеозоя в Казахстане и Северном Тянь-Шане происходила латеральная и вертикальная аккреция континентальной коры. В раннем палеозое к докембрийскому континентальному блоку причленялись комплексы островных дуг и бассейнов с океанической корой. В среднем и позднем палеозое в окраинно-континентальных поясах происходила переработка более древней коры, которая служила источником разнообразных гранитоидов, а также формирование новых участков континентальной коры. Такое длительное существование протяженных структур характерных для зон перехода океан-континент дает основание предполагать, что их эволюция происходила в краевой части длительно развивавшегося океанического бассейна, существовавшего на протяжении всего палеозоя — более 250 млн. лет.

Большое значение имеют исследования строения и состава палеозойских магматических комплексов крупных сегментов складчатых сооружений Казахстана, которые позволили сделать обоснованные предположения о составе и возрасте большей части континентальной коры недоступной для непосредственного наблюдения. Такие работы показали гетерогенность континентальной коры палеозоид Казахстана и различную длительность ее формирования в разных сегментах, которая в основном определяется присутствием или отсутствием докембрийских сиалических комплексов в основании палеозойских окраинно-континентальных структур.