Каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня: строение, тектоническая эволюция и процессы формирования континентальной коры

Введение. 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 ходе 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 этих дислокаций 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. 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; Рязанцев, 2001].

Казахстанский ороклин, сформировавшийся в результате нескольких фаз варисцийских деформаций, маркируется Казахстанским девонским и Балхаш-Илийским позднепалеозойским вулкано-плутоническими поясами, являющиеся типичными структурами активных континентальных окраин Андского типа. Эти пояса обрамляют внутреннюю Джунгаро-Балхашскую варисцийскую складчатую область, в строении которой участвуют в основном среднепалеозойские флишевые комплексы преддуговых прогибов [Рязанцев, 1999]. Девонский пояс первоначально имел очертания близкие к прямолинейным, а его изгибание, начавшееся в среднем девоне продолжалось до конца палеозоя, что подтверждается как структурными, так и палеомагнитными данными [Гришин и др., 1997, Levashova et al., 2003; Abrajevich et al., 2007, 2008]. Эволюция Балхаш-Илийского позднепалеозойского пояса началась на фоне продолжающихся варисцийских деформаций, поэтому его первичные очертания, скорее всего, были не прямолинейными. Последовавшие в конце палеозоя деформации привели к еще большему ороклинальному изгибанию этого пояса и уменьшению радиуса его кривизны. В раннем триасе Казахстанский ороклин был нарушен серией крупных северо-западных правых и субширотных левых сдвигов, которые еще более исказили первичную структуру палеозоид и вызвали дополнительное поперечное сокращение ороклина [Читалин, 1991; Chitalin, 1996].

Девонские и позднепалеозойские комплексы вулкано-плутонических поясов представлены континентальными вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами, имеющими достаточно простую складчатую структуру, для которой характерны крупные брахиморфные складки с падениями пластов на крыльях под углами не более 30-40^o. Эти комплексы со стратиграфическим и угловым несогласием залегают на подстилающих нижнепалеозойских и докембрийских образованиях. Следовательно, изгибу в горизонтальной плоскости, в результате которого образовался Казахстанский ороклин, подвергались как средне-позднепалеозойские вулкано-плутонические пояса, так и более древние структуры фундамента этих поясов. Поэтому при реконструкции каледонской структуры Казахстана и Северного Тянь-Шаня необходимо учитывать наложенные варисцийские и киммерийские деформации, которые привели к ороклинальному изгибу всех более древних структур и смещению их сегментов по крупным сдвигам.

Докембрийские и нижнепалеозойские комплексы, кроме средне-позднепалеозойских деформаций, связанных с образованием Казахстанского ороклина, подверглись интенсивным раннепалеозойским дислокациям, среди которых наибольшее значение имеют системы тектонических покровов, крупные сдвиги и изоклинальные горизонтальные складки. Каледонские структуры в пределах Казахстана, Северного и Срединного Тянь-Шаня образованы комплексами, формирование которых происходила как на континентальной (сиалические массивы, перекрытые терригенно-карбонатными чехлами, рифтогенные зоны, энсиалические островные дуги), так и на океанической (энсиматические островные дуги, океанические бассейны) коре.

При рассмотрении каледонских структур Казахстана, Северного и Срединного Тянь-Шаня от внешних частей ороклина к внутренним наиболее крупными из них являются следующие: Ишим-Нарынская рифтогенная зона, зона массивов с докембрийской континентальной корой, Сарыаркинский вулканический пояс, массивы с докембрийской континентальной корой, Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона, Чингиз-Северотяньшаньский вулканический пояс, Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс, Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс, Джунгаро-Балхашская область (рис. 1):

Рис. 1. Схема основных каледонских структур Казахстана и Северного Тянь-Шаня 1 - докембрийские сиалические массивы и их V-O чехлы; 2 - Ишим-Нарынская рифтогенная зона; 3 - Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона; 4-6 - раннепалеозойские вулканчиеские пояса; 4 - Сарыаркинский, 5 - Чингиз-Северотяньшаньский, 6 - Байдаулет-Акбастауский; 7 - Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс; 8 - Джунгаро-Балхашская область варисцид; 9-11 - наиболее крупные разрывные нарушения: 9 - раннепалеозойские тектонические покровы; 10 - раннепалеозойские сдвиги; 11 - средне-позднепалеозойские 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 сиалические массивы: 6 - Кокчетавский, 7 - Ишкеольмесский, 8 - Улутауский, 9 - Чуйско-Кендыктасский, 10 - Таласско-Каратауский, 11 - Северо-Тяньшаньский, 12 - Актау-Джунгарский, 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

Ишим-Нарынская рифтогенная зона занимает в ороклине внешнее положение и прослеживается от южного обрамления Кокчетавского массива (Джаркаинагачский сегмент) к югу в западное обрамление Улутауского 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 Кок-Ийрим Тау до хребта Сарыджаз в субширотном направлении. Общая протяженность Ишим-Нырынской зоны составляет более 2000 км.

Во всех сегментах зоны отмечается налегание верхнерифейских или вендских толщ на более древние, в том числе нижнепротерозойские, комплексы. Верхнерифейские комплексы представлены кислыми эффузивами, либо контрастными базальт-риолитовыми сериями, которые сопровождаются щелочными гранитами и сиенитами. Характерными элементами вендских разрезов являются грубообломочные породы, основные эффузивы повышенной щелочности, карбонатные и кремнистые породы. Мощность вендских толщ достигает 1500-2000 м. Выше залегает маломощная (не более 250 м) черносланцевая толща, возраст которой в разных сегментах зоны меняется от раннего кембрия до раннего кембрия - самых низов ордовика. Черные сланцы согласно перекрываются тонкослоистыми известняками и доломитами мощностью от 30 до 300 м, возраст которых изменяется от раннего кембрия - раннего ордовика до позднего кембрия. Выше залегают песчаники и алевролиты с линзами известняков, содержащими органические остатки тремадока. Далее разрез наращивается кремнистыми алевролитами и аргиллитами аренига и низов лланвирна мощностью 100-200 м. Средний и верхний ордовик представлены мощными (до 2000 м) флишевыми толщами [Геология СССР. Т. ХХ, 1972; Геология СССР Т. XL, 1971; Мамбетов, 1993; Мамбетов, Иманалиев, 1981; Ахмеджанов и др., 1979 и др.]. 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.

Зона массивов с докембрийской континентальной корой располагается к северу и востоку от Ишим-Нарынской зоны. Наиболее крупными из них являются Кокчетавский, Ишкеольмесский, Улутауский, Чуйско-Кендыктасский и Таласско-Каратауский массивы. Кроме того, докембрийский фундамент предполагается в Степнякской зоне, Тенизской и Чу-Сарысуйской впадинах.

Докембрийские массивы обладают многими общими чертами строения комплексов фундамента и чехла. Нижние части разреза фундамента массивов образованы в основном нижнерифейскими, реже нижнепротерозойскими, метаморфическими комплексами (Кокчетавский, Улутауский, Ишкеольмесский массивы); в ряде случаев можно предполагать присутствие архейских образований (Степнякская зона) [Филатова, 1983; Ранний докембрий , 1993; Kröner et al., 2008]. Верхнерифейские образования в пределах большинства массивов представлены эффузивами и вулканогенно-осадочными породами кислого состава повышенной щелочности. Венд-нижнеордовикские комплексы, слагающие чехол докембрийских массивов, имеют в большинстве случаев терригенно-карбонатный, реже кремнисто-сланцевый состав [Никитин, 1972; Чу-Илийский , 1980; Геология , 1987; Спиридонов, 1987]. Отличительной особенностью Степнякской зоны является присутствие в основании ее палеозойского разреза контрастной риолит-базальтовой серии нижнего ордовика [Дегтярев и др., 2008].

Сарыаркинский вулканический пояс располагается к северу от Ишим-Нарынской зоны на Северном Тянь-Шане и к востоку от зоны докембрийских массивов в западной части Казахстана, далее пояс протягивается в северо-восточные и восточные районы Казахстана. В строении пояса участвуют тектонически совмещенные вулкано-плутонические комплексы ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской энсиматических островных дуг, а также офиолиты, кремнистые и кремнисто-базальтовые толщи, формировавшиеся в сопредельных бассейнах с океанической корой. С обрамляющими структурами комплексы Сарыаркинского пояса имеют только тектонические соотношения, а его внутреннее строение характеризуется широким развитием покровных дислокаций.

Сарыаркинский пояс с внутренней стороны ороклина сопряжен с различными докембрийскими и раннепалеозойскими структурами. В западной части Казахстана и на Северном Тянь-Шане к ним относятся рифтогенные зоны и массивы с докембрийской континентальной корой, а на северо-востоке и востоке Казахстана - вулканические и офиолитовые пояса.

Массивы с докембрийской корой представлены Северо-Тяньшаньским, Жельтавским и Актау-Джунгарским массивами, которые по строению и составу комплексов фундамента и чехла имеют много общих черт с массивами западной части Казахстана. В строении фундамента массивов основную роль играют средне-верхнерифейские кварцито-сланцевые толщи, верхнерифейские эффузивы кислого состава, базальт-риолитовые серии и граниты. Реже отмечается присутствие нижнепротерозойских метаморфических комплексов (Жельтавский и Северо-Тяньшаньский массивы). Чехол 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., 1997; Дегтярев, 2003; Kröner et al., 2007, Апаяров и др., 2008; Дегтярев и др., 2008].

Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона в своей южной части разделяет Жельтавский и Актау-Джунгарский массивы, а в северной расчленяет на сегменты Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский пояса. Она 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 того же возрастного диапазона. Большое значение в строении зоны имеют средне-верхнерифейские кварцито-сланцевые толщи, верхнерифейские вулканиты кислого состава 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].

Чингиз-Северотяньшаньский вулканический пояс образован средне-верхнеордовикскими дифференцированными вулканическими сериями, вулканогенно-осадочными и флишевыми толщами, залегающими на гетерогенном фундаменте, в состав которого входят комплексы Сарыаркинского пояса и обрамляющих его докембрийских сиалических массивов. Средне-верхнеордовикские комплексы Чингиз-Северотяньшаньского пояса имеют относительно простую складчатую структуру и формировались в пределах крупной энсиалической островодужной системы.

На северо-востоке и востоке Казахстана Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский пояса с внутренней стороны ороклина сопряжены с Ескембай-Балкыбекским офиолитовым и Байдаулет-Акбастауским вулканическими поясами.

Ескембай-Балкыбекскиий офиолитовый пояс сложен офиолитами, кремнисто-базальтовыми и кремнистыми толщами нижнего кембрия - верхнего ордовика, образующими тектонические покровы, формирование которых происходило в конце ордовика и сопровождалось образованием мощных олистостромовых толщ. Анализ состава и строения нижнепалеозойских комплексов Ескембай-Балкыбекского пояса позволяет предполагать, что их формирование происходило в бассейне с океанической корой, развитие которого происходило на протяжении всего раннего палеозоя [Дегтярев, 1999; Дегтярев, Рязанцев, 2007].

Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс образован дифференциро-ванными 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.

В Джунгаро-Балхашской варисцйской складчатой области каледонские комплексы приурочены к узким сложно построенным зонам (Тектурмасская, Северо-Балхашская, Агадырская), возникновение которых связано с варисцийскими деформациями. Нижнепалеозойские образования этих зон представлены различными частями офиолитовых разрезов раннего-среднего ордовика, среднего-позднего ордовика и позднего ордовика - раннего силура, которые представляют собой фрагменты коры крупного океанического бассейна [Якубчук и др., 1989; Якубчук, 1991; Дегтярев, 1999; Тевелев и др., 2003].

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. В раннем палеозое значительную роль играют покровные дислокации, проявление которых связано с коллизией островных дуг с докембрийским континентальным блоком или друг с другом и 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 сдвигов, преимущественно, северо-западного и субширотного простираний.