Раннепалеозойская активная окраина Северного Тянь-Шаня

ГЛАВА 5. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКАЯ РЕКОНСТРУКЦИЯ РАННЕПАЛЕОЗОЙСКОЙ АКТИВНОЙ ОКРАИНЫ СЕВЕРНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ

Проведенное изучение пространственно-временных рядов раннепалеозойских геодинамических комплексов Северного Тянь-Шаня, палеотектонической зональности, закономерностей структурной эволюции позволяет предложить новую модель формирования, консолидации и последующей трансформации этого звена складчатого пояса. В ней диагностируются палеогеодинамические обстановки формирования комплексов и рассмотрено последовательное преобразование структур субдукционной активной окраины в аккреционную покровно-складчатую систему. Выделены следующие основные этапы эволюции.( Реконструкции даются в современных географических координатах)

Дивергентный этап (V₂-₂) предшествовал формированию активной окраины Северного Тянь-Шаня. Спрединг между Улутау (?)-Северотяньшаньским и Тарим-Срединнотяньшаньским субконтинентом сформировал Киргизско-Терскейский океанический бассейн (КТОБ), на обоих бортах которого накапливались комплексы зрелых пассивных окраин (V-₂). Существенные различия в строении разрезов этого интервала, в частности отсутствие тиллоидов в северотяньшанской единице (Киселев, 2001 и др.) указывает на его значительный размеры уже в венде. Пассивный режим на Срединнотяньшанской окраине сохранялся и для всего последующего каледонского цикла развития вплоть до среднего-позднего ордовика, на северном же борту бассейна он сменился на активный субдукционный уже к концу кембрия. На северной пассивной континентальной окраине (V₂), и в океанической области (_1-2) проявились также внутриплитные магматические процессы. Наличие аномальных палеоокеанических структур существенно отразилось на характере дальнейших субдукционно-аккреционных процессов.

Формирование Северотяньшанской активной окраины, конвергентный субдукционный этап (₃-О_2/3).

Формирование островодужного субдукционного ансамбля (₃-О₁t). Заложение северовергентной зоны субдукции на гетерогенном фундаменте происходит вблизи "северного" субконтинента не ранее рубежа среднего-позднего кембрия. Процесс мог быть инициирован перерождением в субдукционный желоб транспрессионного участка трансформного разлома при изменении кинематики движения плит в обширном к этому времени КТОБ. Формировалась протяженная островная дуга с энсиматическим и энсиалическим(?) сегментами. К концу кембрия прекращается активный спрединг в КТОБ, начинается постепенное сближение его бортов. Примитивная островная дуга формируется в субаквальных или глубоководных условиях, вулканизм носит преимущественно эффузивный характер. Лавы принадлежат истощенным слабодифференцированным толеитовой и бонинитовой сериям. На энсиматических отрезках активной окраине был присущ своеобразный аккреционный режим с фронтальным причленением верхних уровней расслаивающейся при субдуцировании океанической земной коры и глубинным подслаиванием (underplating) нижних ее частей в фундамент островной дуги, сопровождавшийся метаморфизмом и частичным плавлением. Происходит расширение и дифференциация задуговой области. Для склонов вулканической дуги характерно гемипелагическое осадконакопление.

Зрелая островодужная стадия (O₁a-O₂l). Многими исследователями отмечалась важная тектоническая перестройка структурного плана в середине аренига, однако ее природа до сих пор неясна. Так некоторые из них (Миколайчук, 1997; Хераскова, 1997; Гесь, 1997, 1999) полагают, что в это время происходит обдукция энсиматических островных дуг в связи с южновергентным субдуцированием и замыканием задугового бассейна с корой океанического типа (Киргизско-Терскейского в их построениях), а субдукция противоположной полярности со стороны основного океанического бассейна (Ишим-Нарынского), возобновляется существенно позже. Результаты проведенного исследования показывают, что фактический материал не согласуется с такими построениями. Предлагаемая модель предполагает непрерывность эволюции субдукционных процессов и определенную унаследованность структур до и послеаренигского этапа. В раннем ордовике вулканическая дуга вступает в зрелую фазу развития. Формируются лавы дифференцированных толеитовых и известково-щелочных серий, активность сопровождается формированием мощных подводных вулканокластических шлейфов. В цоколь дуги и примыкающую задуговую область внедряются плагиогранит-гранодиоритовые интрузии (470-500 Ма). Перед ее фронтом формируются мощные аккреционные призмы, в чешуйчато-складчатой структуре которых, принимают участие и вулканогенно-осадочные комплексы склонов островной дуги, и разнообразные офиолиты (в т.ч. с аномальными характеристиками), пелагические и мелководные карбонаты (₂-О₁). Многие особенности этого рубежа может объяснить продвижение в зону субдукции внутриплитного океанического поднятия, сопровождающееся дроблением, расслоением, фронтальным аккретированием его верхней части к вулканической дуге и временной блокировкой северовергентной зоны субдукции. Произошла интенсивная проградация субдукционно-аккреционной призмы, формировалась ее покровно-складчатая структура. Это хорошо объясняет наблюдаемую на многих участках офиолитовой зоны тектоническую дивертикуляцию покровных единиц, повсеместное синхронное, массовое поступление экзотических карбонатных олистостром и микститов с вулканомиктово-кремнистой класткой, турбидитов, грейнитов. Уже к концу аренига оформляется преддуговой бассейн, начинается накопление терригенно-флишевых комплексов "толукско-долонских фаций", заполняющих этот прогиб и образующих каледонский неоавтохтон периферической покровной зоны. Фациальные особенности нижних горизонтов этих образований указывают на наличие резко расчлененного тектонического рельефа в области размыва. Как следствие блокировки, в наиболее раскрытой части задугового бассейна формируется субдукционная система встречной полярности (Джумгал-Северотерскейская), комплексы которой датируются аренигом-лландейло. Ей изначально присущ субдукционно-аккреционный стиль развития, в связи с чем здесь образуется мощный покровно-складчатый конседиментационный комплекс с хаотитами, структуры и образования которого прекрасно сохранились в крупном останце кровли Джумгальского гранитного батолита (С. Е. Христов и др., 1987, Е. В. Христов, 1997). Одновременно проявляется и активность вулканической островной дуги с известково-щелочным и субщелочным подводным и субаэральным вулканизмом. Подобная крупная перестройка активной окраины хорошо объясняет и лланвирнские события: резкое снижение вулканической активности и общее погружение структур южного субдукционного ансамбля. Это документируется сменой грубокластических осадков склонов вулканической дуги гемипелагическими конденсированными разрезами: тонкими телепирокластическими кремнистыми туффитами с горизонтами дистальных турбидитов и контуритов. В преддуговом бассейне в арениге интенсивно накапливался литит-полимиктовый и вулканомиктовый проксимальный флиш с грубой ритмичностью, но уже в лланвирне они сменяются дистальными турбидитами и монотонными глинистыми сланцами со смешанной аркозово-граувакковой кластикой.

Формирование зрелых островных дуг сопровождалось становлением сложной структуры задугового бассейна. Некоторые его участки возникли в процессе задугового спрединга, однако, значительная часть его располагалась на раздробленном сиалическом фундаменте бывшей пассивной окраины субконтинента, а отдельные элементы могли развиваться на энсиматическом фундаменте, отгороженном от КТОБ при заложении зоны субдукции. Это определило и достаточно сложную структуру осадочного чехла задуговой области. Современное состояние изученности не позволяет расшифровать ее в полной мере. Ясно лишь, что вблизи континентального склона, шельфе субконтинента и на внутренних сиалических поднятиях в раннем-среднем ордовике накапливались мощные аркозово-полимиктовые сланцево-терригенные и авандельтовые кварцит-углеродисто-карбонатные комплексы, а на участках примыкающих к островной дуге получили развитие терригенно-сланцевые комплексы со значительной долей вулканомиктового материала.

Формирование активной континентальной окраины андского типа.(O₂ln). Восстановление северовергентной субдукции и продолжавшаяся некоторое время активность зоны субдукции встречной полярности привели к быстрому сокращению площади задугового бассейна. За счет этих процессов продолжается и сокращение площади КТОБ. Вспышка вулканической активности, произошедшая в начале лландейло и проявившаяся на значительной площади, связана с преобразованием островодужной системы в активную континентальную окраину андского типа. На отдельных ее отрезках возникали крупные наземные стратовулканические центры с дифференцированным известково-щелочным и субщелочным эффузивно-эксплозивным характером вулканизма. Их становление сопровождалось интрузивным магматизмом монцонит-сиенит-гранодиоритового состава. На других участках происходил мощный субаэральный эксплозивно-эффузивный известково-шелочной андезитовый вулканизм. В преддуговых областях внедряются комплексы пакетированных силлов и даек и восстанавливается вулканомиктовое осадконакопление. На этот этап приходится и начало становления мощного пояса гранодиорит-гранитных батолитов, первые фазы которых имеют еще субдукционные геохимические характеристики (Гесь, 1999). Процесс замыкания задугового бассейна сопровождался началом деформирования и покровного сближения комплексов бывших острововодужных ансамблей.

Конвергентный аккреционно-коллизионный этап (О₃-S₁). Уже к концу лландейло к зоне субдукции продвигаются и аккретируются первые сиалические блоки противоположного борта КТОБ (Каратау-Таласская единица), что документировано внедрением интрудировавшим сутуру между этой и Северотяньшанской единицами гранитоидов Сусамырского батолита, а также возрастом наиболее молодых отложений пассивной окраины и временем их деформации (Алексеев, 1993). В карадоке начинается сближение и с основной - Чаткало-Нарынской единицей Срединнотяньшанского субконтинента. Процесс сутурирования океанической литосферы и начало коллизии сближающихся сиалических единиц обусловили интенсивные северовергентные покровно-складчатые деформации, в которые последовательно вовлекаются комплексы невулканических и вулканических островных дуг, задугового бассейна с различным строением фундамента и чехла, склоново-шельфовые комплексы Северотяньшанского субконтинента. Наиболее масштабные перемещения испытывают бывшие аккреционные призмы (в т. ч. офиолиты). За счет гипербазитов формируются серпентинитовые меланжи, захватывающие разобщенные фрагменты аллохтонных пластин. Сами аллохтоны деформируются с образованием крупных синформ и антиформ. Остаточные бассейны испытывают перекомпенсацию, их заполняют мощные мелководные и континентальные терригенно-глинисто-карбонатные толщи с обилием аркозового материала в составе кластики. Во впадинах центральной части формирующегося орогена накапливаются континентальные конгломераты с "эндемичным" составом кластики. Все молассовые комплексы испытали лишь умеренные пликативные деформации. Таким образом, формирование структурного ансамбля каледонид Северного Тянь-Шаня завершается к концу карадока. Завершающим аккордом консолидации каледонской системы в позднем ордовике-раннем силуре становится внедрение поздних фаз комплекса гранитных батолитов (уже с коллизионными характеристиками).

Наложенные коллизионные деформации каледонской аккреционно-складчатой системы (C₂m-Q). В девонское-раннекаменноугольное время ослабленная зона, соответствующая широтному отрезку сутуры на месте замыкания КТОБ, контролировала переход континентальных красноцветных фаций Северного Тянь-Шаня в шельфовые Срединнотяньшанские. Начавшиеся в московском веке коллизионные процессы, связанные с северным смещением Тарима и постепенным замыканием Туркестанского океанического бассейна (Биске, 2001), привели к покровному совмещению этих фаций чехла и затронули краевые фрагменты каледонского фундамента. В частности, повторный срыв, перемещение и дополнительные деформации испытал Каракаттинский офиолитовый аллохтон и верхние части подстилающего его автохтона. Это послужило началом образования вторичных региональных деформационных структур типа Сонгкельской сигмоиды. Усиление сжатия и переход коллизии в жесткую фазу в начале перми, сформировал выразительный парагенез субширотных и диагональных сдвигов, затронувших уже и внутреннюю область каледонской системы. Деформации каледонид продолжились и усилились на альпийском этапе. Из-за сходной кинематики структуры, возникшие на этих двух этапах, редко удается обособить. Их суммарный эффект выразился в существенном пережиме каледонских палеотектонических зон во фронте выступов Таримского индентора (например, в Ак-Шийракском синтаксисе), фрагментации тектонических единиц, развороте некоторых из них и согласованном отжиме их в западном направлении. При этом резко проявилась реологическая и структурная неоднородность каледонской аккреционной системы. Наиболее существенно трансформировались механически весьма неоднородные тектонические единицы с офиолитами и палеосубдукционными комплексами. На участках максимального сжатия это привело к продольному (субширотному) мегабудинажу, расплющиванию блоков, вплоть до формирования мощнейших зон бластомеланитов (хребты Капкатасс, центральный и северный Терскей-Ала-Тоо). Западнее такие тектонические единицы испытали сдвигово-надвиговую фрагментацию, сокращение поперечных размеров, продольное перемещение. Менее деформированными оказались тектонические единицы с докаледонским сиалическим фундаментом, особенно "ядро" аккреционной системы Северотяньшанского субконтинента. Но и для них возможности выявления первоначальной доколлизионной ширины, ориентировки и пространственного положения достаточно ограниченны. Учет особенностей постумных деформаций, диагностируемых хотя бы в рамках отдельных сегментов, был одним из условий корректного проведения каледонских палеореконструкций.