Комплексы ранне-среднекембрийской островной дуги

Комплексы ранне-среднекембрийскиой островной дуги являются наиболее древними образованиями, входящими в состав Сарыаркинского пояса, и слагают относительно небольшие фрагменты в его различных сегментах, где представлены: а) офиолитами со значительными объемами гранитоидов в верхних частях их разреза и контрастной базальт-риолитовой серией; б) диффренцированными вулканическими сериями.

Полный офиолитовый разрез сохранился только на небольших участках в Юго-Западном (Андассайский массив) и Северо-Восточном сегментах. В нем выделяются мантийные реститы, полосчатый комплекс, такситовые и изотропные габбро. Далее разрез наращивается комплексом <силл в силле>, образованным силлами долеритов нескольких генераций, простирания которых параллельны полосчатости в габбро и простиранию залегающих выше подушечных базальтов. Яркой особенностью, рассматриваемых офиолитов является присутствие в их разрезах значительных объемов гранитоидов, которые представлены тоналитами, роговообманковыми плагиогранитами, лейкократовыми плагиогранитами и плагиогранитами с гранофировой структурой. В одних случаях эти породы тектонически <перекрывают> габбро с образованием на контакте бластомилонитов, амфиболитов по габбро и разгнейсованных гранитов (Дуланкаринский массив Юго-Западного сегмента). Структурно выше этого контакта залегают тоналиты, которые вверх по разрезу сменяются ровообманковыми плагиогранитами, а затем лейкократовыми плагиогранитами. В других случаях гранитоиды имеют интрузивные соотношения с габброидами, долеритами комплекса <силл в силле> и базальтами контрастной серии. В этих интрузивах ранние фазы образованы тоналитами, а поздние лейкократовыми плагиогранитами и плагиогранитами с гранофировой структурой (Жиландинский и Тиесский массивы Северо-Восточного сегмента).

Для плагиогранитов Андассайского массива U-Pb методом по циркону получена оценка возраста их кристаллизации - 519 4 млн. лет. В Дуланкариском массиве U-Pb методом по циркону были датированы как тоналиты, так и плагиограниты, возраст которых оказался одинаковым - 521 2 млн. лет [Рязанцев и др., 2009]. В Северо-Восточном сегменте были датированы тоналиты и плагиограниты Жиландинского массива Бощекульской зоны, возраст которых составляет соответственно 525 3 млн. лет и 520 2 млн. лет, [Рязанцев и др., 2009; Дегтярев и др., в печати]. Полученные оценки возраста кристаллизации офиолитовых тоналитов и плагиогранитов Юго-Западного и Северо-Восточного сегментов очень близки друг к другу и соответствуют второй половине раннего кембрия.

Контрастная базальт-риолитовая серия имеет более широко распространение в Юго-Западном, Северном и Северо-Восточном сегментах пояса. Подушечные базальты имеют постепенные переходы с комплексом <силл в силле> и в низах разреза насышены дайками и силлами долеритов. Вулканиты кислого состава представлены риолитами, дацитами, риодацитами, их туфами и лавобрекчиями, в ряде разрезов в ограниченных объемах присутствуют андезиты, андезидациты и трахиандезиты. Раннекембрийский возраст вулканитов контрастной серии обоснован сборами органических остатков томмот-атдабанского и ботомского возраста в Селетинской зоне Северного сегмента [Ившин и др., 1993].

Дифференцированные вулканические серии в большинстве случаев имеют более молодой возраст, чем базальт-риолитовые толщи. Наиболее древние дифференцированные серии, имеющие атдабанский возраст, выявлены в Южном сегменте. В Северном и Северо-Восточном сегментах возраст вулканитов такого типа охватывает интервал тойонского яруса нижнего кембрия - низов амгинского яруса среднего кембрия, а в пределах большей части Восточного сегмента - всего амгинского яруса [Миколайчук и др., 1997; Геология СССР. Т. ХХ, 1972; Геология , 1987; Хромых, 1986; Геология и металлогения , 1987; Стецюра, 2007]. Таким образом, происходит омоложение дифференцированных серий по простиранию Сарыаркинского пояса от атдабанского века раннего кембрия в Южном сегменте до амгинского века среднего кембрия в Восточном сегменте.

Для офиолитов и контрастных серий характерны: бимодальный состав вулканитов со значительной ролью эффузивов кислого состава; довольно существенная роль гранитоидов, представленных тоналитами и плагиогранитами; присутствие комплекса <силл в силле>; надсубдукционные геохимические черты вулканитов и гранитоидов; присутствие двух источников базальтовых магм - деплетированного и обогащенного - слабо метасоматизированного флюидами из субдуцированной плиты. Формирование комплексов, обладающих такими особенностями, могло происходить в областях задугового рифтинга энсиматических островных дуг, таких как зона задуговых поднятий (ноллов) Идзу-Бонинской островодужной системы [Taylor, 1992; Hochstaendler et al., 2000]. В разных сегментах Сарыаркинского пояса, вероятно, представлены фрагменты различных задуговых поднятий, имеющих некоторые отличия в строении и составе плутонических и вулканических пород. В то же время одинаковый возраст этих комплексов свидетельствует об их принадлежности к одной крупной зоне, протяженность которой составляла не менее 2000 км.

Дифференцированные вулканические серии обладают всеми геохимическими признаками надсубдуционных образований. Эти серии либо перекрывают базальт-риолитовые толщи (Северный и Северо-Восточный сегменты), либо залегают в основании ранне-среднекембрийских разрезов (Южный сегмент, часть Юго-Западного сегмента, Урумбайская зона Северного сегмента, Восточный сегмент). В последнем случае особенности состава вулканитов (присутствие эффузивов близких к бонинитам и примитивный изотопный состав основных, средних и кислых эффузивов) свидетельствуют о формировании дифференцированных серий в пределах юной островной дуги, имевшей меланократовый фундамент небольшой мощности. Эти данные также позволяют сделать вывод о нахождении этой дуги вдали от континентальной суши.

Таким образом, наиболее древними комплексами ранне-среднекембрийской дуги являются раннекембрийские офиолиты и контрастные серии, формирование которых происходило в зоне задугового рифтинга, располагавшейся в тылу энсиматической дуги. Комплексы вулканической дуги этого возраста, которые были бы представлены дифференцированными сериями, в современной структуре не сохранились. В самом конце раннего кембрия возникла новая крупная островодужная система, развитие которой происходило и в среднем кембрии. Эта дуга в основном имела меланократовый фундамент небольшой мощности. В пределах Северного и Северо-Восточного сегментов мощность коры этой дуги была увеличена за счет включения в состав фундамента нижнекембрийских офиолитов и контрастных серий. Ранне-среднекембрийская дуга находилась вдали от крупных сиалических массивов, от которых была отделена бассейнами с океанической корой.

Комплексы кембрия - нижнего ордовика, перекрывавшие отмершую ранне-среднекембрийскую островную дугу

Во всех сегментах Сарыаркинского пояса вулканогенно-осадочные и плутонические комплексы ранне-среднекембрийской островной дуги после ее отмирания перекрываются терригенно-карбонатными, кремнисто-терригенными и терригенно-туфогенными толщами, состав и возрастной диапазон которых имеют некоторые отличия в разных сегментах пояса.

В основании разрезов этих толщ отмечаются перерывы в осадконакоплении и стратиграфические несогласия. Иногда имеются признаки достаточно значительной эрозии, предшествующей накоплению терригенных и карбонатных пород, о которой свидетельствует залегание последних на ранне-среднекембрийских гранитоидах (Восточный сегмент). Характерной особенностью рассматриваемых комплексов является их почти полная амагматичность. Только среди толщ Северо-Восточного сегмента присутствуют вулканиты низкотитанистой банакит-шошонит-андезит-базальтовой серии майского яруса среднего кембрия [Геология СССР Т. ХХ, 1972].

По простиранию Сарыакркинского пояса меняется возрастной диапазон терригенно-карбонатных и кремнисто-терригенных комплексов. В Южном сегменте он охватывает интервал от ботомского века раннего кембрия до позднего кембрия; в Юго-Западном, Северном и Северо-Восточном сегментах - второй половины амгинского века среднего кембрия - раннего лланвирна, а в Восточном сегменте - майский век среднего кембрия - раннего лланвирна [Геология СССР Т. ХХ, 1972; Никитин, 1972; Хромых, 1986; Миколайчук и др., 1997; Дегтярев, Рязанцев, 2007; Дегтярев и др., 1999; Дегтярев, Толмачева, 2005]. Таким образом, по простиранию пояса от Южного сегмента к Восточному происходит омоложение этих комплексов, а, следовательно, изменяется время прекращения магматизма и отмирания ранне-среднекембрийской дуги.

Во всех сегментах пояса, за исключением Урумбайской зоны Северного сегмента, в разрезах рассматриваемых комплексов преобладают терригенно-карбонатные и кремнисто-терригенные породы. Как правило, нижние части разрезов образованы терригенно-карбонатными толщами, а верхние - кремнисто-терригенными и туфогенно-терригенными породами. Урумбайская зона Северного сегмента отличается конденсированным кремнистым и кремнисто-терригенным разрезом, охватывающим возрастной интервал от среднего кембрия до раннего лланвирна.

В верхних частях кремнисто-терригенных разрезов в ограниченных объемах присутствуют туфогенные породы, представленные кремнистыми туффитами, туффитами, туфопесчаниками, значительно реже туфами среднего и кислого состава и туфоконгломератами.

Таким образом, терригенно-карбонатные и кремнисто-терригенные комплексы перекрывали комплексы ранне-среднекембрийской островной дуги, время отмирания которой изменялось от ботомского века раннего кембрия в Южном сегменте до майского века среднего кембрия в Восточном сегменте. Накопление этих толщ происходило в относительно мелководных обстановках в течение достаточно длительного времени (ботомский век - поздний кембрий в Южном сегменте; майский век - середина лланвирна в Восточном сегменте). Для этих комплексов характерна почти полная амагматичность. В то же время в кремнисто-терригенных толщах отмечаются признаки синхронного с осадконакоплением известково-щелочного магматизма.

Комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги

Комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги распространены во всех сегментах пояса, где они тектонически совмещены с образованиями ранне-среднекембрийской островной дуги, бассейнов с океанической корой и комплексами докембрийских сиалических массивов, обрамляющих Сарыаркинский пояс.

Наиболее характерными комплексами позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги являются дифференцированные вулканические серии и ассоциирующие с ними гранодиоритовые массивы. Эти образования широко распространены в Северо-Восточном и Восточном сегментах.

Отличительной особенностью Северного сегмента является большое разнообразие вулканитов, принадлежащим к нескольким петрохимическим сериям. В этих сегментах комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги слагают крупные тектонические покровы, перекрывающие образования ранне-среднекембрийской дуги, и не выявлены комплексы, которые могли бы рассматриваться в качестве фундамента для дифференцированных вулканических серий (рис. 2, 3). В Юго-западном и Южном сегментах дифференцированные вулканические серии развиты ограничено. Главную роль в строении островодужных разрезов здесь играют кремнисто-туфогенные, туфогенные и тефроидные толщи, содержащие большие объемы пирокластики средне-основного и средне-кислого состава. Формирование таких толщ, вероятно, происходило на склонах и у подножья островной дуги, а также в пределах краевых частей сопряженных с этой дугой бассейнов. На отдельных участках сохранились соотношения кремнисто-туфогенных толщ с подстилающими комплексами. В Юго-Западном сегменте эти толщи залегают на офиолитах, в составе которых выделяются ультрамафиты, габброиды, комплекс параллельных даек и афировые базальты. В Южном сегменте кремнисто-туфогенные разрезы перекрывают афировые базальты и кремни.

Рис. 2. Схема геологического строения Центрально-Чингизской зоны (Восточный сегмент Сарыаркинского пояса) по [Дегтярев, Рязанцев, 2007]. 1 - кайнозойские отложения; 2 - терригенно-карбонатные толщи фамена-карбона; 3-7 - комплексы Восточного сегмента Чингиз-Северотяньшаньского пояса: 3 - эффузивы средне-основного состава и вулканогенно-осадочные породы О3, 4 - терригенные и вулканогенно-осадочные породы О3, 5 - терригенные породы О3, 6 - известняки и туфогенные породы О2-3, 7 - эффузивы среднего и основного состава О2; 8-13 - комплексы Сарыаркинского пояса: 8-11 - комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги: 8 - кремнисто-туфогенные породы О1-2, 9 - эффузивы среднего состава и вулканогенно-осадочные породы О1, 10 - эффузивы среднего и кислого состава, вулканогенно-осадочные породы 3-О1t, 11 - эффузивы и вулканогенно-осадочные породы среднего состава 3-О1; 12 - терригенно-карбонатные, кремнисто-терригенные и туфогенные породы 2-О1, 13 - эффузивы основного, среднего и кислого состава, вулканогенно-осадочные породы 2; 14-17 - гранитоиды: 14 - C3-P1, 15 - S2, 16 - O1, 17 - 2; 18 - разрывные нарушения: а) границы тектонических покровов, б) прочие.

Рис. 3. Схема строения нижнепалеозойских комплексов Урумбайской и Ирадырской зоны (Северный сегмент Сарыаркинского пояса) по [Дегтярев, Рязанцев, 2007] 1 - S и D комплексы; 2 - O2-3 терригенные толщи; 3 - O1 терригенные толщи Степнякской зоны; 4-6 - комплексы Урумбайской зоны: 4 - 3-О1 базальты, андезиты и их туфы шункырашинской и аксуйской свит, 5 - 2-О1 кремнисто-туфогенно-терригенные породы верхнеурумбайской и зорьевской свит, 6 - 2 базальты и андезиты нижнеурумбайской свиты; 7-9 - комплексы Ирадырской зоны: 7 - (?)-О1 кремнисто-терригенные и кремнистые породы ишкеольмесской и ирадырской свит, 8 - (?)-О1 базальты сазинской свиты, 9 - габброиды и ультрамафиты Тасмолинского массива; 10 - докембрийские комплексы Ишкеольмесского сиалического массива; 11 - O3 гранитоиды; 12 - разрывные нарушения: а) границы тектонических покровов, б) прочие.

Для вулканических комплексов позднекембрийско-раннеордовикской дуги также как и для более древних образований устанавливается изменение их возрастного диапазона по простиранию Сарыаркинского пояса. В Южном, Юго-Западном, Северном и Северо-Восточном сегментах вулканические серии охватывают возрастной диапазон позднего кембрия - тремадока, в то время как в Восточном сегменте - второй трети позднего кембрия - раннего аренига [Геология СССР. Т. ХХ, 1972; Никитин, 1972; Борисенок, 1985; Геология , 1987; Спиридонов и др., 1988; Хромых, 1986; Миколайчук и др., 1997; Дегтярев, Толмачева, 2005; Дегтярев, Рязанцев, 2007].

После прекращения вулканической активности произошло отмирание постепенное вулканической дуги, а дифференцированные вулканические серии позднего кембрия - раннего ордовика были перекрыты кремнисто-туфогенными и кремнисто-терригенными толщами, которые согласно с постепенным переходом залегают на вулканитах. В Северном и Северо-Восточном сегментах эти толщи имеют позднетремадокско-аренигский, а в Восточном - позднеаренигско-раннелланвирнский возраст [Никитин, 1972; Борисенок, 1985; Хромых, 1986].

В работе рассмотрены особенности состава вулканических и плутонических комплексов позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги, которые представлены дифференцированными вулканическими сериями и интрузивами гранодиоритового состава. Формирование таких серий происходит над зонами субдукции в пределах островодужных систем, на тип фундамента которых указывают особенности геохимического и изотопного состава магматических пород. В Северном сегменте пояса о меланократовом типе фундамента дуги свидетельствуют характерные для энсиматических дуг бониниты. В других сегментах в разрезах вулканических серий преобладают эффузивы среднего и средне-основного состава, при незначительной роли базальтов, спектры распределения РЗЭ обладают значительным фракционированием. Эти данные указывают на большую мощность фундамента дуги, позволявшей существовать достаточно глубинным промежуточным очагам, в которых происходила дифференциация базальтовых магм. Несмотря на значительную мощность, фундамент дуги имел геохимически примитивный меланократовый состав, о чем свидетельствует изотопный состав Sr и Nd вулканитов и гранитоидов.

Рассматриваемая дуга была отделена от древних сиалических блоков бассейнами с океанической корой, которые не допускали привноса сиалического материала в осадки, чередующиеся с эффузивами. О существовании сопряженных с дугой океанических бассейнов также свидетельствует залегание кремнисто-туфогенных толщ, формировавшихся на склонах и у подножья дуги, на офиолитовых разрезах.

Таким образом, комплексы позднекембрийско-раннеордовикской дуги представлены в основном дифференцированными известково-щелочными вулканическими сериями, а также туфогенными и кремнисто-туфогенными толщами, формировавшимися на склонах и у подножья дуги. Прямых данных о типе фундамента этой островной дуги не имеется. Однако состав магматических пород этой дуги свидетельствует о меланократовом фундаменте, имевшем в отдельных сегментах пояса значительную мощность. Дуга была отделена от континентальных блоков бассейнами с океанической корой.

Комплексы кембрийско-раннеордовикских бассейнов с океанической корой

В покровно-складчатой структуре Сарыаркинского пояса с островодужными образованиями кембрия - нижнего ордовика тектонически совмещены комплексы бассейнов с океанической корой, обрамлявших островные дуги. Эти комплексы распространены во всех сегментах пояса и представлены ультрамафитами, габброидами, кремнисто-базальтовыми и кремнистыми толщами, возрастной интервал которых охватывает диапазон кембрия - раннего лланвирна.

Фрагменты мантийных перидотитов, расслоенного (дунит-верлит-клинопиросенит-габбрового) комплекса, габброидов и долеритов комплекса параллельных даек, как правило, представлены небольшими блоками, входящими в состав серпентинитового меланжа, или образуют небольшие тектонические пластины среди кремнисто-базальтовых и кремнистых толщ.

Кремнисто-базальтовые и кремнистые толщи являются наиболее типичными комплексами бассейнов с океанической корой во всех сегментах Сарыаркинского пояса. Их возрастной диапазон охватывает интервал от венда - раннего кембрия до аренига, однако наиболее широко распространены верхнекембрийско- нижнеордовикские толщи [Миколайчук и др., 1997; Рязанцев и др., 2006; Борисенок, 1985; Рязанцев, 2005; Дегтярев, 1999].

Базальтовые и кремнисто-базальтовые толщи различного возраста имеют характерные особенности строения разрезов и различаются типами, ассоциирующих с эффузивами, осадочных пород. Венд-нижнекембрийские и средне- верхнекембрийские толщи сложены высокотитанистыми и щелочными базальтами со спектрами распределения РЗЭ близкими к базальтам OIB, в которых встречаются прослои, мощные горизонты и линзы онколитовых и водорослевых известняков, реже присутствуют прослои серых кремней и фтанитов. Мощность таких толщ может достигать 1000 и более метров, а их формирование могло происходить в пределах внутриокеанических островов и лавовых плато в достаточно мелководных обстановках.

Верхнекембрийские толщи имеют разнообразные соотношения осадочных и вулканогенных пород. Известны как мощные, преимущественно эффузивные, разрезы, так и кремнисто-базальтовые толщи, в которых вулканиты и осадочные породы имеют равные объемы. Характерной особенностью этих толщ является ассоциация вулканитов в основном с кремнистыми породами, карбонаты образуют прослои в эффузивах или слагают линзы в кремнистых породах. Вулканиты представлены базальтами с высокими и умеренными содержаниями титана и обладают спектрами распределения РЗЭ близкими к базальтам как OIB, так и N-MORB. В ряде случаев верхнекембрийские образования представлены слабо дифферецированными базальт-андезибазальтовыми сериями, имеющими геохимические характеристики типичные для надсудукционных комплексов. Формирование верхнекембрийских кремнисто-вулканогенных и вулканогенных толщ, вероятно, происходило в пределах океанических островов, спрединговых зон или вблизи островных дуг.

Нижнеордовикские кремнисто-базальтовые толщи сложены в основном базальтами, значительно реже отмечаются андезибазальты. Вулканиты имеют низкие и умеренные содержания титана. Осадочные породы представлены только кремнями и яшмами, которые образуют маломощные линзы и прослои среди вулканитов. Формирование таких толщ могло происходить в спрединговых зонах междуговых бассейнов значительной глубины.

Кремнистые толщи, сложенные кремнями, яшмами и фтанитами, распространены только в Северном и Восточном сегментах Сарыаркинского пояса. В кремнистых породах отсутствуют прослои карбонатов, примесь терригенного и туфогенного материала, среди органических остатков присутствуют только планктон (радиолярии и мелкие беззамковые брахиоподы) и конодонты. Охватывая значительный возрастной диапазон, кремнистые толщи имеют малые (100-200 м) мощности, что свидетельствует об их накоплении вдали от источников сноса и на значительных глубинах. Наиболее широко представлены верхнекембрийско- нижнеордовикские толщи, очень редко отмечены фрагменты среднекембрийских кремнистых разрезов.

Таким образом, формирование кремнисто-базальтовых и кремнистых комплексов происходило в бассейнах с океанической корой в основном в спрединговых обстановках. Значительную роль в строении этих бассейнов играли области с мощной меланократовой корой, подобные океаническим островам и лавовым плато. Комплексы, формировавшиеся в пределах этих структур, преобладают среди допозднекембрийских образований. В позднем кембрии и раннем ордовике наряду со спредиговыми хребтами, вероятно, могли существовать короткоживущие энсиматические островные дуги, имевшие малые размеры. Комплексы бассейнов с океанической корой участвуют в сложной покровно-складчатой структуре, возникшей при формировании Сарыаркинского пояса, когда произошло их тектоническое совмещение с образованиями ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг, а также комплексами докембрийских сиалических массивов.

Флишевые и кремнисто-терригенные комплексы нижнего ордовика - лланвирна

Флишевые и кремнисто-терригеные образования нижнего ордовика - лланвирна распространены только в пределах Южного и Юго-Западного сегментов Сарыаркинского пояса. В других сегментах пояса толщи этого возрастного диапазона участвуют в строении среднекембрийско-нижнеордовикского или верхнекембрийско-нижнеордовикского комплексов. В Южном и Юго-Западном сегментах флишевые и кремнисто-терригенные толщи нижнего ордовика - лланвирна со стратиграфическими или угловым несогласием залегают на более древних островодужных и океанических комплексах, а также на докембрийских метаморфических образованиях сиалических массивов, обрамляющих Сарыаркинский пояс [Никитин, 1972; Чу-Илийский пояс , 1980; Зима, Максумова, 1990; Дубинина и др., 1996; Миколайчук и др., 1997; Рязанцев и др., 2006; Дегтярев, Рязанцев, 2005, 2007; Никитина и др., 2008]. В нижнеордовикских разрезах Юго-Западного сегмента среди терригенных пород присутствуют эффузивы и туфы среднего состава. Терригенные и кремнисто-терригенные толщи нижнего ордовика - лланвирна не участвуют в покровно-складчатой структуре и в большинстве случаев могут рассматриваться как неоавтохтон.

Особенности состава и строения терригенных и кремнисто-терригенных толщ нижнего ордовика - лланвирна свидетельствуют, что их накопление происходило в бассейне, имевшем глубину, достаточную для формирования флишевых серий. Бассейн имел гетерогенный фундамент, в строение которого участвовали островодужные и офиолитовые комплексы Сарыаркинского пояса и докембрийские сиалические образования, поставлявшие обломочный материал для терригенных толщ. Присутствие среди этих толщ дифференцированных вулканитов аренигского возраста свидетельствует о существовании короткоживущей энсиалической островной дуги, развивавшейся уже после закрытия кембрийского бассейна с океанической корой и коллизии энсиматических островных дуг с докембрийским континентальным блоком. Формирование океанической коры, субдукция которой явилась причиной возникновения этой дуги, вероятно, происходило в Джунгаро-Балхашской области.

Формирование Сарыаринского вулканического пояса происходило на протяжении аренига - первой половины лланвирна в результате тектонического совмещения комплексов ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг с образованиями кембрийско-раннеордовикских бассейнов с океанической корой. Причиной этих процессов явилась коллизия ансамбля кембрийско-раннеордовикских островных дуг с крупным докембрийским континентальным блоком, в состав которого входили сиалические массивы Казахстана и Тянь-Шаня. Коллизия сопровождалась закрытием бассейна с океанической корой, который разделял островодужный ансамбль и континентальный блок. Выявлена гетерохронность коллизии ансамбля кембрийско-раннеордовикских островных дуг и континентального блока. В Южном и Юго-Западном сегментах пояса коллизия, сопровождавшаяся формированием сложной покровно-складчатой структуры кембрийско-раннеордовикских островодужных и океанических комплексов, завершилась уже к середине аренига. В течении аренига -низов лланвирна здесь происходит накопление терригенных кремнисто-террегенных толщ неоавтохтона. В Северном, Северо-Восточном и Восточном сегментах коллизия происходит только в середине лланвирна, а аренигско-нижнелланвирнские комплексы участвуют в покровно-складчатой структуре наряду с более древними островодужными и океаническими образованиями.

Глава I.II. Чингиз-Северотяньшаньский средне-позднеордовикский вулканический пояс

Чингиз-Северотяьшаньский вулканический пояс сложен средне-верхнеордовикскими вулканогенными, вулканогенно-осадочными и флишоидными толщами, которые перекрывают более древние комплексы, формировавшиеся в пределах различных структур. В Южном, Юго-Западном и Северном сегментах вулканогенно-осадочные толщи Чингиз-Северотяньшаньского пояса перекрывают как комплексы докембрийских сиалических массивов, представленные досреднеордовикскими терригенно-карбонатными и кремнисто-терригенно-карбонатными чехлами (хребет Кендыктас) или риолит-базальтовыми рифтогенными сериями (Степнякская зона), так и кембрийско-раннеордовикские островодужные и океанические комплексы Сарыаркинского пояса (Джалаир-Найманская зона, Сарысу-Тенизский водораздел, Селетинская зона). В Северо-Восточном и Восточном сегментах образования Чингиз-Северотяньшаньского пояса подстилаются только комплексами Сарыаркинского пояса (Бощекульская и Ащикольская зоны, Чингиз-Тарбагатайский регион).

Средне-позднеордовикские вулканогенно-осадочные толщи Чингиз-Северо-тяньшаньского пояса, как правило, с несогласием залегают на более древних комплексах. При этом несогласия отмечаются как в основании наиболее древних среднеордовикских толщ, так и в подошве некоторых более молодых комплексов. Несогласия в основном являются слабыми угловыми, а подстилающие толщи, как правило, имеют раннеордовикский или раннелланвирнский возраст, хотя отмечаются налегания и на докембрийские и кембрийские комплексы. Наиболее отчетливо эти несогласия проявлены в Восточном, Северо-Восточном и Юго-Западном сегментах пояса. В ряде случаев первичные стратиграфические соотношения осложнены более молодыми разрывными нарушениями (Северный и Южный сегменты). Вулканогенно-осадочные толщи Чингиз-Северотяньшаньского пояса деформированы в крупные линейные складки, при этом сильнее всего дислоцированы флишевые толщи. Для комплексов пояса не характерны покровно-складчатые структуры.

Для Южного, Юго-Западного и Северного сегментов пояса характерно наличие параллельных зон, сложенных вулканогенно-осадочными комплексами, и зон, образованных флишевыми, терригенными грубообломочными и терригенно-карбонатными толщами. В Северо-Восточном и Восточном сегментах такого четкого разделения зон по типам разреза не выявлено. Здесь в разрезах чередуются вулканогенные, вулканогенно-осадочные и флишевые толщи.

Во всех сегментах пояса отчетливо выделяются два стратиграфических уровня проявления вулканизма, в промежутке между которыми происходило накопление флишоидных и туфогенно-терригенных толщ. Наиболее древним является уровень конца среднего ордовика (поздний лланвирн), который выявлен во всех сегментах пояса. Лучше всего среднеордовикский возраст вулканитов этого уровня обоснован в Восточном, Северном и Юго-Западном сегментах. Время второго проявления вулканизма различно и изменяется по простиранию пояса. В Южном, Юго-Западном, Северном и Северо-Восточном сегментах - это середина карадока, а Восточном сегменте - конец карадока - ранний ашгилл [Геология СССР. Т. XL, 1971; Никитин, 1972; Минервин, 1974; Чу-Илийский , 1980; Геология , 1987; Хромых, 1986]. Таким образом, по простиранию пояса от Южного сегмента к Восточному происходит омоложение второго уровня вулканической активности. Аналогичные закономерности отмечены и для кембрийско-нижнеордовикских вулканических комплексов Сарыаркинского пояса. В Восточном и Северном сегментах отмечается омоложение вулканических серий вкрест простирания структур от внешних зон ороклина к внутренним. После завершения вулканизма происходит накопление терригенно-карбонатных или грубообломочных терригенных толщ, при этом в некоторых зонах формируются рифовые карбонатные постройки (Степнякская зона).

В зонах, образованных терригенными и терригенно-карбонатными толщами, разрез может быть разделен на две части. Нижняя часть, синхронная формированию вулканических комплексов, сложена относительно глубоководными флишевыми и туфогенно-терригенными ритмично построенными толщами, а верхняя, накопление которой происходило после прекращения вулканической деятельности, сложена мелководными терригенно-карбонатными и грубообломочными толщами.

В Южном, Юго-Западном и Северном сегментах Чингиз-Северотяньшаньского пояса, где средне-верхнеордовикские вулканогенно-осадочные комплексы перекрывают тектонически совмещенные докембрийские сиалические массивы и кембрийско-нижнеордовикские комплексы Сарыаркинского пояса, в конце ордовика интенсивно проявился гранитоидный магматизм. В Северо-Восточном и Восточном сегментах пояса, где докембрийские сиалические комплексы отсутствуют, позднеордовиские гранитоиды не выявлены.

Гранитоиды слагают крупные массивы, имеющие преимущественно гранодиоритовый состав (сусамырский, кунгейский, курдай-чатыркульский и крыккудукский комплексы) [Магматические комплексы , 1982; Стратифицированные , 1982; Магматизм , 1987; Спиридонов, 1991]. Массивы имеют многофазное строение: первая фаза, как правило, образована габбро и габбро-диоритами, вторая - кварцевыми диоритами и гранодиоритами, слагающими до 80% площади массивов, а третья - гранитами. Возраст этих комплексов обоснован в основном возрастом прорываемых и перекрывающих толщ, а также большим объемом K-Ar изотопных данных. В последнее время для некоторых комплексов также получены оценки возраста U-Pb методом по циркону, позволяющие относить гранитоиды этих комплексов к ашгильскому веку (около 450 млн. лет) [Летников и др., 2009]. Позднеордовикские гранитоиды, кроме вулканогенно-осадочных толщ Чингиз-Северотяньшаньского пояса, прорывают комплексы, расположенных в его тылу докембрийских сиалических массивов. Такие интрузивы широко распространены в пределах Кокчетавского, Улутауского, Чуйско-Кендыктасского, Каратауского и Северо-Тяньшаньского сиалических массивов (зерендинский, малокаратауский, отдельные интрузивы крыккудукского, курдай-чатыркульского и сусамыского комплексов) [Магматические комплексы , 1982; Стратифицированные , 1982; Магматизм , 1987; Спиридонов, 1991; Геология и металлогения , 1985; Алексеев и др., 1993].

Вулканиты во всех сегментах Чингиз-Северотяньшаньского пояса принадлежат к дифференцированным сериям, при этом в разрезах преобладают вулканиты основного, средне-основного и среднего состава. Дациты и более кислые породы встречаются в незначительных объемах (не более 10%). Большая часть эффузивов принадлежит к высококалиевой известково-щелочной и известково-щелочной сериям. В ограниченных объемах присутствуют вулканиты шошонитовой серии. Характерной особенностью вулканитов Северного и Юго-Западного сегментов является поперечная петрохимическая зональность, выражающаяся в увеличении щелочности и, прежде всего, содержаний К₂О с запада на восток, вкрест простирания вулканического пояса. Характер распределения РЗЭ и элементов-примесей указывает на принадлежность вулканитов к надсубдукционным комплексам. Их формирование происходило в пределах крупной островодужной системы, а источником являлись перидотиты мантийного клина, подвергшиеся метасоматозу флюидами, выделившимися из субдуцированной океанической плиты. Первичные магмы, вероятно, подверглись дифференциации в промежуточных очагах, которые располагались на значительных глубинах в фундаменте островной дуги, о чем свидетельствуют повышенная щелочность большей части вулканитов и достаточно сильное фракционирование РЗЭ. При этом вкрест простирания дуги происходило углубление очагов, которое приводило к увеличению щелочности эффузивов. Процессы фракционирования первичных расплавов могли сопровождаться их контаминацией материалом фундамента дуги. Однако небольшие объемы кислых вулканитов, имеющих примитивный изотопный состав, свидетельствует об их происхождении в результате дифференциации основных расплавов и небольшом значении процессов контаминации.

Особенности состава гранитоидов позднего ордовика достаточно подробно изучены только в Северном сегменте пояса и на Кокчетавском массиве. В составе крыккудукского комплекса преобладают гранодиориты, в меньшей степени развиты граниты, а в зерендинском - основную роль играют граниты. Породы крыккудукского и зерендинского комплексов различаются по содержанию щелочей и, прежде всего, К2О. Гранитоиды крыккудукского комплекса относятся к известково-щелочной, зерендинского - к высококалиевой известково-щелочной серии, что подчеркивает поперечную петрохимическую зональность, выявленную для вулканогенных пород. По распределению РЗЭ и элементов-примесей оба комплекса могут быть отнесены к типичным надсубукционным образованиям. Гранитоиды крыккудукского комплекса имеют более примитивный изотопный состав Sr и Nd, чем граниты зерендинского комплекса. Изотопно-геохимические особенности позднеордовикских гранитоидов Северного сегмента позволяют предполагать, что их источником являлись нижнекоровые магматические комплексы основного состава позднедокембрийского возраста. Геохимические и изотопные различия гранитоидов крыккудкского и зерендинского комплексов могут быть связаны с разной степенью контаминации материалом докембрийских сиалических комплексов, входивших в фундамент островной дуги.

Строение разрезов, структурное положение и особенности состава вулканических и плутонических пород Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса свидетельствуют об их формировании в пределах крупной протяженной (не менее 3000 км) островной дуги. Дуга имела гетерогенный фундамент, в состав которого входили как докембрийские сиалические комплексы, так и вулканогенно-осадочные кембрийско-нижнеордовикские образования Сарыаркинского пояса. На протяжении среднего и позднего ордовика в пределах островной дуги сформировались мощные вулканогенно-осадочные толщи, преимущественно средне-основного состава. Параллельно вулканической дуге протягивался преддуговой прогиб, комплексы которого смещены относительно вулканогенных толщ во внутренние зоны (ближе к Джунгаро-Балхашской области) Казахстанского ороклина. Накопление флишевых, грубообломочных терригенных и терригенно-карбонатных толщ в Южном, Юго-Западном и Северном сегментах этого прогиба происходило на протяжении всего среднего и позднего ордовика. В то же время в Северо-Восточном и Восточном сегментах отмечается миграция вулканического фронта в сторону прогиба, что привело к перекрытию терригенных среднеордовикских толщ позднеордовикскими вулканическими комплексами. В этих сегментах параллельно вулканической дуге в конце ордовика сформировалась невулканическая дуга, которая маркировалась рифовыми известняками.

На основании данных о петрохимической полярности, положении преддугового прогиба и миграции вулканического фронта можно предположить, что дуга фронтально была обращена внутрь Казахстанского ороклина - в сторону Джунгаро-Балхашской области. Источниками вулканитов послужили перидотиты набсубукционного мантийного клина, метасоматизированные флюидами, выделившимися из субдуцированной океанической плиты. Эти первичные расплавы претерпели дифференциацию в промежуточных камерах, которые располагались на различных уровнях фундамента дуги. Не отмечено значительного взаимодействия базитовых расплавов с сиалическим фундаментом, что может свидетельствовать либо о достаточно глубоком положении промежуточных очагов (на границе коры мантии), либо о близости состава комплексов фундамента дуги и базитовых расплавов.

С заключительным этапом магматической активности в Южном, Юго-Западном и Северном сегментах пояса связан интенсивный гранитоидный магматизм, охвативший и докембрийские сиалические массивы, расположенные в тылу вулканического пояса. Внедрение гранитоидов произошло после прекращения вулканизма и накопления терригенно-карбонатных толщ в самом конце ордовика. Они обладают всеми особенностями надсубдукционных образований и имеют нижнекоровое происхождение.

Таким образом, Чингиз-Северотяньшаньский пояс может рассматриваться как островная дуга с гетерогенным фундаментом. В Южном, Юго-Западном и Северном сегментах она имела сиалическое основание, а в Северо-Восточном и Восточном кору переходного типа. В качестве современных аналогов этой дуги могут рассматриваться энсиалические островные дуги Юго-Восточной Азии, Филиппин и Японии. Отличительной особенностью Чингиз-Северотяньшаньской дуги является субаквальный характер вулканизма. Гетерогенность фундамента различных сегментов дуги подчеркивается широким распространением гранитоидов в тех сегментах, где сиалические докембрийские комплексы играют большую роль. Мощный фундамент Чингиз-Северотяньшаньской дуги явился причиной простой структуры ее комплексов, которая представлена в основном крупными складками и крутопадающими разрывными нарушения. При этом наиболее значительные деформации характерны для терригенных толщ преддугового прогиба.

Глава I.III. Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс

Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс имеет протяженность более 800 км и располагается на северо-востоке и востоке каледонид Казахстана, где отделяет Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский вулканические пояса от Байдаулет-Акбастауского. Офиолитовый пояс представляет собой узкую шовную структуру, в строении которой участвуют фрагменты офиолитовых разрезов, серпентинитовые меланжи, базальтовые, кремнисто-базальтовые и кремнистые толщи, а также флишевые и олистостромовые комплексы. Комплексы Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса были детально изучены ранее [Якубчук и др., 1988, 1989; Кузнецов и др., 1990; Степанец, 1992; Новикова и др., 1993; Дегтярев, Кузнецов, 1996; Степанец и др., 1998; Дегтярев, 1999; Рязанцев, 2005] и поэтому в работе дается лишь их краткое описание.

Формирование базальтовых, кремнисто-базальтовых и кремнистых комплексов Ескембай-Балкыбекского пояса происходило на меланократовом фундаменте, фрагменты которого представлены либо полными офиолитовыми разрезами, либо их фрагментами, входящими в состав серпентинитовых меланжей или олистостромовых толщ.

Офиолиты, базальтовые, кремнисто-базальтовые и кремнистые толщи в пределах пояса слагают бескорневые тектонические пластины, либо залегающие внутри олистостромовых толщ, либо перекрывающие деформированные ордовикско-силурийские комплексы. Возраст базальтовых и кремнисто-базальтовых толщ охватывает интервал от раннего кембрия до конца среднего ордовика (около 100 млн. лет). При этом кембрийские комплексы широко развиты в Юго-Восточном сегменте, а в Северо-Западном представлены редкими глыбами в олистостромах и серпентинитовых меланжах. Кембрийские вулканогенно-кремнистые и вулканогенные комплексы представлены только базальтами, формировавшимися в пределах участков с утолщенной океанической корой, для которых характерны обогащенные базальты океанических островов, лавовых плато и E-MORB. Среди ордовикских комплексов выявлены как базальты со спектрами распределения РЗЭ близкими к базальтам OIB, так и базальты близкие к N-MORB, формировавшиеся в междуговых и задуговых бассейнах. Кремнистые толщи представлены конденсированными разрезами, имеющими малую (не более 100 м) мощность, возраст которых охватывает интервал раннего-среднего ордовика. Возрастной интервал кремнистых и кремнисто-базальтовых толщ, как правило, совпадает. Отсутствие непрерывных кембрийско-ордовикских разрезов может свидетельствовать о формировании кембрийских и ордовикских базальтовых и кремнисто-базальтовых толщ в пределах разновозрастных участков океанического дна, которые впоследствии были совмещены в пакетах тектонических пластин. В строении пояса, наряду со спрединговыми комплексами и образованиями океанических островов, участвуют надсубдукционные образования, представленные верхнекембрийскими эффузивами среднего состава и плагиогранитами [Дегтярев и др., 2008]. Их формирование может быть связано с возникновением внутриокеанических короткоживущих островных дуг.

В строении офиолитового пояса также участвуют меланократовые метаморфические породы, представленные амфиболитами и амфиболовыми сланцами, которые прорываются телами габброидов, габбро-диоритов, сиенитов и граносиенитов. К амфиболитам и сланцам также приурочены небольшие расслоенные дунит-пироксенитовые и пироксенитовые массивы. Метаморфизм базитовых комплексов может быть связан как с процессами закрытия океанического бассейна, так и с внутрибассейновым скучиванием и возникновением энсиматических дуг.

Характерной чертой пояса является широкое распространение верхнеордовикских олистостромовых толщ, подстилающих и перекрывающих кремнистые и кремнисто-базальтовые пластины. Олистостромы имеют полимиктовый состав, часто они насыщены глыбами и крупными отторженцами кремней, базальтов, серпентинитов и габброидов.

Таким образом, Ескембай-Балкыбекский пояс является реликтом сложно построенного и длительно развивавшегося (более 100 млн. лет) бассейна с океанической корой. В бассейне на протяжении всего времени его существования присутствовали области с утолщенной корой, аналогичные океаническим лавовым плато и океаническим островам, спрединговые зоны, а также короткоживущие (поздний кембрий) внутрибассейновые зоны субдукции. Магматическая активность и процессы разрастания океанического дна бассейна продолжались с начала кембрия до середины ордовика (около 80 млн. лет), а окончательное его закрытие произошло в самом конце ордовика.

Глава I.IV. Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс

Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс, образованный ордовикскими вулканогенными и вулканогенно-осадочными комплексами, которые широко распространены на северо-востоке и востоке каледонид Казахстана, а также участвуют в строении северной части варисцид Джунгаро-Балхашской области. Ордовикские комплексы Байдаулет-Акбастауского пояса, как правило, без видимого несогласия перекрываются силурийскими терригенными толщами и с несогласием - девонскими вулканитами и вулканогенно-осадочными толщами. Каледонские деформации в пределах пояса либо не проявлены, либо проявлены в виде слабой складчатости ордовикских вулканогенных толщ. Комплексы Байдулет-Акбастауского пояса достаточно хорошо изучены в предшествующие годы [Жаутиков и др., 1971; Ященко, Файзулин, 1976; Сигачева, 1979; Магматические комплексы , 1982; Читалин, 1989; Звонцов, 1990; Новикова и др., 1993; Никитин и др., 1995; Никитин, 2002], специально автором не исследовались и рассмотрены в работе кратко.

В ордовикских разрезах Байдулет-Акбастауского пояса отчетливо выделяются два комплекса: нижне-среднеордовикский и верхнеордовикский, различающиеся строением разреза и составом пород.

В строении нижне-среднеордовикского комплекса разных зон имеются значительные отличия. В Сатпаевской (Северо-Западный сегмент) и Балатундык-Отызбесской (Юго-Восточный сегмент) зонах нижние части разреза этого комплекса представлены толщами подушечных афировых базальтов (нижний ордовик). Выше залегают кремнисто-туфогенные толщи, в строении которых значительную роль играют туффиты, тефроиды и туфы среднего и кислого состава (верхи нижнего ордовика - средний ордовик). В Майкаинской, Северо-Карагандинской (Северо-Западный сегмент) и Акбастау-Космурунской (Юго-Восточный сегмент) зонах нижне-среднеордовикские комплексы представлены слабодифференцированными базальт-андезибазальтовыми вулканическими сериями, в строении которых значительную роль играют пирокластические породы того же состава, кремнистые алевролиты, туффиты и глинистые яшмы. Отличительной особенностью нижне-среднеордовикского комплекса Спасской зоны (Северо-Западный сегмент) является преобладание в его разрезе вулканитов, туфов и вулканогенно-обломочных пород кислого и средне-кислого состава и кварц-полевошпатовых песчаников.

Верхнеордовикский комплекс во всех зонах в целом имеет близкое строение. Он сложен мощными толщами эффузивов, туфов и вулканогенно-осадочных пород базальт-андезибазальтового или базальт-андезит-дацит-риолитового состава. Для некоторых разрезов характерно появление вулканитов повышенной щелочности. В верхнеордовикских толщах на разных уровнях присутствуют горизонты или линзы органогенных известняков. Вулканизм в Северо-Карагандинской и Акбастау-Космурунской зонах завершается внедрением гранит-гранодиоритовых интрузивов.

Особенностью Байдаулет-Акбастауского пояса является приуроченность к нему большого количества колчеданно-полиметаллических месторождений (Майкаинская, Северо-Карагандинская и Акбастау-Космурунская зоны). Этим он резко отличается от Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского вулканических поясов, где имеются лишь единичные месторождения такого типа. Для зон, к которым приурочены такие месторождения, характерно широкое распространение верхнеордовикской дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитовой вулканической серии с большим количеством субвулканических и жерловых тел средне-кислого и кислого состава.

Данные о строении разрезов, структурном положении и составе комплексов Байдаулет-Акбастауского пояса позволяют предположить, что их формирование происходило в пределах крупной островодужной системы, развивавшейся на протяжении ордовикского времени (около 40 млн. лет). Островная дуга, вероятно, имела гетерогенный фундамент. Для большинства зон (Сатпаевской, Акбастау-Космурунской, Балатундык-Отызбесской и, вероятно, Майкаинской и части Северо-Карагадинской) в обоих сегментах устанавливается меланократовое основание. В то же время для Спасской и южной части Северо-Карагадинской зон можно ожидать наличие допалеозойского сиалического фундмента. Состав нижне-среднеордовикских вулканических комплексов и наличие колчеданного оруденения коррелируется с типом фундамента. Так, в зонах с меланократовым фундаментом нижний-средний ордовик представлен либо базальтовыми, либо слабо дифференцированными сериями, а зонах с сиалическим фундаментом - толщами со значительной ролью кислых эффузивов. Колчеданные месторождения, как правило, приурочены к зонам, фундамент в которых представлен меланократовыми комплексами. Состав пород верхнеордовикских комплексов не связан с типом фундамента дуги и во всех зонах представлен дифференцированными сериями. Байдаулет-Акбастауская островная дуга была обрамлена бассейнами с океанической корой, комплексы которых входят в состав Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса, а также Тектурмасской и Северо-Балхашской офиолитовых зон Джунгаро-Балхашской области.

Глава I.V. Раннепалеозойская эволюция островодужных систем и формирование каледонской структуры Казахстана и Северного Тянь-Шаня

На основании данных о структурном положении, строении и составе нижнепалеозойских комплексов можно реконструировать тектоническую эволюцию кембрийско-раннеордовикских островодужных систем, бассейнов с океанической корой и континентальных блоков, фрагменты которых сохранились в каледонидах Казахстана и Северного Тянь-Шаня.

Наиболее крупными структурами, существовавшими к началу палеозоя, являлись докембрийские сиалические блоки и бассейн с океанической корой. Могут быть реконструированы два таких блока: Западный, объединяющий Кокчетавский, Ишкеольмесский, Улутауский, Чуйско-Кендыктасский, Таласско-Каратауский и Срединно-Тяньшаньский массивы, и Восточный, в состав которого входят Актау-Джунгарский, Жельтавский и Северо-Тяньшаньский массивы и Ерементау-Бурунтауская зона. В строении обоих блоков участвуют однотипные по строению и составу, а также очень близкие по возрасту комплексы довендского фундамента. Оба блока в венде - раннем ордовике были перекрыты терригенно-карбонатными и терригенно-карбонатно-кремнистыми толщами чехла. В современной структуре Западный и Восточный блоки разделены комплексами Сарыаркинского пояса, однако на основании сходства строения, состава и возраста комплексов фундамента и чехла можно предполагать, что в дораннеордовикское время эти блоки составляли единый континентальный массив, имевший пассивные окраины. Восточнее (здесь и далее современные координаты) континентального массива можно предполагать существование крупного бассейна с океанической корой.

В начале кембрия в пределах океанического бассейна закладывается зона конвергенции и начинает свое развитие ранне-среднекембрийская островная дуга (рис. 4). Дуга, несомненно, была энсиматической, о чем свидетельствуют полные офиолитовые разрезы, подстилающие дифференцированные вулканические серии. Наиболее древние комплексы этой дуги представлены офиолитами и контрастными сериями, формировавшимися в зонах задуговых поднятий; дифференцированные серии широко распространены, начиная со второй половины раннего кембрия. Характерной особенностью ранне-среднекембрийской островной дуги является омоложение однотипных комплексов по ее простиранию от Южного сегмента к Восточному, которое свидетельствует об омоложении начала субдукции в разных сегментах островной дуги от начала раннего кембрия до начала среднего кембрия. В Восточном сегменте дуги известны нижне-среднекембрийские флишевые серии, формирование которых могло происходить в преддуговом флишевом прогибе. Анализ площадного распространения этих серий позволяет предположить, что ранне-среднекембрийская дуга фронтально была обращена в сторону докембрийского континентального массива.

Островная дуга, появившаяся в начале кембрия, отделила от океана краевой бассейн, также имевший океаническую кору. С субдукцией коры этого бассейна будет связана дальнейшая эволюция ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг.

Прекращение вулканизма и отмирание дуги также как и ее зарождение имело гетерохронный характер. В Южном сегменте завершение вулканизма произошло уже в ботомском веке раннего кембрия, а в Восточном - только в конце амгинского века среднего кембрия. После прекращения вулканизма отмершая дуга была перекрыта терригенно-карбонатными осадками. Причиной отмирания дуги могла быть проградация вулканического фронта в сторону краевого бассейна, связанная с откатом желоба в ту же сторону.

Надсубдукционный магматизм возобновляется в сакском веке позднего кембрия, что приводит к заложению позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги. Эта дуга имела более мощный, преимущественно мафический, фундамент, в отдельных ее сегментах можно предполагать, что в его строении участвовали нижне-среднекембрийские островодужные комплексы, в других сегментах, более вероятно, присутствие в его составе океанической коры (рис. 4). Позднекембрийско-раннеордовикская дуга фронтально также была обращена в сторону краевого бассейна, что с наибольшей вероятностью выявляется в ее Восточном сегменте. В начале ордовика происходит заложение Байдаулет-Акбастауской островной дуги, и структура конвергентной окраины значительно усложняется. Начиная с этого времени и до середины аренига, а в отдельных сегментах до середины лланвирна, будут существовать континентальный массив с пассивными окраинами, краевой бассейн с океанической корой, две островные дуги, разделенные междуговым бассейном с океанической корой, и океан. В позднем кембрии - арениге одновременно с заложением позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги происходит резкая активизация спрединга как в краевом, так и в междуговом бассейнах.

Разные сегменты ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг, начиная с середины аренига и до середины лланвирна, сталкиваются с континентальным массивом, что сопровождается закрытием краевого бассейна с океанической корой. Наиболее ранние признаки коллизии отмечаются в Южном и Юго-Западном сегментах, где уже к середине аренига все более древние островодужные и окраинно-морские комплексы были тектонически сближены друг с другом в системе дислоцированных тектонических покровов. В Юго-Западном и Южном сегментах коллизия сопровождалось проявлениями высокобарического метаморфизма и шарьированим деформированных кембрийско-нижнеордовикских вулканогенно-осадочных толщ на комплексы докембрийского континентального массива [Рязанцев и др., 2009; Togonbatva et al., 2009]. Во второй половине аренига - лланвирне в этих сегментах происходило накопление преимущественно флишевых толщ, фундаментом и источниками сноса для которых являлись докембрийские сиалические комплексы, а также шарьированные на них кембрийские офиолиты и островодужные образования.

В других сегментах краевой бассейн продолжает существовать до середины лланвирна, а формирование океанической коры в нем происходило до конца аренига. Магматизм в Северном и Северо-Восточном сегментах позднекембрийско-раннеордовикской дуги продолжался до начала аренига, а в Восточном - до середины аренига. В конце аренига - раннем лланвирне вулканизм в этих сегментах дуги постепенно прекращается и сменяется накоплением кремнисто-туфогенных, кремнисто-терригенных и терригенных толщ. В середине лланвирна эти сегменты кембрийско-раннеордовикских островных дуг сталкиваются с континентальным массивом, что сопровождается окончательным закрытием краевого бассейна. В результате к середине лланвирна завершается формирование Сарыаркинcкого вулканического пояса, его комплексы причленяются к докембрийскому континентальному массиву и образуется сложно построенная континентальная окраина (рис. 4).

Рис. 4. Схематические геодинамические профили для каледонид Казахстана (без учета сдвиговых перемещений) 1 - докембрийская континентальная кора; 2 - терригенно-карбонатные чехлы пассивной окраины; 3 - рифтогенные комплексы; 4-7 - вулканические комплексы островных дуг: 4 - 1-2, 5 - 3-О1, 6 - О2-3, 7 - О1-3; 8 - туфогенные и туфо-терригенные комплексы; 9,10 - комплексы отмерших островных дуг: 9 - 1-2 , 10 - -О1; 11,12 - океаническая кора: 11 - краевого бассейна, 12 - океана; 13 - зоны субдукции: а) активные, б) отмершие; 14 - наиболее крупные разрывные нарушения

Каледонская структура Северного Тянь-Шаня и западной части Казахстана существенно отличается от структуры его восточной части. На Северном Тянь-Шане и западе Казахстана комплексы Сарыаркинского пояса располагаются между Западным и Восточным докембрийскими сиалическими блоками, в то время как на востоке Казахстана таких соотношений не наблюдается. Кроме того, Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона, в строении которой участвуют докембрийские сиалические комплексы, тектонически разделяет Северный и Северо-Восточный сегменты Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского поясов (рис. 1). Такие соотношения могли возникнуть в результате расчленения единого континентального блока на несколько массивов - сдвиговых пластин. Эти сдвиговые пластины, образованные сиалическими массивами Восточного блока, в конце раннего - начале среднего ордовика испытали крупноаплитудные горизонтальные сдвиговые перемещения. В течение этого времени движение сдвиговых пластин происходило в северо-северо-западном направлении с различной скоростью. Движение Северо-Тяньшаньского и Жельтавского массивов, вероятно, началось еще в начале ордовика, а к середине аренига комплексы Южного и Юго-Западного сегментов Сарыаркинского пояса уже оказались <раздавлены> и находились между сиалическими массивами. Докембрийские и нижнепалеозойские рифтогенные комплексы Ерементау-Бурунтауской зоны слагают самостоятельную сдвиговую пластину, которая в начале среднего ордовика испытала значительные перемещения в северном направлении. К этому же времени относится и формирование покровно-складчатой структуры этой зоны. Актау-Джунгарский массив также являлся самостоятельной сдвиговой пластиной, перемещение которой началось только в конце ордовика [Дегтярев, 2003].

В конце лланвирна в пределах континентальной окраины происходит заложение Чингиз-Северотяньшаньской островной дуги, имевшей гетерогенный фундамент, в состав которого входили комплексы докембрийских сиалических массивов и Сарыаркинского пояса (рис. 4). Во всех сегментах дуги отмечается два эпизода вулканической активности, в промежутке между которыми происходило накопление туфогенных и туфо-терригенных толщ. После отмирания дуги в пределах отдельных сегментов формируются водорослевые рифовые постройки, чаще вулканиты перекрываются терригенными породами. Параллельно вулканической дуге протягивается преддуговой флишевый прогиб, который заполняется мощными флишевыми, терригенными грубообломочными и терригенно-карбонатными толщами. В ряде сегментов дуги выявлена проградация вулканического фронта в пределы флишевого прогиба. Чингиз-Северотяньшаньская островная дуга была фронтально обращена в сторону Джунгаро-Балхашской области, что подтверждается положением преддугового флишевого прогиба, проградацией вулканического фронта в этом направлении и поперечной петрохимической зональностью, выявленной в ряде сегментов дуги.

С заключительным этапом эволюции Чингиз-Северотяньшаньской дуги связано формирование огромных массивов позднеордовикских гранитоидов, распространенных в тех ее сегментах, где в строении фундамента участвуют докембрийские метаморфические комплексы. Гранитоиды распространены на широкой площади за пределами вулканической дуги и охватывает докембрийские массивы, расположенные в ее тылу.

В течение среднего-позднего ордовика размеры междугового бассейна, разделявшего Чингиз-Северотяношаньскую и БайдаулетАкбастаускую дуги сокращаются и к концу ордовика он полностью закрывается, а на его месте формируется узкий Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс, комплексы которого имеют сложное покровно-складчатое строение. Байдаулет-Акбастауская дуга, развившаяся на протяжении всего ордовика, к началу ашгилла отмирает и перекрывается либо рифовыми известняками, либо терригенно-карбонатными толщами. В это же время начинается перемещение сдвиговой пластины, образованной Актау-Джунгарским сиалическим массивом, который занимает положение перед фронтом Чингиз-Северотяньшаньской дуги. В конце ордовика океаническая кора сохраняется только в Джунгаро-Балхашской области.

Таким образом, основной тенденцией раннепалеозойской тектонической эволюции Казахстана и Северного Тянь-Шаня явилось увеличение площади докембрийского континентального массива за счет причленения к нему со стороны Джунгаро-Балхашской области комплексов различных островных дуг и бассейнов с океанической корой. Эти процессы были осложнены крупноамплитудными сдвиговыми перемещениями, происходившими вдоль континентальной окраины и приводившими к неоднократному чередованию одних и тех же комплексов в ее структуре.