Средне-палеозойское развитие Урало-Казахстанской складчатой системы

Глава 3.2. Геодинамика Урало-Казахстанской складчатой области в среднем-позднем палеозое

Региональная геодинамика Центрального Казахстана

В пределах Казахстанской складчатой области наиболее сложную эволюцию претерпели вулканические пояса и прилегающие к ним участки, отождествляемые с придуговыми прогибами и поднятиями. Поэтому историю развития всего региона удобнее разбивать на стадии, связанные с эволюцией этих поясов. Уникальность современного строения Казахстана состоит в том, что в нем более или менее сохранились фрагменты почти всех палеозон для большинства стадий развития, причем чаще всего их взаиморасположение отвечает первичному.

Тельбесская стадия (ранний девон - фран) охватывает интервал времени от зарождения девонского окраинно-континентального вулканического пояса до его полного отмирания. Казахстанский и Центрально-Тургайский пояса чрезвычайно близки по строению и истории развития и, возможно, некогда составляли единую структуру, поэтому рассматриваются вместе. На раннетельбесской стадии развития (ранний девон - ранний живет) Казахстанский пояс представлял собой в достаточной степени однородное образование, а на позднетельбесской (поздний живет - фран) - гетерогенное. Структурное положение и характер разрезов различных его сегментов, а также связанных с ними "придуговых" прогибов в это время существенно различаются, из чего следует, что ключевым моментом в развитии пояса является поздний живет. На рис. 3-1 приведены идеализированные палеогеодинамические разрезы через различные сегменты вулканического пояса для этого отрезка времени.

Вне зависимости от современного положения сегментов океанический бассейн изображен справа, а континент - слева. Очевидно, что строение Моинтинского отрезка пояса в позднем живете существенным образом отличалось от остальных. Во-первых, сам вулканический пояс (4) находился не на краю палеоконтинента, а на удалении от берега. Между ним и преддуговым прогибом (1) располагался коллаж небольших террейнов (3), состоящий из: а - блоков докембрийской коры (Актау-Кызылэспинский террейн), б - аккреционного комплекса таконид и в - дислоцированных комплексов ранне-среднедевонского преддугового прогиба (2). Во-вторых, позднеживетский вулканизм был очень активным как в пределах дуги, так и перед ее фронтом, на террейнах, включая, что особенно примечательно, только что дислоцированный преддуговой прогиб.

Проблема заключается в том, что не очень ясен механизм смятия преддугового прогиба (фор-арка). Исследования, проведенные в современных преддуговых прогибах [MacCaffrey, 1996] показывают, что, их деформации связана с транспрессивными зонами, ориентированными вдоль прогибов. Общепринятой причиной развития сдвиговых структур в субдукционных комплексах является косое схождение плит. Хотя настоящее время нет данных для обоснованных палинспастических реконструкций, принципиальная модель может быть описана. Отличительным признаком Моинтинского сегмента является наличие в фор-арке докембрийского террейна. Существует высокая вероятность того, что преддуговой прогиб был деформирован именно благодаря этому террейну. В сильно упрощенном виде ситуация изображена на рис. 3-2.

Рис. 3-2. Идеализированная модель образования деформированного преддугового бассейна при косом схождении плит. 1 - субдуцирующая океанская плита; 2 - континентальный блок; 3 - окраинно-континентальный вулканический пояс; 4 - жесткий блок во фронте вулканического пояса (террейн); 5 - деформированный фор-арк; 6 - недеформированный фор-арк.

Из-за присутствия крупного террейна конвергентная граница плит испытывает существенный изгиб, вследствие чего на отрезках, косо ориентированных к направлению субдуцирования резко возрастает сдвиговая составляющая, вызывающая параллельное дуге сжатие. В результате фор-арк деформируется. Саурская стадия делится на 3 этапа: 1) зарождение островной дуги (фамен); 2) развитие зрелой островной дуги (турне - начало визе); 3) коллизия "континент - островная дуга" (конец визе - серпуховской век).

На 1 этапе латеральный ряд активной окраины выглядит так: Джунгарский океанический бассейн - Северо-Жунгарский преддуговой прогиб - авулканическая островная дуга (Центрально-Жунгарский и Северо-Балхашский сектора) - Саякский междуговой прогиб - Котырасан-Калмакэмельская вулканическая островная дуга - задуговые поднятия (Илийское, Токрауское, Калмакэмельское, Баканасское) - Жаильминско-Предчингизская система задуговых прогибов с развитыми задуговыми рифтами (Жаильминский, Акжал-Аксоранский, Успенский, Даганделинский) - тыловые прогибы (Моинкумский, Каракенгирский, Баянаульско-Шидертинский, Чингизский).

Геодинамическая природа рифтов интерпретируется неоднозначно. Хотя их возникновение достаточно хорошо укладывается в модель задугового рифтинга, нельзя отрицать и возможность других интерпретаций, в частности, плюм-тек-тонической модели [Веймарн и др., 1999]. В пользу наложения в фамене плюмтектонического процесса на плитотектонический говорят следующие факты:

1 - все рифтогенные прогибы локализованы в зонах активного позднефранского вулканизма стадии предрифтогенного прогрева, который имел глобальное значение и проявлен в самых разных структурах как подвижных поясов, так и платформ [Веймарн и др., 2002; Бурштейн и др., 1996 и др.]; 2 - позднефранский предрифтогенный прогрев произошел до заложения островной дуги, с которой могут связываться указанные рифты; 3 - позднефранские вулканиты обладают уникальным (ультракалиевые риолиты, андезиты и базальты) составом [Бурштейн и др., 1997], хорошо выдержанным в самых различных структурах, что безусловно связано с глобальными, а не с локальными причинами.

На 2 этапе этот латеральный ряд сохраняется. Ввиду общей трансгрессии часть задуговых и тыловых поднятий оказывается перекрыта морем.

На 3 этапе началась коллизия между островной дугой и континентом, приведшая к закрытию всех задуговых бассейнов в середине визе. Этап рассматривается в качестве переходного: остаточная островная дуга продолжала развиваться, а в Валерьяновской зоне - даже активизировалась; кроме того, началось формирование окраинно-континентального пояса.

Саякская стадия разделяется на два этапа: 1) развитие окраинно-континентального пояса (средний карбон - начало перми); 2) быстрая коллизия "континент - окраинный бассейн" (середина ассельского века). Общая латеральная зональность на этой стадии предельно упрощена: окраинный бассейн - окраинно-континентальный пояс - тыловые поднятия - тыловые прогибы.

Постсаякская стадия (пермь) характеризуется трансформацией окраинно-континентального пояса во внутриконтинентальный.

Региональная геодинамика Южного Урала

В пределах Южного Урала, как и в Казахстане ключевым моментом всех геодинамических построений является интерпретация структуры и эволюции островодужной системы (здесь - Магнитогорской). К сожалению, анализ латеральных рядов среднедевонских образований затруднен, поскольку практически весь среднедевонский вулканизм сосредоточен в Магнитогорском мегаблоке, а индикаторные с геодинамической точки зрения ранне-среднедевонские кремнистые толщи и олистостромы обнаруживаются и западнее Магнитогорского мегаблока [Пучков, 2000], и восточнее его [Тевелев и др., 1998] только в составе тектонических покровов и меланжей. Среднедевонский возраст вулканогенно-осадочных пород сухтелинской толщи с характеристиками дистальных зон островных дуг доказан нами в Сухтелинском аллохтоне. Если это фронтальные части дуги (варианты А.В. Рязанцева и др. [1999], В.М. Мосейчука и др. [2001]), то надо предполагать, что: (1) бассейн с океанической корой полностью субдуцировал под Магнитогорскую островную дугу с востока и от него осталась только сутура (Уйская шовная зона); (2) сам Сухтелинский покров надвинут на Восточно-Уральский микроконтинент позднее; (3) восточная окраина Восточно-Европейской платформы представляла собой приконтинентальный склон задугового бассейна. Если это тыловые части дуги, то не исключены варианты реконструкций В.Н. Пучкова [2000], И.Б. Серавкина [1997] и др., по которым целиком субдуцировавший палеоокеан следует искать в районе Главного Уральского разлома, а Сухтелинский аллохтон обдуцирован на тыловое поднятие. Если верен вывод большинства из этих авторов о наследованном развитии девонских зон субдукции от ордовикских, то некоторый свет на ситуацию могут пролить именно ордовикские базальтоиды, ассоциированные со среднедевонскими толщами. Изученные нами ордовикские базальтоиды Вознесенско-Присакмарской [Рязанцев и др., 2000], а также Сухтелинской и Варненской [Тевелев, 2000] зон имеют разные геохимические характеристики (рис. 3-3).

А Б В

Рис. 3-3. Спектры РЗЭ ордовикских базальтоидов: А - Вознесенско-Присакмарской, Б - Сухтелинской и В - Варненской зон (нормировано хондриту С1)

Наиболее близки к составу N-MORB базальты Варненской зоны (производные истощенной мантии), толеитовые базальты Сухтелинской и Вознесенско-Присакмарской зон близки между собой, а в последней развитие ордовикского магматизма более всего напоминает эволюцию задугового бассейна [Фролова, Бурикова, 1997]. Эти данные свидетельствуют в пользу западного падения зоны субдукции в ордовике. Означает ли это, что и в девоне она падала в ту же сторону? Решение этого вопроса - дело будущего.

Позднефранский вулканизм распространен на Южном Урале шире ранне-среднедевонского: бугодакская, аблязовская, новоивановская толщи Магнитогорского мегаблока [Мосейчук и др., 2000], шелудивогорская толща Уйской зоны [Кошелева, Тевелев, 1998], березняковская толща Восточно-Уральского мегаблока [Тевелев, Кошелева, 2002]). Этот вулканизм принадлежит абсарокит-шошонитовой, реже - шошонит-латитовой сериям. Вулканиты отличаются высококалиевым составом и аномально высокими концентрациями ЛРЗЭ. Отсутствие очевидной зональности и специфический состав, близкий по смыслу к составам синхронных ультракалиевых пород Центрального Казахстана, приводит к мысли об общности их происхождения, которое мы склонны связывать с глобальным позднедевонским суперплюмовым событием.

Наиболее благоприятным отрезком времени для геодинамических интерпретации является ранний карбон, поскольку раннекаменноугольные вулканические комплексы распространены от Магнитогорского мегаблока до Зауральского, что дает простор для изучения латеральных трендов [Тевелев и др., 2003а, в].

Анализ латерального и вертикального распространения раннекаменноугольных вулканических комплексов на Восточном Урале заставляет обратить внимание на два факта: 1) начало вулканической деятельности на протяжении почти 20 млн. лет постепенно смещалось с запада на восток; 2) вулканические пояса раннего карбона имеют небольшую протяженность - 200-250 км, а на юг и на север замещаются терригенными прогибами; все эти пояса локализованы поперечной к "уральскому" простиранию полосе шириной не более 300 км. Такое последовательное раскрытие локальных структур растяжения может быть корректно описано двумя способами: 1 - прохождение континентальной плиты с востока на запад над горячей точкой (тогда, если "развернуть" нынешнюю структуру, общее перемещение плиты составит 300-400 км при скорости движения 1,5-2 см в год, что реально); 2 - раскрытие присдвиговых транстенсивных структур (пулл-апартов) в ходе развития крупной региональной сдвиговой зоны (рис. 3-4). Вторая модель также вполне приемлема - обстановки левостороннего сдвига в раннем карбоне Восточного Урала были изучены нами и обоснованы на примере формирования интрузивов Каменской группы кособродского плутонического комплекса [Tevelev et al., 2000; Тевелев, 2002].

Рис. 3-4. Идеализированная модель последних этапов развития вулканических поясов Восточного Урала и Зауралья в раннем карбоне. Белые щели и звезды - раскрывающиеся пулл-апарты и активные вулканы; черные щели и звезды - закрытые пулл-апарты

Последовательность развития сдвиговой зоны на последних этапах может быть представлена таким образом: 4 - "блокирование" СМД в Магнитогорском мегаблоке, раскрытие в Восточно-Уральском (березиновский и таяндинский комплексы); 5 - раннесаурская фаза, " блокирование " вулканических СМД, шарьирование, внедрение массивов Каменской группы (К); 6 - быстрое раскрытие одиночного вулканического СМД (аккаргинский комплекс). Геодинамически такая модель примерно соответствует Калифорнийскому типу.

Взаимодействие Палеоурала и Палеоказахстана в девоне - перми

Основной исторической тенденцией взаимодействия Палеоурала и Палеоказахстана является сближение геодинамических обстановок их развития, более всего разнящихся в девоне и почти идентичных в перми. Это выражается как в составе осадочных и магматических комплексов, так и в проявленности главных фаз тектогенеза и связано с реальным сближением палеорегионов вследствие поглощения океанических плит и смещений по крупным сдвигам. Обнаруженная синхронность тектонических событий на всех стадиях развития объясняется общей взаимосвязанностью движений плит и почти одновременной их реакцией на крупные перестройки. Кроме того, существовали глобальные процессы, оказывавшие влияние на развитие Урала и Казахстана вне зависимости от их удаленности друг от друга (позднедевонский и раннепермский суперплюмы). Вся Урало-Казахстанская складчатая система начиная с середины девона испытывала общие деформации изгиба, вследствие чего превратилась в сложно построенный ороклин, состоящий из различных складчатых зон, смещенных по крупным сдвигам. Соответствующие изгибу структурные парагенезы обнаруживаются в "замках" ороклинов: в районе хр. Султан-Увайс [Морозов, 2001], на Сарысу-Тенизском поднятии [Завражнов, 1993], в западной части Актау-Моинтинского мегаблока, в северном изгибе Балхаш-Илийского пояса.