Каледониды казахстана и северного тянь-шаня: строение, тектоническая эволюция и процессы формирования континентальной коры

На правах рукописи

Дегтярев Кирилл Евгеньевич

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

Специальность: 25.00.01 – общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Москва, 2010

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук

Геологическом институте РАН

Официальные оппоненты:

Член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук, профессор

Скляров Евгений Викторович

Доктор геолого-минералогических наук, профессор

Никишин Анатолий Михайлович

Доктор геолого-минералогических наук, профессор

Козаков Иван Константинович

Ведущая организация:

Институт геологии Уфимского научного центра РАН

Защита состоится 23 апреля 2010 года в 1430 на заседании диссертационного совета Д 501.001.39 при Московском государственном университете имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991 Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет, сектор «А», ауд. 415.

С работой можно ознакомиться в Научной библиотеке геологического факультета МГУ, 6 этаж Главного здания.

Автореферат разослан 22 марта 2010 года

Ученый секретарь диссертационного совета,

доктор геол.-мин. наук, профессор А.Г. Рябухин

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы диссертации

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

Цель исследований

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

Фактический материал

В основе диссертации лежат материалы, собранные автором в течение многолетних полевых исследований (1991-2009 гг.) в различных районах Казахстана и Северного Тянь-Шаня, в ходе которых было проведено картирование целого ряда крупных ключевых участков в Чингизском, Бощекульском и Степнякском районах Казахстана и Присонкульском районе Северного Тянь-Шаня. Для обоснования защищаемых положений изучено более 1000 тысячи шлифов, использовано более 500 оригинальных анализов горных пород на главные, редкие и редкоземельные элементы, выполнены Rb-Sr и Sm-Nd изотопно-геохимические исследования более 50 проб вулканических пород и гранитоидов, и датированы U-Pb методом по циркону 10 реперных магматических комплексов. Кроме того, в диссертации синтезированы опубликованные к настоящему времени стратиграфические, структурные, петрологические и другие геологические данные по нижнепалеозойским вулканогенно-осадочным и плутоническим комплексам Казахстана и Северного Тянь-Шаня.

Научная новизна

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

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

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

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

Апробация результатов работы и публикации

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

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

Практическое значение

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

Объем и структура работы

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

Основные защищаемые положения

1. В каледонидах Казахстана и Северного Тянь-Шаня выделены протяженные Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский вулканические пояса, испытавшие вторичные деформации. В строении поясов принимают участие главным образом изверженные породы раннепалеозойских островодужных систем различных типов и сопряженных с ними бассейнов с океанической корой.
2. Сарыаркинский вулканический пояс имеет сложную покровно-складчатую структуру и сформирован в результате тектонического совмещения (в середине аренига и середине лланвирна) комплексов ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской энсиматических островных дуг и бассейнов с океанической корой.
3. Чингиз-Северотяньшаньский вулканический пояс характеризуется достаточно простой складчатой структурой и образован средне-позднеордовикскими вулканическими и плутоническими ассоциациями энсиалической островной дуги, которые залегают на гетерогенном фундаменте, сложенном комплексами Сарыаркинского пояса и докембрийскими сиалическими образованиями.
4. Континентальная кора Чингизского сегмента каледонид Казахстана в ее верхней части представлена породами раннепалеозойских островодужных систем и аккреционных призм, участвующих в строении Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского вулканических поясов, а также средне-позднепалеозойскими континентальными изверженными породами. Глубинные горизонты коры этого сегмента сложены преимущественно базитовыми породами раннепалеозойских надсубдукционных комплексов.
5. Верхняя часть континентальной коры Степнякского сегмента каледонид Казахстана представлена породами средне-позднеордовикских островодужных комплексов Чингиз-Северотяньшаньского пояса и рифтогенными кислыми вулканитами раннего ордовика. Средние горизонты коры сложены сиалическими породами рифея, раннего протерозоя и, вероятно, архея, а нижние горизонты - позднедокембрийскими изверженными породами преимущественно основного состава.

Благодарности

Диссертационная работа подготовлена в Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя Геологического института РАН при благожелательной поддержке ее заведующих А.А. Моссаковского† и С.А. Куренкова†, которым автор искренне признателен.

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

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

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

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

Особую благодарность автор хочет выразить М.В. Лучицкой, взявшей на себя труд прочтения многих глав диссертации, и А.В. Рязанцеву, с которым неоднократно обсуждал многие аспекты работы и проводил полевые работы в течение более 20 лет.

Особую благодарность автор хочет выразить М.В. Лучицкой, взявшей на себя труд прочтения многих глав диссертации, и А.В. Рязанцеву, с которым в течение более 20 лет проводил совместные полевые работы и неоднократно обсуждал многие аспекты работы.

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

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

Исследования Работы по теме диссертации проводились при финансовой поддержке РФФИ (проекты 00-05-64646, 03-05-64782, 06-05-65311) и Программ фундаментальных исследований ОНЗ РАН: «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса: от палеоокеана к континенту» (2003-2005 гг.), «Центрально-Азиатский подвижный пояс: геодинамика и этапы формирования земной коры» (2006-2008 гг.), «Строение и формирование основных типов геологических структур подвижных поясов и платформ» (2009-2011 гг.).

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, которые обрамляют внутреннюю Джунгаро-Балхашскую варисцийскую складчатую область. Девонский пояс первоначально имел очертания близкие к прямолинейным, а его изгибание, начавшееся в среднем девоне продолжалось до конца палеозоя [Levashova et al, 2003; Abrajevich et al., 2007, 2008]. Эволюция 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. 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 зона, зона массивов с докембрийской континентальной корой, Сарыаркинский вулканический пояс, массивы с докебрийской континентальной корой, Ерементау-Бурунтауская зона, Чингиз-Северотяньшаньскй вулканический пояс, Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс, Байдаулет-Акбастауский вулканичеаский пояс, Джунгаро-Балхашская область (рис. 1):

Ишим-Нарынская 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.

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 вулканчиеский пояса; 4 – Сарыаркинский, 5 – Чингиз-Северотяньшаньский, 6 – Байдаулет-Акбастауский; 7 – Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс; 8 – Джунгаро-Балхайская область варисцид; 9 – наиболее крупные раннепалеозойские тектонические покровы; 10 – наиболее крупные раннепалеозойские сдвиги; 11 – наиболее крупные средне-позднепалеозйоские 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

Во всех ее 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; Krner 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 и 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 кислые эффузивы 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; Krner et al., 2007, Апаяров и др., 2008; Дегтярев и др., 2008].

Ерементау-Бурунтауская зона в своей южной части разделяет Жельтавский и Актау-Джунгарский массивы, а в северной расчленяет на сегменты Сарыаркинский пояс. 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 кислые вулканиты и граниты, а также карбонатные толщи нижнего кембрия, аналогичные комплексам Актау-Джунгарского и других сиалических массивов. На отдельных участках среди кремнистых толщ присутствуют фрагменты офиолитов. Все эти комплексы образуют пакеты тектонических пластин, совмещение которых произошло в конце лланвирна и сопровождалось формированием олистостромов. Анализ состава и строения нижнепалеозойских комплексов Ерементау-Бурунтауской зоны позволяет предполагать, что их формирование происходило в рифтогенном прогибе, заложенном на континентальной коре [Рязанцев и др., 2006, 2009].

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 вулканическим 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.

ЧАСТЬ I

Тектоническая эволюция раннепалеозойских островодужных систем

Казахстана и Северного Тянь-Шаня

В палеозоидах Казахстана и Северного Тянь-Шаня нижнепалеозойские островодужные комплексы участвуют в строении протяженных вулканических поясов, различающихся возрастом, строением и особенностями состава вулканических и плутонических образований. В результате средне-позднепалеозойских и раннемезозойских деформаций эти пояса были расчленены на ряд сегментов. В Сарыаркинском и Чингиз-Северотяньшаньском поясах выделяются следующие сегменты: Южный - образован комплексами Северного Тянь-Шаня, Юго-западный – включает комплексы Джалаир-Найманской зоны, Жельтавского, Кендыктасского массивов и Сарысу-Тенизского водораздела, Северный – сложен комплексами Степнякской, Селетинской, Урумбайской и Ирадырской зон, Северо-восточный – объединяет комплексы Восточно-Ерементауской, Ащикольской, Бощекульской и Кендыктинской зон, Восточный – включает нижнепалеозойские комплексы различных зон Чингиз-Тарбагатайского региона. В Ескембай-Балкыбекском и Байдаулет-Акбастауском поясах, комплексы которых развиты только на северо-востоке и востоке Казахстана, выделяются Северо-западный и Юго-восточный сегменты.

Глава I.I. Сарыаркинский кембрийско-раннеордовикский вулканический пояс

Сарыаркинский пояс имеет наиболее сложное строение, а слагающие его комплексы подверглись наиболее интенсивным деформациям.

В строении пояса участвуют:

• Контрастные и дифференцированные вулкано-плутонические серии ранне – средне-кембрийской энсиматической островной дуги
• Карбонатно-кремнисто-туфогенные толщи кембрия - нижнего ордовика, перекрывавшие отмершую ранне - среднекембрийскую островную дугу
• Дифференцированные вулкано-плутонические серии позднекембрийско – ранне-ордовикской энсиматической островной дуги
• Офиолиты, кремнисто-базальтовые и кремнистые комплексы кембрийско – ранне-ордовикских бассейнов с океанической корой
• Флишевые и кремнисто-терригенные комплексы нижнего ордовика – нижнего лланвирна

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. Кислые вулканиты 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 и большинстве случаев имеют более молодой возраст, чем базальт-риолитовые серии. Наиболее древние дифференцированные серии выявлены в Южном сегменте, где они имеют атдабанский возраст. 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 Восточном сегменте – 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 кислых эффузивов; 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, близкого к MORB, 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 различных 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) свидетельствует 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 контрастная серия, 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 массивов с древней континентальной корой, 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 серией 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 – вторая половина амгинского века среднего кембрия – ранний лланвирн, а в Восточном сегменте – майский век среднего кембрия – ранний лланвирн [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.

Рис. 2. Схема геологического строения Центрально-Чингизской зоны (Восточный сегмент).

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 Є3-О1t, 11 – эффузивы и вулканогенно-осадочные породы среднего состава Є3-О1, 12 – терригенно-карбонатные, кремнисто-терригенные и туфогенные породы Є2-О1, 13 – эффузивы основного, среднего и кислого состава, вулканогенно-осадочные породы Є2; 14 –17 – гранитоиды: 14 – C3-P1, 15 – S2, 16 – O1, 17 – Є2; 18 – разрывные нарушения: а) границы тектонических покровов, б) прочие.

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). 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.

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 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 значительную 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 корой 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 подножья дуги. Прямых данных о типе фундамента этой островной дуги не имеется. Однако данные о составе магматических пород этой дуги свидетельствуют 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 как спектрами распределения РЗЭ близкими к базальтам OIB, так и спектрами, близкими к базальтам N-MORB. В ряде случаев верхнекембрийские образования представлены слабо дифферецированными базальт-андезибазальтовыми сериями, имеющими геохимические характеристики 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 присутствует 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. Именно 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, отличавшиеся малыми размерами. 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 позднекембрийско-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]. 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 свидетельствует, 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, происходила в это время 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 кембрйиско-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 массива Казахстана и Тянь-Шаня. Коллизия сопровождалась закрытием бассейна с океанической корой, который разделял островодужный ансамбль и континентальный блок. В строении Сарыаркинского пояса также могут участвовать комплексы аккреционных призм, формировавшихся в течение кембрия-раннего ордовика перед фронтом островных дуг, однако достоверно такие образования до сих пор не установлены. 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 вулканической активности 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, 1774, 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. Для некоторых сегментов также отмечается омоложение вулканических серий вкрест простиранию структур от внешних зон ороклина к внутренним (Восточный и Северный сегменты). 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 отсутствуют докембрийские сиалические комплексы, позднеордовиские гранитоиды не выявлены.

Гранитоиды слагают крупные массивы, имеющие преимущественно гранодиоритовый состав (сусамырский, кунгейский, курдай-чатркульский и крыкудукский 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, располагающихся в его тылу докембрийских сиалических массивов. Интрузивы этого возраста широко распространены в пределах Кокчетавского, Улутауского, Чуйско-Кендыктасского, Каратауского и Северо-Тяньшаньского сиалических массивов (зерендинский, малокаратуский, 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 сегмента 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. Породы 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 докембрийских сиалических комплексов, входивших в фундамент островной дуги.

Строение разрезов, структурное положение и особенности состава вулканических и плутонических пород Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса свидетельствуют, что их формирование происходило 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 во 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 связано интенсивное проявление гранитоидного магматизма, охватившего 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-Балкыбеского 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 в последствии 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, сложенные 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 энсиматической дуги.

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 и вулканогенно-обломочные породы 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. С этим комплексом связаны основные колчеданно-полиметаллические месторождения (Майкаинская, Северо-Карагандинская и Акбастау-Космурунская зоны). Его формирование в Северо-Карагандинской и Акбастау-Космурунской зонах завершается внедрением гранит-гранодиоритовых интрузивов.

Вулканические комплексы Байдаулет-Акбастауского пояса представлены в основном дифференцированными вулканическими сериям, а их формирование завершается внедрением гранодиоритовых массивов. Такие комплексы формируются в пределах островодужных систем с субаквальным характером вулканизма.

Особенностью Байдаулет-Акбастауского пояса является приуроченность к нему большого количества колчеданно-полиметаллических месторождений. 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 состава 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 тоже 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 дифференицрованными 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-Акбастуская островная дуга была обрамлена бассейнами с океанической корой, комплексы которых водят 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 дораннеодовикское 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. Дуга, несомненно, была энсиматической, о чем свидетельствуют полные офиолитовые разрезы, подстилающие дифференцированные вулканические серии. Наиболее древние комплексы этой дуги представлены офиолитами и контрастными сериями, формировавшиеся в зонах задуговых поднятий, дифференцированные серии широко распространены начиная со второй половины раннего кембрия. Характерной особенностью комплексов 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. При этом 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-раннеодовикской островной дуги. Эта дуга имела более мощный, преимущественно мафический, фундамент, в отдельных ее сегментах можно предполагать, что в его строении участвовали более древние островодужные комплексы, в других сегментах, более вероятно, присутствие в его составе океанической коры. 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 сегментахе, 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]. 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 дуге 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 лланивирна завершается формирование Сарыаркинкого вулканического пояса, его комплексы причленяются к докембрийскому континентальному массиву и образуется сложно построенная континентальная окраина.

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 зона, в строении которой участвуют докембрийские сиалические комплексы, тектонически разделяет Северный и Северо-восточный сегменты Сарыаркинского пояса (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 и расчленила Северный и Северо-восточный сегменты Сарыаркинского пояса. 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. 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 сегментах 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-Джунграским 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 комплексов в ее структуре.

ЧАСТЬ II

Строение и процессы формирования континентальной коры крупных сегментов каледонских складчатых сооружений Казахстана и Северного Тянь-Шаня

В результате длительной тектонической эволюции в палеозоидах Казахстана и Северного Тянь-Шаня была сформирована континентальная кора, мощность которой изменяется от 38 до 50 км. В различных сегментах каледонских складчатых сооружений Казахстана и Северного Тянь-Шаня формирование палеозойской континентальной коры связано с эволюцией раннепалеозойских островодужных систем, различавшихся присутствием или отсутствием в составе их фундамента докембрийских сиалических комплексов. Их присутствие влияло на длительность палеозойских корообразующих процессов, составы раннепалеозойских магматических комплексов, объемы и источники палеозойского гранитоидного магматизма.

Глава II.I. Чингизский сегмент

Чингизский сегмент располагается на востоке Казахстана и имеет зрелую континентальную кору мощностью 45-50 км, в которой выделяются гранитно-метаморфический и гранулито-базитовый слои [Геология и металлогения …, 1977].

Тектоническое положение и общая структура Чингизского сегмента

В пределах Чингизского сегмента структуры каледонских и более молодых комплексов имеют северо-западные простирания. С северо-востока он ограничен варисцидами Иртыш-Зайсанской зоны, а с юго-запада – комплексами Восточного сегмента Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса (рис. 3).

В строении сегмента участвуют в основном нижнепалеозойские комплексы Восточного сегмента Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского поясов, а также различные средне- и верхнепалеозойские образования. Осевое положение в Чингизском сегменте занимает Центрально-Чингизская зона, которая образована тектонически совмещенными вулкано-плутоническими комплексами ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг. Чунайская и Абралинская зоны, расположенные соответственно к северо-востоку и юго-западу от осевой зоны, сложены вулканогенно-осадочными комплексами средне-верхнеордовикской островной дуги, залегающими с несогласием на более древних образованиях Центрально-Чингизской зоны. Еще дальше от осевой зоны на северо-востоке располагается Аркалыкская, а на юго-западе – Токайско-Акчатауская зоны (рис. 3). В их строении в основном участвуют кембрийско-среднеордовикские комплексы, сопряженных с островными дугами, бассейнов с океанической корой, представленные фрагментами офиолитов, кремнисто-базальтовых и кремнистых и кремнисто-туфогенных разрезов. Подобные образования характерны и для северо-западной части Абралинской зоны, где они подстилают верхнеордовикские островодужные комплексы. В Токайско-Акчатауской зоне сложнодислоцированные доверхнеордовикские комплексы перекрыты рифогенными известняками, маркирующими позднеордовикскую невулканическую дугу [Дегтярев, 1999; Дегтярев, Рязанцев, 2005].

Рис. 3. Схема тектонического районирования Чингиз-Тарбагатайского региона

1 – терригенно-карбонатные толщи фамена–карбона; 2 – эффузивы, туфы вулканогенно-осадочные породы кислого состава нижнего–среднего девона; 3 – терригенные и вулканогенно-осадочные толщи силура; 4–9: нижнепалеозойские структурно-формационные зоны Чингизского сегмента: 4 – Аркалыкская, 5 – Чунайская, 6 – Центрально-Чингизская, 7 – Абралинская, 8 – Токайско-Акчатауская; 9 – Юго-восточный сегмент Ескембай-Балкыбеского офиолитового пояса, 10 – Юго-восточный сегмент ордовикского Байдаулет-Акбастауского вулканического пояса; 11 – позднепалеозойские граниты; 12 – девонские граниты; 15 – позднесилурийские гранодиориты и граниты; 14 – среднепалеозойские комплексы Иртыш-Зайсанской зоны; 15 – пермские вулканиты Балхаш-Илийского пояса; 16 – разрывные нарушения

Силурийские вулканогенные комплексы в пределах Чингизского сегмента распространены в тех же зонах, что верхнеордовикские. Нижне-среднедевонские вулканогенные комплексы резко несогласно залегают на нижнепалеозойских образованиях в различных зонах Чингизского сегмента. В разрезах преобладают континентальные эффузивы и туфы риолитового и трахириолитового состава мощностью до 2000 м. На девонских и более древних комплексах с несогласием залегают фамен-нижнекаменноугольные терригенно-карбонатные толщи, слагающие небольшие синклинали. В пределах Чингизского сегмента широко распространены средне-позднепалеозойские гранитоиды, которые образуют крупные массивы, прорывающие нижнепалеозойские и силурийские комплексы.

Нижнепалеозойские комплексы Чингизского сегмента

В работе рассмотрены структурное положение, особенности строения разрезов и состава нижнепалеозойских вулканогенно-осадочных и плутонических комплексов Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского поясов, участвующих в строении различных зон Чингизского сегмента. Особое внимание уделено новым биостратиграфическим и геохронологическим данным о возрасте осадочных и магматических образований. Все эти данные позволяют заключить, что к концу ордовика Чингизский сегмент представлял собой крупный блок коры переходного типа имевший значительную мощность. В строении этого блока участвовали тектонически совмещенные комплексы ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг и бассейнов с океанической корой, которые с несогласием перекрыты комплексами средне-позднеордовикской дуги. Все островодужные магматические комплексы имеют близкий состав геохимический и изотопный составы. Источником этих пород перидотиты матийного клина метасоматизированные флюидами, выделившимися из субдуцируемой океанической плиты. Первичные расплавы претерпели дифференциацию в промежуточных камерах, при этом глубина расположения этих камер в течение раннего палеозоя возрастала, что свидетельствует о нарастании на протяжении этого времени мощности коры островных дуг. Несмотря на увеличивающуюся мощность, состав этой коры со среднего кембрия до конца ордовика менялся очень слабо, оставаясь геохимически примитивным. Поэтому если процессы фракционирования первичных расплавов в промежуточных камерах сопровождались контаминацией материалом фундамента дуги, то это не приводило к сколько-нибудь существенному изменению состава эффузивов. Геохимическе и изотопно-геохимические особенности вулканогенно-осадочных и осадочных пород, чередующихся с вулканитами, свидетельствует о том, что при их накоплении эрозии подвергались те же эффузивы, а островные дуги находились вдали от докембрийских континентальных блоков. Нижние части коры этого блока были, вероятно, сложены комплексами мафического основания островных дуг

Средне-верхнепалеозойские комплексы Чингизского сегмента

Силурийские и более молодые комплексы Чингизского сегмента формировались в пределах другого типа надсубдукционных структур – окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов, наиболее крупными из которых являлись Казахстанский девонский и позднепалеозойский Балхаш-Илийский.

Силурийские вулканогенно-осадочные толщи, несмотря на принадлежность к комплексам окраинно-континентальных поясов, имеют много отличий от аналогичных более молодых образований: короткий интервал вулканической активности – вторая половина лландовери-венлок, значительно меньшие площади распространения и мощности вулканических толщ, формировавшихся в основном субаквальной и реже субаэральной обстановке. Силурийские толщи либо согласно залегают на верхнеордовикских образованиях, либо резко несогласно перекрывают более древние комплексы. Силурийские вулканиты представлены как эффузивами средне-кислого состава известково-щелочной серии, так и базальтами повышенной щелочности и титанистости. В работе рассмотрены особенности состава силурийских вулканитов, имеющих все признаки надсубдукционных образований, формировавшихся на коре переходного типа значительной мощности, которая была сложена геохимически достаточно однородными нижнепалеозойскими островодужными и аккреционными комплексами.

Силурийская эволюция Чингизского сегмента завершается внедрением крупных массивов позднесилурийских гранодиоритов и гранитов, которые прорывают все более древние комплексы, включая нижнесилурийские. В работе рассмотрены особенности состава гранитоидов позднего силура, имеющих все признаки надсубукционных комплексов. Их формирование может быть связано с плавлением нижнекоровых базитовых комплексов на заключительной стадии эволюции силурийского вулканического пояса. Базитовый источник гранитоидов имел короткую коровую предысторию и по своим изотопно-гееохимическим характеристикам был близок к нижнепалеозойским островодужным вулканическим и плутоническим образованиям, которые слагали фундамент силурийского пояса. Формирование позднесилурийских гранитоидов явилось переломным этапом в преобразовании коры Чингизского сегмента из переходного типа в континентальную. Все более молодые комплексы имеют признаки. характерные для образований сформированных на континентальной коре.

Девонские образования в пределах Чингизского сегмента представлены мощными толщами субаэральных кислых и, в меньших объемах средних, эффузивов, игнимбритов, туфов и лавобрекчий, а также массивами биотитовых и лейкоратовых гранитов. В строении верхнепалеозойских комплексов в пределах рассматриваемой территории участвуют разнообразные гранитоиды, среди которых преобладают граниты и лейкограниты, в меньшией степени распространены континентальные вулканиты среднего и кислого состава. В работе описаны геохимические и изотопно-геохимические особенности кислых вулканитов и гранитов девона и позднего палеозоя, которые свидетельствуют об их верхнекоровом источнике, имевшем примитивный изотопный состав и короткую предысторию. Таким параметрам отвечают нижнепалеозойские островодужные комплексы, слагающие верхние части коры Чингизского сегмента, частичное плавление которых, вероятно, привело к образованию девонских и позднепалеозойских гранитов и кислых вулканитов, завершающих формирование континентальной коры Чингизского сегмента.

Строение и процессы формирования континентальной коры Чингизского сегмента

Формирование континентальной коры Чингизского сегмента каледонид Казахстана проходило на протяжении всего палеозоя в течение более 250 млн. лет и связано с эволюцией нескольких поколений разнотипных раннепалеозойских островодужных систем и средне-позднепалеозойских окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов. Особенностью процессов формирования коры Чингизского сегмента являлось участие в них только разнообразных палеозойских вулканических и плутонических комплексов.

Характерной особенностью всех островных дуг и окраинно-континентальных поясов, фрагменты которых участвуют в строении Чингизского сегмента, является широкое распространение гранитоидов, являющихся комплексами-показателями формирования континентальной коры. Поэтому геохимические и изотопно-геохимические особенности этих гранитоидов иллюстрируют иллюстрирует процессы роста мощности и зрелости коры, а также ее состав. Гранитоиды в Чингизском сегменте по возрасту охватывают интервал в 250 млн. лет – от среднего кембрия до конца палеозоя.

Все гранитоиды независимо от возраста обладают геохимическими характеристиками, указывающими на их преимущественно надсубдукционое происхождение. Гранитоиды раннего палеозоя принадлежат к известково-щелочной, а девонские и позднепалеозойские – к высоко-калиевой известково-щелочной серии. Все гранитоиды имеют индекс глиноземистости меньше 1,1 и относятся к гранитам I-типа. В девонских и позднепалеозойских гранитах увеличивается доля лейкогранитных пород и индекс глиноземистости, растут K/N, Rb/Sr и La/Yb отношения, что свидетельствует об увеличении мощности и зрелости континентальной коры, являвшейся их источником.

В то же время все гранитоиды имеют примитивные (Nd(T) не ниже +4) начальные изотопные составы Nd, которые мало отличаются от этих параметров в вулканических островодужных комплексах. Наблюдается монотонное увеличение Nd(T) от +6 в кембрийских до +4 позднепалеозойских гранитах (рис. 4 А). Такие особенности изотопного состава могут указывать на близкий состав источника всех палеозойских гранитоидов Чингизского сегмента. По составу этот источник был близок к магматическим комплексам раннепалеозойских островных дуг. Эти данные также показывают, что в Чингизском сегменте древние сиалические образования не принимали никакого участия в составе источника гранитоидов.

Рис. 4 Эволюция изотопного состава Nd палеозойских магматических комплексов (А) и модель строения коры (Б) Чингизского сегмента каледонид Казахстана

А: 1-6 – изотопный состав Nd: 1 – вулканических пород Є2-О3; 2-6 гранитоидов: 2 –, 3 – О1, 4 – S2, 5 – D1-2, 6 – C3-P1.

Б: 1 – девонские вулканиты; 2-3 – гранитоиды: 2а – C3-P1, 2б – D1-2, 3 – S2; 4, 5 – вулканогенно-осадочные комплексы островных дуг: 4 – О2-3, 5а – Є1-2, 5б – Є3-О1; 6 – комплексы бассейнов с океанической корой Є-О1; 7-9 – базитовые комплексы фундамента островных дуг и вулканических поясов: 7 – О2-3, 8а – Є1-2, 8б – Є3-О1; PZ1-2(?).

Таким образом, палеозойская кора Чингизского сегмента имела длительную (более 250 млн. лет) и сложную историю формирования. В кембрии-раннем ордовике корообразование происходило в пределах нескольких энсиматических островных дуг, комплексы которых в среднем ордовике были тектонически совмещены, в результате чего сформировался крупный блок с корой переходного типа. В среднем-позднем ордовике формирование коры продолжалась в пределах островной дуги с фундаментом переходного типа, сложенном более древними островодужными комплексами. Континентальная кора в Чингизском сегменте была сформирована уже к началу девона, а до конца палеозоя происходило увеличение ее мощности и зрелости. Особенностью коры Чингизского сегмента является сходство состава большей части верхних, средних и нижних ее горизонтов. Ее верхние горизонты сложены комплексами раннепалеозойских энсиматических островодужных систем и аккреционных призм, которые участвуют в строении Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского вулканических поясов, а также средне-позднепалеозойскими вулканитами и гранитоидами. Отдельные участки верхних горизонтов коры сложены позднесилурийскими гранодиоритами и гранитами, слагающими плитообразные тела мощностью до 5 км. Глубокие горизонты коры, являвшиеся источниками палеозойских гранитоидов, сложены тектонически сближенными разновозрастными, но геохимически весьма сходными, метаморфизованными комплексами базитового основания раннепалеозойских островных дуг (рис.4 Б).

Глава II.II. Степнякский сегмент

Степнякский сегмент располагается на севере Казахстана и в настоящее время имеет зрелую континентальную кору, мощность которой составляет 40-45 км. В разрезе коры отчетливо выделяются гранитно-метаморфический и гранулито-базитовый слои [Тектоника и глубинное строение …, 1988].

Тектоническое положение и общая структура Степнякского сегмента

Степнякский сегмент находится в северной части каледонид Казахстана (рис. 5). Сегмент с запада, востока и севера обрамляется соответственно Кокчетавским, Ишкеольмесским и Шатским докембрийскими сиалическими массивами.

Нижнепалеозойские комплексы Степнякского сегмента имеют достаточно простую складчатая структура, которая представлена чередованием крупных субмеридиональных синклиналей и антиклиналей, осложненными продольными взбросами и надвигами. На севере сегмента простирание осей складок и разрывных нарушений постепенно изменяется на субширотное. Ядра и крылья синклинальных структур сложены средне-верхнеордовикскими вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами Северного сегмента Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса. Ядра антиклиналей образованы досреднеордовикскими комплексами и к ним также приурочены крупнейшие массивы позднеордовикских гранитоидов, которые занимают большую их часть. Резко несогласно на нижнепалеозойских образованиях залегают силурийские континентальные кислые эффузивы и терригенно-карбонатные толщи верхнего девона-нижнего карбона [Бабичев и др., 1977]. В пределах Степнякского сегмента, наряду с позднеордовикскими гранитоидами, распространены и среднепалеозойские граниты и граносиениты, слагающие достаточно крупные в основном изометричные массивы (рис. 5).

Рис. 5. Схема геологического строения Степнякского сегмента каледонид Казахстана и его обрамления.

1 – терригенно-карбонатные толщи D3-C1; 2 –эффузивы кислого состава S1(?); 3-6 – комплексы Чингиз-Севеотяньшаньского пояса: 3 –терригенно-карбонатные толщи О3, 4 –эффузивы средне-основного состава О3, 5 –эффузивы средне-основного и среднего состава О2, 6 –терригенные толщи О2; 7 –кремни и базальты О1-2; 8 –эффузивы кислого состава О1; 9 – терригенные толщи О1; 10, 11 комплексы Северного сегмента Сарыаркинского пояса: 10 – офиолиты и кремнисто-базальтовые комплексы Є3-О1 Ирадырской зоны, 11 – островодужные комплексы Є2-О1 Урумбайской зоны; 12 – докембрийские метаморфические комплексы; 13-18 – плутонические комплексы: 13 – сиениты и граносиениты D, 14 – биотитовые граниты боровского комплекса S1, 15 –лейкократовые граниты карабулакского комплекса S1, 16, 17 – крыккудукский комплекс О3: 16 –гранодиориты массивов Крыккудукского типа, 17 – габброиды, диориты и гранодиориты массивов Степнякского типа, 18 – габброиды Є; 19 – разрывные нарушения

Цифры в квадратах – докембрийские сиалические массивы: I – Кокчетавский, II – Шатский, III – Ишкеольмесский. Цифры в кружках – интрузивные массивы: 1 – Боровской, 2 – Жукейский, 3 – Степнякский, 4 – Яблоново-Итейменский, 5 – Макинский, 6 – Буландино-Аккольский, 7 – Аккольский, 8 – Крыккудукский, 9 – Аккудукский, 10 – Аралаульский, 11 – Жаман-Койтасский, 12 – Аксуйский, 13 – Карабулакский, 14 – Джеламбетский

Докембрийские и нижнепалеозойские комплексы Степнякского сегмента

Докембрийские комплексы в пределах Степнякского сегмента развиты ограничено и приурочены к крупным антиклинальным зонам (рис. 5). Здесь эти комплексы слагают блоки среди позднеордовикских гранитоидов и представлены плагиогнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, кварцитами, кальцифирами и гранито-гнейсами, а также мономинеральными и мусковитсодержащими кварцитами [Бабичев и др., 1977; Геологическая карта…, 1981]. В работе приведены достаточно подробные описания докембрийских комплексов сиалических массивов, обрамляющих Степнякский сегмент. Сопоставление этих комплексов с метаморфическими образованиями Степнякского сегмента позволяет считать последние аналогами нижнепротерозойских гнейсовых и рифейских кварцито-сланцевых толщ Кокчетавского и Ишкеольмесского массивов. Широкое распространение докембрийских толщ, располагающихся ниже современного эрозионного среза, подтверждается присутствием ксеногенных цирконов в позднеордовикских гранодиоритах Степнякского массива, расположенного на западе сегмента. В гранодиоритах, наряду с цирконами раннепалеозойского возраста, обнаружены цирконы, имеющие более древний 207Pb/206Pb возраст в интервале от 983 до 3888 млн. лет. При этом встречено несколько зерен с возрастом 2300-2600 млн. лет, а ядро наиболее древнего циркона имеет 207Pb/206Pb возраст 3888±1 млн. лет [Krner et al., 2008]. Наличие таких цирконов свидетельствует о присутствии раннедокембрийских, в том числе архейских, комплексов в фундаменте Степнякского сегмента и обрамляющих его сиалических массивов.

Кембрийские комплексы развиты на небольшой площади и представлены островодужными вулканитами, кремнистыми и кремнисто-базальтовыми толщами Урумбайской и Ирадырской зон Северного сегмента Сарыаркинского пояса, которые детально описаны в первой части работы.

Среди нижне-среднеордовикских комплексов наиболее важное значение имеет риолит-базальтовая серия, широко распространенная в центральной, северной и западной частях Степнякского сегмента. Ее нижняя часть образована толщей крупногалечных и валунных туфоконгломератов и туфобрекчий, состоящих из обломков эффузивов риолитового, трахириолитового и трахидацитового состава. Реже отмечаются лавы и игнимбритоподобные породы трахириолитового и трахидацитового состава. Мощность вулканогенно-обломочного разреза достигает 1000-1500 м. Среди туфобрекчий встречаются различные по размеру субвулканические тела порфировых риолитов и трахидацитов.

В вулканогенно-обломочных породах свиты тассу отсутствуют органические остатки, ее соотношения с ордовикскими комплексами трактовались по-разному, что связано с плохой обнаженностью этой толщи. Поэтому разные исследователи относили вулканиты свиты тассу либо к верхнему протерозою [Минервин и др., 1971; Геологическая карта …, 1981], либо к кембрию [Бабичев и др., 1977; Борисенок, 1985], либо к нижнему ордовику [Копяткевич, Цай, 1974; Геология …, 1987], либо к силуру-девону [Филипович, Великовская, 1974; Коробкин, Смирнов, 2006].

В результате проведенных U-Pb геохронологических исследований впервые были получены данные о возрасте кислых вулканитов свиты тассу. Из порфировых риолитов, слагающих небольшое субвулканическое тело, был выделен акцессорный циркон и получена оценка возраста его кристаллизации – 483±5 млн. лет, которая позволяет относить вулканиты свиты тассу к тремадокскому ярусу нижнего ордовика [Дегтярев и др., 2008].

Верхняя часть разреза риолит-базальтовой серии представлена толщей кремнистых алевролитов, кремней, яшм и афировых базальтов, перекрывающих вулканогенно-обломочные породы свиты тассу. В кремнистых породах собраны конодонты аренига – раннего лланвирна [Борисенок, 1985]

Таким образом, риолит-базальтовая серия является наиболее древним из нижнепалеозойских комплексов Степнякского сегмента, возраст которой охватывает интервал всего раннего ордовика и ранний лланвирн.

В работе рассмотрены особенности состава вулканитов риолит-базальтовой толщи, которые позволяют сделать вывод об их формирование в рифтогенной обстановке. При этом рифтогенный прогиб был заложен на докембрийском фундаменте, который обнажается в обрамляющих сиалических массивах (Кокчетавском, Ишкеольмесском и Шатском), а также в ядрах крупных антиклиналей Степнякского сегмента. Заполнение этого прогиба началось в тремадоке с накопления мощной континентальной вулканогенно-обломочной свиты тассу. Источниками вулканитов свиты тассу являлись магматические породы позднедокембрийского (900-1300 млн. лет) возраста. С континентальным рифогенезом может быть связано формирование расслоенных ультрамафит-габбовых массивов Кокчетавского массива. В арениге-раннем лланвирне продолжающееся растяжение привело к погружению территории, которое сопровождалось накоплением кремнисто-терригенной толщи и излиянием базальтов, имеющих характеристики близкие к внутриплитным.

В середине лланвирна произошла коллизия кембрийско-раннеордовикских островных дуг с докембрийскими массивами и сформировалась сложно построенная континентальная окраина. В ее состав входил и Степнякский сегмент, большая часть которого имела докембрийскую континентальную кору, а небольшой блок на северо-востоке был сложен кембрийско-нижнеордовикскими островодужными и терригенно-кремнистыми комплексами. На этой окраине во второй половине лланвирна начала свое развитие крупная Чингиз-Северотяньшаньская островодужная система. В пределах Степнякского сегмента наиболее широко распространены именно средне-верхнеордовикские комплексы этой островной дуги. Вулканогенно-осадочные толщи среднего-верхнеордовикские толщи сложены эффузивами, туфами, туфоконгломератами и туфопесчаниками и туффитами основного и средне-основного состава мощностью до 5 000 м. В работе описаны особенности состава вулканитов среднего и позднего ордовика, проведено их сравнение, выявлены общие черты и различия. На основании этих данных сделан вывод об их формировании в надсубдукционной обстановке. Источником вещества вулканитов являлись породы мантийного клина метасоматизированные флюидами, выделившимися из субдуцированной океанической коры. Первичные магмы, вероятно, претерпели дифференциацию в промежуточных очагах, которые, скорее всего, располагались на границе коры и мантии. Внедрение базитовых расплавов не сопровождалось существенной контаминацией коровым материалом, о чем свидетельствуют малые объемы кислых вулканитов, являвшихся в основном дифференциатами основных расплавов. После завершения вулканизма и накопления в позднем карадоке-раннем ашгилле терригенно-карбонатных толщ, произошло внедрение значительных объемов кислых расплавов, сформировавших субвулканические тела, источником вещества для которых могла являться докембрийская сиалическая кора.

Раннепалеозойская эволюция Степнякского сегмента завершается внедрением огромного количества позднеордовикских гранитоидов, объединяемых в крыккудукский комплекс. Внедрение гранитоидов крыккудукского комплекса происходило вдоль поверхностей, разделяющих разновозрастные стратифицированные комплексы, а также разломов и узлов их пересечений, чем обусловлены разнообразные формы и размеры интрузивов. Наиболее яркие различия выявлены между массивами Крыккудукского и Степнякского типов (рис. 5). К Крыккудукскому типу относятся сложно построенные массивы, представляющие агломерат интрузивных тел, сложенных диоритами, гранодиоритами, тоналитами, плагиогранитами и гранитами. Массивы этого типа имеют очень извилистые и пологие поверхности контактов с преобладающим падением под поверхность массивов. По геофизическим данным интрузивы имеют гарполито- или лополитообразную формы, либо представляют собой плитообразные тела мощностью от 0,5 до 8 км с полого залегающим ступенчатым дном, площадью от десятков до 2000 км2 (Крыккудукский, Аккудукский, Яблоново-Иттейменский, Буландино-Аккольский массивы) [Бабичев и др., 1977, Геологическая карта.., 1981, Магматизм …, 1988]. Интрузивы Степнякского типа имеют небольшую (менее 1 км2) площадь, штокообразную форму и многофазное строение, в котором, наряду с диоритами, кварцевыми диоритами, гранодиоритами и плагиогранитами участвуют кварцевые габброиды (Степнякский, Джеламбетский, Аксуйский, Бестюбинский и др.). К массивам этого типа приурочены крупнейшие золоторудные месторождения Северного Казахстана [Бабичев др., 1977; Спиридонов, 1991].

В работе рассмотрены особенности петро-геохимического и изотопного состава гранитоидов, слагающих массивы Крыккудукского и Степнякского типов. Все позднеордовикские гранитоиды Степнякского сегмента имеют все геохимические признаки надсубудкционных образований, хотя их формирование происходило уже после завершения вулканизма и накопления терригенно-карбонатных пород. Однако особенности распределения РЗЭ и изотопный состав Nd указывают на различные источники гранитоидов Крыккудукского и Степнякского типов. Источником гранитоидов Крыккудукского типа являлись базитовые породы нижней коры, имеющие позднедокембрийский (900-1200 млн. лет) возраст, аналогичные источнику кислых вулканитов нижнего ордовика. Формирование больших объемов таких гранитоидов свидетельствует о масштабном плавлении верхнедокембрийских комплексов в нижних горизонтах коры, связанное, вероятно, с магматическим андерплэйтингом. Источником гранитоидов очень небольших массивов Степнякского типа могли являться породы субдуцируемой океанической коры (слэба), испытавшие плавление на глубинах превышающих 30 км. Небольшие размеры массивов Стпеняского типа могу быть связаны с незначительным количеством расплава, возникающего при плавлении субдуцированного слэба.

Среднепалеозойские комплексы Степнякского сегмента

Среднепалеозойские комплексы развиты в пределах Степнякского сегмента ограничено и представлены в основном различными гранитоидами, которые образуют как достаточно крупные изометричные, так и небольшие массивы, прорывающие нижнепалеозойские стратифицированные образования и гранодиориты крыккудукского комплекса. Среди стратифицированных среднепалеозойских комплексов выделяются вулканогенные толщи, имеющие, скорее всего, силурийский возраст и терригенно-карбонатные толщи верхнего девона-нижнего карбона.

Наибольшее значение среди комплексов этого возраста имеют силурийские гранитоиды боровского и карабулакского комплексов (рис. 5), формировавшиеся, вероятно, в тыловой части силурийского окраинно-континентального вулкано-плутонического пояса.

Массивы боровского комплекса располагаются в основном западнее Степнякского сегмента – в восточной части Кокчетавского массива, где они прорывают докебрийские метаморфические толщи, также к этому комплексу относятся небольшие массивы в центральной части сегмента. Наиболее крупные массивы комплекса (Боровской, Жукейский, Беркутинский), располагающиеся в пределах Боровского блока Кокчетавского массива, имеют округлые очертания и характеризуются концентрически-зональным строением. Их центральная часть сложена биотитовыми и биотит-роговообманковыми крупнозернистыми гранитами, реже калишпатовыми гранитами и адамеллитами, которые обрамляются более мелкозернистыми гранитами. Проведенное в последние годы Rb-Sr и U-Pb датирование гранитов боровского комплекса позволило установить их раннесилурийский (около 425 млн. лет) возраст [Шатагин и др., 2001; Летников и др., 2009].

Граниты карабулакского комплекса широко развиты в пределах Степнякского сегмента и слагают несколько крупных изометричных массивов (Макинский, Аккольский, Карабулакский), которые прорывают вулканогенно-осадочные толщи среднего-верхнего ордовика и гранитоиды крыккудукского комплекса. Центральные части массивов сложены крупно-среднезернистыми порфировидными лейкократовыми гранитами, а краевые – мелкозернистыми или аплитовидными лейкогранитами и аляскитами. В последние годы были получены новые U-Pb данные о возрасте гранитов Макинского массива, свидетельствующие о раннесилурийском (431±2 млн. лет) возрасте гранитов карабулакского комплекса [Летников и др., 2009].

В работе рассмотрены особенности состава гранитов боровского и карабулакского комплексов. Граниты обоих комплексов имеют близкие петро-геохимические и изотопные характеристики, которые свидетельствуют, что источниками гранитов являются породы континентальной коры, а для гранитных расплавов характерна значительная дифференциация. Породы, являвшиеся источником этих расплавов, имеют позднедокембрийский Nd модельный возраст. Учитывая, что получение больших объемов лейкогранитного расплава из нижнекоровых базитов маловероятно, можно предполагать частичное плавление более кислых пород, которыми могли являться позднеордовикские гранитоиды крыккудукского и зерендинского комплексов. Породы этих комплексов слагают мощные (до 10-15 км) пластнообразные тела в разрезе верхних горизонтов коры Кокчетавского массива и Степнякского сегмента. Возможность возникновения гранитных расплавов в верхней коре на глубинах 15-20 км подтверждается геофизическими данными в современных горных сооружениях [Розен, Федоровский, 2001].

Строение и процессы формирования континентальной коры Степнякского сегмента

Формирование палеозойской коры Степнякского сегмента каледонид Казахстана происходило на протяжении около 100 млн. лет – с начала ордовика до начала девона. Сравнительно короткое время формирования палеозойской коры может быть связано с тем, что развитие палеоструктур, существовавших в пределах Степнякского сегмента в течение этих 100 млн. лет, происходило на докембрийской континентальной коре, которая имела сложное строение и длительную историю формирования. Фрагменты этой коры сохранились в антиклинальных зонах Степнякского сегмента, а также в обрамляющих его Кокчетавском, Шатском и Ишкеольмесском сиалических массивах. В строении верхней части докембрийской коры участвуют кварцито-сланцевые толщи среднего-верхнего рифея (мощность до 1000-1500 м) и подстилающие их гнейсовые комплексы верхов раннего протерозоя-низов рифея (зерендинская серия и ее аналоги). Последние были сформированы в результате метаморфизма песчано-глинистых и карбонатных пород, образование которых связано с размывом пород, имевших возраст 2100-2500 млн. лет. Вероятно, в строении докембрийской коры могли участвовать и более древние комплексы, отсутствующие на современном эрозионном срезе. На наличие таких комплексов указывают находки обломочных (в кварцитах верхнего рифея) и ксеногенных (в гранитоидах позднего ордовика) цирконов архейского, в том числе раннеархейского, возраста.

Большое значение в формировании докембрийской коры сыграли позднедокембрийские эндогенные процессы. На современном эрозионном срезе комплексы этого возрастного диапазоны представлены массивами гранодиоритов, гнейсо-гранитов, прорывающими гнейсовые толщи, и кислыми вулканитами [Летников и др., 2007; Туркина и др., 2009; Третьяков и др., 2009]. Магматические комплексы этого возраста широко распространены в нижних горизонтах коры, которые в дальнейшем послужили источниками палеозойских гранитоидов Кокчетавского массива [Шатагин и др., 2001] и Степнякского сегмента (рис. 6 А). Наращивание коры на гренвильском этапе, вероятно, могло происходить за счет позднедокембрийского (1100-1200 млн. лет) базитового вещества, которое нарастило кору при магматическом андерплэйтинге. Такой процесс мог сопровождать формирование гренвильского суперконтинента, частью которого являлись докембрийские массивы Северного Казахстана. Модель магматического андерплэйтинга позволяет дать объяснение более низкому положению в разрезе коры позднедокембрийских комплексов, которые подстилают нижнепротерозойские, а, возможно, и архейские гнейсовые толщи.

В кембрии – начале ордовика докембрийская континентальная кора подверглась рифтогенезу. Рифтогенез был связан с подъемом мантийного диапира, который в начале ордовика привел к плавлению коровых комплексов и формированию толщи кислых вулканогенных и вулканогенно-обломочных пород (свита тассу). Их источником, судя по Nd изотопным данным, были в основном магматические породы позднедокембрийского возраста. По особенностям состава кислых вулканитов можно предполагать участие в источнике некоторого количества более древних метаосадочных пород. Мантийное вещество также могло участвовать в источнике вулканитов свиты тассу, но в основном его участие свелось к прогреву коры при незначительном корово-мантийном взаимодействии. Дальнейшее развитие процессов рифтогенеза привело к расширению и углублению прогиба, накоплению кремнисто-терригенных толщ, а в начале лланвирна – к излияниям базальтов с внутриплитными характеристиками.

Рис. 6. Эволюция изотопного состава магматических комплексов (А) и модель строения коры (Б) Степнякского сегмента

А: 1-4: Изотопный состав Nd: 1 – гранитов S1, 2 – гранодиоритов О3, 3 – риолитов О1, 4 – гнейсо-гранитов R2

Б: 1 – граниты S1; 2 – вулканиты О2-3; 3 – гранодиориты О3; 4 – риолиты О1; 5 – кварциты, сланцы, гнейсы R-PR1; 6 – гнейсы и кристаллические сланцы AR; 7 – базитовые комплексы О1 и О2-3; 8 – базитовые комплексы PR2

После коллизии в середине лланвирна кембрийско-раннеордовикских островных дуг с докембрийскими массивами была сформирована сложно построенная континентальная окраина. В среднем – позднем ордовике на этой окраине происходило развитие Чингиз-Северотяньшаньская островной дуги. В силуре фронт вулканизма сместился во внутреннюю часть Казахстанского ороклина и Степнякский сегмент оказался в тыловой части вулканического пояса. В течение этого времени происходила переработка уже сформированной докембрийской континентальной коры при участии ювенильных базитовых расплавов, под влиянием которых происходило плавление метамагматических пород нижней коры и перемещение образовавшихся расплавов в ее верхние горизонты.

Таким образом, континентальная кора Степнякского сегмента каледонид Казахстана имеет сложное строение (рис.6 Б). Ее самые верхние части сложены островодужными комплексами среднего-верхнего ордовика и рифтогенными кислыми вулканитами нижнего ордовика. Значительную роль в строении верхних горизонтов коры играют гранитоиды крыккудукского комплекса, слагающие субгоризонтальный уровень мощностью 8-12 км. Отдельные участки в верхах коры образованы гранитами силурийского возраста, которые образуют плоскоцилиндрические массивы мощностью 5-7 км. Более низкое положение в разрезе верхних горизонтов коры занимают сиалические комплексы рифея, нижнего протерозоя и, вероятно, архея, которые также участвуют и в строении средних горизонтов коры. Большая часть нижних горизонтов коры сложена позднедокембрийскими базитовыми комплексами, являвшимися источниками всех палеозойских пород средне-кислого состава. К этой части коры приурочены основные кристаллические породы, сформировавшиеся после удаления расплавов более кислого состава. Нижние горизонты коры Степнякского сегмента в течение раннего палеозоя наращивались за счет андерплэйтинга базитового материала. Однако этот материал не участвовал в формировании каких-либо более молодых магматических комплексов и его присутствие в низах коры во многом гипотетично. С большей степенью вероятности можно говорить только о позднеордовикских базитовых расплавах, незначительная часть которых проникла в верхние горизонты коры и сформировала габбро-диоритовые массивы Степнякского типа.

Следует подчеркнуть важную особенность формирования палеозойской континентальной коры Степнякского сегмента каледонид Казахстана: источниками ордовикско-силурийских магматических пород среднего и кислого состава, которые играли ведущую роль в формировании палеозойской континентальной Степнякского сегмента, являлись только позднедокембрийские магматические комплексы. Роль более древних и более молодых образований в этих процессах была крайне незначительной.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

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

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

Большое значение имеют исследования строения и состава палеозойских магматических комплексов крупных сегментов складчатых сооружений Казахстана, которые явились основой для разработки моделей строения коры этих регионов. Такие работы позволили показать гетерогенность континентальной коры палеозоид Казахстана и различную длительность ее формирования в разных сегментах, которая в основном определяется присутствием или отсутствием докембрийских сиалических комплексов в основании палеозойских окраинно-континентальных структур. В результате были сделаны обоснованные предположения о составе и возрасте большей части континентальной коры недоступной для непосредственного наблюдения и тем самым установить, какие породы преобладают в разрезах коры тех или иных регионов складчатых поясов.

Основные публикации по теме диссертации

1. Дегтярев К.Е. Тектоническая эволюция раннепалеозойской активной окраины в Казахстане. М.: Наука, 1999. 123 с.
2. Дегтярев К.Е. Два типа раннепалеозойских островодужных систем Центрального Казахстана // Доклады академии наук, 1993. Т. 331. № 1. С. 74-77.
3. Дегтярев К.Е., Ступак А.Ф., Якубчук А.С. Девонские офиолиты Джунгарского Алатау (Южный Казахстан) // Доклады академии наук, 1993. Т.333. №1. С. 63-65.
4. Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В. Проблемы геологии орогенного силура и структуры с непрерывными разрезами в каледонидах Казахстана // Проблемы геологии и металлогении Центрального Казахстана. М.: Наука, 1993. С. 64-82.
5. Дегтярев К.Е., Сережникова Е.А., Дубинина С.В. Древнейшие олистостромы Центрального Казахстана // Доклады академии наук, 1995. Т. 340. № 2. С. 206-211.
6. Дегтяряев К.Е., Кузнецов Н.Б. Новые местонахождения раннепалеозойских палеоокеанических образований в северном обрамлении Карагандинского угольного бассейна // Доклады академии наук, 1996. Т. 346. № 4. С. 505-510.
7. Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Кузнецов Н.Б., Астраханцев О.В. Платформенный этап в докембрийской истории Казахстана: палеотектонические, палеогеографические и геохронологические аспекты // Палеогеография венда — раннего палеозоя Северной Евразии. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. С. 159–166.
8. Дегтярев К.Е., Дубинина С.В., Орлова А.Р. Стратиграфия и особенности строения нижнепалеозойского карбонатно-кремнисто-туфогенного комплекса хребта Чингиз (Восточный Казахстан) // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 1999. Т. 7. № 5. С. 93–99.
9. Дегтярев К.Е. Положение Актау-Джунгарского микроконтинента в структуре палеозоид Центрального Казахстана // Геотектоника, 2003. № 4. С. 14–34.
10. Дегтярев К.Е., Толмачева Т.Ю. Косые сдвиги и их роль в нарушении латерального ряда структур раннепалеозойской Чингизской островодужной системы (Восточный Казахстан) // Очерки по региональной тектонике. Т. 2: Казахстан, Тянь-Шань, Полярный Урал. М.: Наука, 2005. С. 40–67.
11. Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В. Кембрийская коллизия дуга-континент и геодинамика палеозоид Казахстана // Проблемы тектоники Центральной Азии. М: ГЕОС, 2005. С.61-126.
12. Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Лучицкая М.В. Палеозойские гранитоиды хребта Чингиз (Восточный Казахстан): основные этапы формирования, особенности состава, природа источника // Геохимия, 2005. № 9. С. 990-1006.
13. Дегтярев К. Е., Шатагин К. Н., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В., Федосеенко А.М. Раннепалеозойские гранитоиды Актау-Джунгарского микроконтинента (Центральный Казахстан) // Доклады академии наук, 2006. Т. 411. № 1. С. 80–84.
14. Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В. Модель кембрийской коллизии дуга–континент для палеозоид Казахстана // Геотектоника, 2007, № 1, с. 71-96
15. Дегтярев К.Е., Лучицкая М.В., Котов А.Б., Третьяков А.А., Шатагин К.Н. Фрагменты кембрийских океанических плато в структуре аккреционных комплексов Предчингизья (Восточный Казахстан) // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. М.: ГЕОС, 2008. Т. 1. С. 252-257.
16. Дегтярев К.Е., Шатагин К.Н., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Шершакова М.М., Шершаков А.В., Третьяков А.А. Раннеордовикский вулканогенный комплекс Степнякской зоны (Северный Казахстан): обоснование возраста и геодинамическая обстановка формирования // Доклады, 2008. Т. 419. № 2. С. 224-228.
17. Дегтярев К. Е., Шатагин К. Н., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Третьяков А.А., Яковлева С.З. Позднедокембрийская вулкано-плутоническая ассоциация Актау-Джунгарского массива (Центральный Казахстана): структурное положение и возраст // Доклады академии наук, 2008. Т. 421. № 4. С. 1-5.
18. Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Анисимова И.В., Яковлева С.З. Раннекембрийские офиолиты Бощекульской зоны (Центральный Казахстан): строение разрезов и обоснование возраста // Доклады академии наук, 2009 (в печати)
19. Рязанцев А.В., Герман Л.Л., Дегтярев К.Е., Котляр А.Л., Федоров Е.В. Нижнепалеозойские хаотические комплексы в Восточном Ерементау (Центральный Казахстан) // ДАН СССР, 1987. Т.296. № 2. С. 406-409
20. Якубчук А.С., Дегтярев К.Е. О характере сочленения Чингизского и Бощекульского напаравлений в каледонидах северо-востока Центрального Казахстана // ДАН СССР, 1991. Т.317. № 4. С. 957-962.
21. Гришин Д.В., Печерский Д.М., Дегтярев К.Е. Палеомагнетизм и реконструкция среднепалеозойской структуры Центрального Казахстана // Геотектоника,. 1997. № 1. С. 73-84.
22. Миколайчук А.В., Куренков С.А., Дегтярев К.Е., Рубцов В.И. Основные этапы геодинамической эволюции Северного Тянь-Шаня в позднем докембрии-раннем палеозое // Геотектоника, 1997, № 6. С. 16-34.
23. Шатагин К.Н., Дегтярев К.Е., Астраханцев О.В. Изотопный состав Sr и Nd в гранитоидах Кокчетавского массива // Доклады академии наук, 1999. Т.369. № 4. С. 525-528.
24. Шатагин К.Н., Дегтярев К.Е., Голубев В.Н., Астраханцев О.В., Кузнецов Н.Б. Вертикальная и латеральная неоднородность коры Северного Казахстана: данные геохронологического и изотопно-геохимического изучения палеозойских гранитоидов // Геотектоника, 2001. № 5. С. 26-44.
25. Koren T.N., Popov L.E., Degtyarev K.E., Kovalevsky O.P., Modzalevskaya T.L. Kazakhstan in the Silurian // Silurian Lands and Seas. Paleogeography. Outside of Laurentia. Ed. by Ed Landing and Markes E. Johnson. The University of the State of New York, 2003. P. 323-343.
26. Levashova N.M., Degtyarev K.E., Bazhenov M.L., Collins A.Q., Collins A.Q., Van der Voo R. Middle Paleozoic paleomagnetism of east Kazakhstan: post-Middle Devonian rotations in a large-scale orocline in central Ural-Mongolian belt // Tectonophysics, 2003. V. 377. P. 249-268.
27. Levashova N.M., Degtyarev K.E., Bazhenov M.L., Collins A.Q., Collins A.Q., Van der Voo R. Permian paleomagnetism of east Kazakhstan and amalgamarion of Eurasia // Geophysical Journal International, 2003. V. 152. P.677-687.
28. Рязанцев А.В., Толмачева Т.Ю., Дегтярев К.Е., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Анисимова И.В., Яковлева С.З. Геохронологическое и биостратиграфическое обоснование возраста офиолитов Джалаир-Найманской зоны в Казахстане // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. М.:ГЕОС, 2008. Т. 2. С. 214-219
29. Tolmacheva T.J., Degtyarev K.E., Samuelson J., Holmer L.E. Middle Cambrian to Lower Ordovician from the Chingiz Mountain Range, central Kazakhstan // Alcheringa: An Ausralasian Journal of Palaeontology, 2008. V. 32. № 4. P. 443-463.
30. Рязанцев А.В., Дегтярев К.Е., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Анисимова И.В., Яковлева С.З. Офиолиты Джалаир-Найманской зоны (Южный Казахстан): строение разрезов, обоснование возраста // Доклады академии наук, 2009. Т. 427. № 3. С. 359-364.
31. Рязанцев А.В., Дегтярев К.Е., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В., Федосеенко А.М., Анисимова И.В. Возраст древнейших офиолитов Казахстана // Изотопные системы и время геологических процессов. Санкт-Петербург: ИП Каталкина, 2009. Т. 2. С. 145-147.
32. Летников Ф.А., Котов А.Б., Дегтярев К.Е., Сальникова Е.Б., Шершакова М.М., Шершаков А.В., Ризванова Н.Г., Макеев А.Ф., Толкачев М.Д. Силурийские граниты Северного Казахстана: U-Pb возраст и тектоническая позиция // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2009. Т. 17. № 3. С. 46-54.
33. Летников Ф.А., Котов А.Б., Дегтярев К.Е., Левченков О.А., Шершакова М.М., Шершаков А.В., Ризванова Н.Г., Макеев А.Ф., Толкачев М.Д. Позднеордовикские гранитоиды Северного Казахстана: обоснование возраста и структурное положение // Доклады академии наук, 2009. Т. 424. № 2. С. 222-226.