Содержание к диссертации
Введение
Часть 1. Особенности геологического строения Урало-Казахстанской складчатой системы .
Глава 1.1. Восточно-Уральский мегаблок 8
Глава 1.2. Зауральский мегаблок 124
Глава 1.3. Жаман-Сарысуйский мегаблок . 150
Глава 1.4. Токрауский мегаблок 180
Глава 1.5. Актау-Моинтинский и Кызылэсгошский блоки 235
Глава 1.6. Корреляция фаз складчатости 262
Глава 1.7. Корреляция проявлений магматической деятельности 288
Часть 2. Магматические структуры зон присдвигового растяжения
Глава 2.1. Структуры зон присдвигового растяжения и сжатия Центрального Казахстана и Южного Урала 297
Глава 2.2. Структурно-эволюционная модель развития сдвиговых магматических дуплексов 323
Часть 3. Геодинамические обстановки формирования Урало-Казахстанской складчатой системы в среднем-позднем палеозое
Глава 3.1. Обзор представлений о палеозойском развитии Урала и Казахстана 326
Глава 3.2. Геодинамика Урало-Казахстанской складчатой области в среднем позднем палеозое 343
Заключение 376
Список литературы 379
- Восточно-Уральский мегаблок
- Жаман-Сарысуйский мегаблок
- Корреляция проявлений магматической деятельности
- Геодинамика Урало-Казахстанской складчатой области в среднем позднем палеозое
Восточно-Уральский мегаблок
Восточно-Уральским мегаблоком на Южном Урале принято называть структурные зоны, расположенные между Магнитогорским прогибом и Зауральским поднятием. Долгое время Восточный Урал оставался относительно наименее изученным с тектонической точки зрения регионом Уральской складчатой области. Это объяснялось и его сравнительно слабой обнаженностью, и недостаточным палеонтологическим обоснованием возраста большинства формаций. Следует признать, что такая ситуация сложилась во многом из-за того, что поис тине огромный материал, полученный геологами-съемщиками при проведении региональ ных работ, оставался неопубликованным. /
Первые Государственные геологические карт масштаба 1:200 000 на территорию Восточно-Уральского мегаблока были составлены в начале 60-х годов прошлого века (Л.Д. Булыкин, В.Н. Ланцова, Н.Ф. Мамаев и др.) под редакцией И.Д. Соболева. Именно они послужили основой для всех дальнейших геологических построений. В 60-80-х годах по всей территории мегаблока проводились геологосъемочные работы масштаба 1:50 000 с применением горных, буровых, геофизических работ, в результате которых был получен новый фактический материал, во многом изменивший представления о геологическом строении района (В.В. Бабкин, В.П. Бердюгин, В.Г. Денисов, Г.П. Кузнецов, Н.С. Кузнецов, П.М. Курбежеков, А.И. Левит, Н.В. Левит, Ф.А. Пискунов, В.Ф. Турбанов, Б.А. Черменинов, И.В. Черменинова, Р.Н. Шагина, Э.В. Шалагинов, Е.П. Щулькин, Г.И. Страшненко и многие другие).
В 80-х годах геологосъемочные работы масштаба 1:50 000 была практически завершены. На нескольких планшетах масштаба 1:200 000 было проведено геологическое доизу-чение к концу 80-х годов были подготовлены варианты новой Государственной геологической карты масштаба 1:200 000 (Ю.П. Бердюгин, Е.П. Щулькин, Э.В. Шалагинов, В.Г. Денисов и др.), в которых были сведены результаты работ всех предыдущих лет, обобщен значительный объем собственных полевых и камеральных работ. Ни одна из этих работ не была опубликована.
В конце 80-х - начале 90-х годов прошлого века были предприняты последние попытки проведения на ключевых листах геологического до изучения площадей масштаба 1:50 000 (Ф.Ф. Тараканов, Ю.И. Панферов, Р.Е. Муркина и др.), принесшего большое количество совершенно нового материала. Часть их этих работ так и не были завершены из-за прекращения финансирования.
В 90-х годах начался хоть и короткий, но весьма плодотворный этап регионального изучения территории Восточного Урала - геологическое доизучение масштаба 1:200 000 для подготовки второго издания Государственной геологической карты России (В.М. Мосейчук, А. В. Яркова, И.Г. Михайлов и др. -N-40-XXIV, XXX; Ал.В. Тевелев, И.А. Кошелева, Арк.В. Тевелев и др. -N-41-XIX, XXV и др.). Работы проводились с применением самых современных технологий (включая геоинформационные технологии, спутниковую привязку точек на 9 Южный Урал блюдения, глубокое изучение вещественного состава пород и т.п.) и принесли очень большое количество принципиально нового материала. К сожалению и эти работы к настоящему времени в большей своей части свернуты.
Тем не менее, за два-три последних десятилетия изучение геологического строения Восточного Урала резко активизировалось. Основное внимание исследователей было приковано к магматическим комплексам, и в особенности - к вулканическим [Кориневский, 1987; Коротеевидр. 1979; Коротеев, Кабанов, 1978; Кабанов, 1981; Косарев, Назаренко, 1991; Орогенный..., 1994; Серавкин, Косарев, 1986; Серавкин и др., 1992; Кошелева, Тевелев, 1998; Попов и др., 1999 и мн. др.]. Серьезным толчком для новых геотектонических построений послужили стратиграфические исследования последнего времени, позволившие весьма существенно уточнить, а в некоторых случаях и полностью пересмотреть возраст вулканических комплексов, являющихся основными индикаторами океанических, субдукционных и рифтогенных обстановок [Иванов и др., 1996; Тевелев и др., 1998 и др.]. Большое значение для понимания глубинной структуры Восточно-Уральского мегаблока имеют проведенные геофизические исследования, особенно - региональные профильные работы, проводившиеся как в рамках регионального изучения территории СССР [(Кашубин, Дружинин, 1986 г.); Пучков, Светлакова, 1993], так и рамках международного проекта "Уралсейс" [Berzin et al., 1996; Глубинное строение..., 2001]. В самое последнее время появилось большое количество работ по современным изотопным датировкам магматических комплексов, правда пока они касаются преимущественно гранитоидов Джабык-Карагайской группы массивов [Ронкин и др., 1997; Горожанин, 1995 и др.], и в меньшей степени - других [Шатагин и др., 2000].
Для Восточного Урала все эти работы еще далеко не завершены, поэтому и в настоящее время среди геологов существуют значительные расхождения в понимании эволюции Восточно-Уральских структур и характера их зональности.
Традиционно в пределах Восточного Урала выделяют Восточно-Уральское поднятие, непосредственно примыкающее к Магнитогорскому прогибу, и Восточно-Уральский прогиб, контактирующий с Зауральским поднятием [Тектоника Урала, 1977 и др.]. Работы последних лет показывают, что традиционное деление отражает лишь упрощенную логику обозначения чередующихся структур, когда рядом с поднятием непременно предполагалось существование прогиба.
По нашим представлениям Восточный Урал (по крайней мере, в его южной части) в структурном отношении представляет собой квазисимметрично построенный мегаблок, основная часть которого в последнее время выделяется в так называемую "Кочкарско-Адамов-скую зону". Ее центральная часть (осевая подзона) имеет антиформную структуру и сложена метаморфическими комплексами докембрия (?) и нижнего палеозоя, прорванными многочисленными плутонами позднепалеозойского (от раннего карбона до перми) возраста. Осевая подзона разбита серией поперечных (широтных) разрывов на несколько блоков, строение которых существенно различается, причем это касается преимущественно вмещающих комплексов и, в меньшей степени, гранитоидных плутонов. Южный Урал
На флангах Кочкарско-Адамовской зоны, к западу и востоку от осевой подзоны располагаются краевые подзоны синформной структуры, представляющие собой изогнутые пакеты тектонических пластин, сложенных, главным образом, раннекаменноугольными толщами. От соседних структур Восточно-Уральский мегаблок отделен узкими шовными зонами сдвиговой природы - Уйско-Новооренбургской на западе и Копейской на востоке. Эти зоны имеют сходную структуру: в их строении участвуют пакеты круто стоящих тектонических пластин, обычно линзовидной формы.
Особое место в структуре южной части Восточного Урала занимает Сухтелинско-Успеновский тектонический покров, который залегает на различных структурных элементах Восточно-Уральского мегаблока в виде серии разрозненных аллохтонов и маркируется однотипными серпентинитовыми массивами. Строение конкретных аллохтонов, возможно, на самом деле слагавших когда-то единый покров, достаточно разнообразно. Часть их них (Сухтелинский, Успеновский) являются брахисинформами, другие представляют собой моноклинальные пакеты (Татищевский).
Проблема докембрийских образований в южной части Восточно-Уральского мегаблока до сих пор является остро дискуссионной. Разнообразие точек зрения в этом вопросе чрезвычайно велико: от признания раннепротерозойскими гнейсированных гранитов Джа-быкского массива [Львов, 1964; Кейльман, 1974; Казак, 1991; Берлянд и др., 2001; Левин и др., 2001] до практически полного отрицания докембрийского возраста каких бы то ни было метаморфических пород в этом регионе [Сурин, Мосейчук, 2001 и др.]. Напрямую проблемы докембрия не относятся к теме данной работы. Вместе с тем, решение вопроса об отсутствии или наличии докембрийских комплексов в пределах Восточно-Уральского мегаблока, а также (при втором варианте) о характере их строения оказывается чрезвычайно важным для геодинамических интерпретаций практически всей палеозойской истории Урала. Представляется, что полученные нами данные позволят пролить некоторый свет на эту проблему.
Жаман-Сарысуйский мегаблок
Региональные геологические исследования в пределах Жаман-Сарысуйского синкли-нория проводились автором в 1984 по 1992 год (в рамках работ Центрально-Казахстанской экспедиции геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова) совместно с В.М. Бес-страшновым, Н.А. Герасимовой, И.А. Кошелевой, О.В. Минервиным и М.З. Новиковой [Те-велев и др., 1987; Кошелева, Тевелев, 1989; Тевелев и др., 2003 и др.].
Стратиграфия
Жаман-Сарысуйский мегаблок (в различных публикациях то "синклинорий", то "ан-тиклинорий") имеет очень сложное покровно-складчатое строение, в целом - двухъярусное, обусловленное проявлением тельбесской (внутриживетской) складчатости [Юрина и др., 1989]. Нижний ярус сложен мощным флишоидным (с пачками олистостромового строения) комплексом силура - среднего девона, в основании которого залегает кремнисто-базальтовый комплекс ордовика - нижнего силура. Н.А. Пупышевым [1974] в пределах Жаман-Сарысуйского блока выделены две зоны: Агадырская и Шетская, сложенные одновозраст-ными, но разнофациальными толщами силура - девона. В общем виде это разделение подтверждено и нашими работами. Агадырская зона охватывает западную периферию Жаман-Сарысуйского блока, а Шетская - его внутреннюю часть. В Агадырскои зоне сосредоточены кремнисто-базальтовые толщи, а терригенные комплексы силура - девона имеют в целом более грубый состав (рис. 3-1).
Верхний ярус начинается с красноцветных моласс и вулканитов верхнего живета, которые надстраиваются верхним девоном и нижним карбоном.
Основные проблемы стратиграфии нижнего яруса всегда были связаны с положением базальтов среди терригенных толщ [Ненашев и др., 1965]. Детальным картированием Агадырскои зоны установлено, что кремнисто-базальтовый комплекс слагает многочисленные тектонические покровы и отдельные пластины, расположенные среди терригенных толщ, а также олистоплаки и олистолиты в терригенном матриксе. Вдоль контактов тектонических пластин наблюдаются зоны дробления и катаклаза. В хорошо обнаженных участках картируются милониты, часто с мелкими кластами базальтов (скорее всего, именно эти породы ранее описывались как туфогенные). Существенно затрудняют изучение стратиграфии пла-стообразные тела кварцево-гематитовых метасоматитов мощностью до 10-15 м, локализованные в зоны разрывных нарушений. Ранее большая часть этих метасоматитов рассматривалась как линзы кремнистых пород и включалась в стратиграфический разрез.
В современной структуре граница между зонами представляет собой крутопадающий, с отдельными козырьками надвиг, по которому толщи Агадырской зоны надвинуты на фли-шоиды Шетской зоны. Последние вблизи надвига интенсивно тектонизированы: отмечаются зоны катаклаза, рассланцевания, будинажа, милонитизации. В приконтактовых участках тектонически перемешаны фрагменты разрезов, относящихся к разным зонам. Наиболее сложно построенная зона контакта отмечается в районе гор Орталык, где она прослеживается на северо-запад вдоль северо-восточного склона гор, затем изгибается на север, а потом и на северо-восток, многократно повторяясь по системе дугообразных разрывов, что при общих крутых западных падениях создает иллюзию сложно построенной толщи грубых и тонких тер-ригенных пород с пачками базальтоидов и силицитов.
Сложное тектоническое строение с многократно повторяющимися частями разреза, зонами интенсивной тектонической переработки установлено и в пределах Шетской зоны, что, наряду с отсутствием четких маркирующих горизонтов и значительной фациальной изменчивостью, затрудняет картирование и делает проблематичным корректное сопоставление детальных разрезов. Характерной особенностью обеих зон является регрессивная направленность развития. В основании свит, толщ залегают, как правило, более тонкозернистые породы в тонком же переслаивании, вверх по разрезу каждой толщи количество грубого материала нарастает. Такое циклическое строение разрезов является основанием для межзональных корреляций терригенных толщ силура.
Главные проблемы изучения стратиграфии верхнего яруса по большей части связаны с недостаточным фаунистическим и флористическим обоснованием возраста, поскольку этот ярус сложен преимущественно континентальными породами: красноцветными молассами либо вулканитами. Как правило, красноцветные терригенные породы относят к позднему живету [Юрина и др., 1989; Кошелева, Тевелев, 1989; Ненашев и др., 1993], а вулканиты - к франу или к верхнему палеозою. Однако обнаруженные нами в районе гор Котырселтей флористические остатки позволяют выделить и позднеживетский вулканический комплекс, имеющий индивидуальные геохимические характеристики.
Ордовикско-лландоверийский кремнисто-базальтовый комплекс К кремнисто-базальтовому комплексу Жаман-Сарысуйского мегаблока относятся три свиты: акдомалаксакая, талдыэспинская и егизкоринская, которые охватывают стратиграфический интервал от нижнего (?) ордовика до нижнего силура. Акдомалаксакая свита по данным И.Ф. Никитина, A.M. Жилкайдарова, Ю.П. Ненашева и др. [Никитин и др., 1999] сло 152 Жаман-Сарысу жена темно-зелеными афировыми базальтами, бутылочно-зелеными и светло-зелеными, полупрозрачными кремнями, содержащими конодонты аренигского облика, и грязно-зелеными песчаниками с линзами мраморизованных известняков. С нашей точки зрения в урочище Ке-рей эта "свита" слагает зону тектонического меланжа, содержащего глыбы разнообразных пород ордовика и силура. Первые данные о возрасте талдыэспинской свиты были получены в 1988 году сотрудниками ИГН КазССР (тематические работы под руководством И.Ф. Никитина), которые в кремнистых алевролитах, ассоциированных с базальтоидами, обнаружили конодонты карадока - раннего ашгила (определения A.M. Жилкайдарова).
Талдыэспинская и егизкоринская свиты кремнисто-базальтового комплекса изучались нами [Тевелев и др. 20035], на двух опорных участках: 1) в районе гор Ткенекты, в 45 км юго-восточнее пос. Агадырь; 2) в районе гряд Кепкен-Орталык и Костанкол, в 65-75 км юго-восточнее пос. Агадырь, т.е. в основных; полях распространения комплекса юго-восточной части Жаман-Сарысуйского мегаблока (см. рис. 3-1).
Горы Ткенекты представляют собой вытянутую широтно гряду протяженностью 11 км при ширине до 2,5 км. В тектоническом отношении это крупный аллохтон, надвинутый с юга на север на флишоидные толщи силура. Севернее и западнее его среди терригенных пород картируются мелкие клиппы базальтоидов. Южная часть аллохтона оборвана крупным крутым разрывом, южнее которого наблюдаются многочисленные дайки долеритов и габбро-дол еритов, прорывающие терригенный силур. Аллохтон Ткенекты четко разделяется на два крупных покрова (северный и южный); каждая из них в свою очередь многократно расче-шуен на мелкие пластины, границы которых в целом конформны надвигу, разделяющему северный и южный покровы. В строении покровов принимают участие две свиты: талдыэспинская (базальты и туфосилициты) и егизкоринская (красные алевролиты). Вдоль многих разломов наблюдаются полосы красных алевролитов, которые, вероятно, играли роль "смазки" при формировании надвигов.
Несмотря на очевидную сложность сопоставления вулканогенно-осадочных разрезов различных пластин, достаточно уверенно можно говорить о преобладании в нижней части талдыэспинской свиты базальтов, а в верхней - туфосилицитов, что позволяет (по крайней мере, в северном покрове) разделить ее на две пачки - вулканогенную и осадочную, хотя граница между ними конечно же проводится в большой степени условно. В южном покрове присутствует только одна - вулканогенно-осадочная пачка, которую по фауне (конодонты, граптолиты) можно достаточно уверенно коррелировать с осадочной пачкой северного покрова. В приведенных ниже разрезах иногда сведены фрагменты, разделенные малоамплитудными разрывами, что оговаривается в каждом конкретном случае.
Корреляция проявлений магматической деятельности
Проблема межрегиональной корреляции может решаться двумя способами: палеонтологическим и изотопным. В предыдущей главе средне-позднепалеозойские события Урало-Казахстанской складчатой области были более или менее точно скоррелированы на базе имеющихся многочисленных биостратиграфических датировок стратифицированных комплексов, находящихся в различных соотношениях друг с другом. При этом один из важнейших элементов эволюции складчатых областей - плутоническая деятельность - из такого рассмотрения почти выпал, поскольку далеко не все (точнее сказать, очень немногие) плутонические комплексы обладают четкими относительными возрастами внедрения, геохронологический возраст плутонитов чаще определяется исходя из общих соображений и изотопных датировок, коих пока по многим регионам (в частности, по Казахстану) еще очень мало. Вместе с тем, изотопные определения возраста могут иметь смысл независимых коррелятов, что само по себе уже представляется достаточно интересным, а кроме того, может быть использовано для корректировки историко-геологических выводов, сделанных на базе стратиграфических корреляций.
Фактические данные
Изотопные датировки плутонитов Южного Урала
В отношении изотопных характеристик магматических пород Южный Урал в настоящее время хотя и отстает от хорошо изученных регионов Уршю-Монгольского складчатого пояса, например, от палеозоид Центральной Азии [Коваленко и др.. 1999; Ярмолюк, 1999] но видимо, является все-таки одним из наиболее изученных [Роикин. 1989; Горожанин, 1995; Benin et all., 1996; Ронкин и др., 1997а; 19976; 1997е, 1997г; Горожанин и др., 1997: Bea et all., 1997; Montero et all., 2000; Иванов, 1998а; Богатое. Коалиции, 1999; Мосей-чук, Сурин, 1999; Попов и др., 1999; Шатагин и др., 2000; Gerdes et all., 2002; Попов и др., 2002; Попов, Тевелев и др., 2003а; Попов, Тевелев и др., 20036 и др.]. Полученный буквально в последние 5-7 лет огромный аналитический материал (табл. 7-1, рис. 7-1) еще ждет своего обобщения и с геохронологической, и с петрологической точек зрения, однако уже сейчас некоторые выводы можно сделать. Подавляющее большинство имеющихся в настоящее время данных относится к Магнитогорскому и Восточно-Уральском} мегаблокам, т.е. - к девонским и каменноугольным плутоническим комплексам. В работе использованы датировки, касающиеся только Южного и, частично, Среднего Урала. Сразу необходимо оговориться, что качество анализов к сожалению не всегда бывает хорошим (нелинейные изохронные зависимости, высокая СКВО), а кроме того, из-за отсутствия надежных современных изохронных Rb-Sr, Sm-Nd и др. характеристик часто приходится использовать и К-Аг датировки, в ряде случаев уже устаревшие. Помимо проблем, связанных с качеством анализов, имеется множество проблем, связанных с недостаточной изученностью геологии массивов, которые часто оказываются полихронными. Это приводит к кажущимся противоречиям в датировках, которые обусловлены только тем, что в пределах одного массива анализировались породы разных плутонических комплексов.
Изучение изотопных характеристик магматических пород Казахстана существенно отстает от такового других регионов. Имеются буквально единичные современные аналитические данные [Негрей и др., 1988, 1991; Курчавов, Шатагин, 1999, 2001 и др.] по очень небольшому количеству массивов и комплексов (табл. 7-2). Другие датировки (например, К-Аг по валовым пробам) либо не очень качественны, либо имеют серьезный разброс, либо характеризуют не столько время застывания расплава, сколько время последующих изменений пород. Вместе с тем, даже имеющийся материал показывает некоторые закономерности в распределении возрастов магматических пород и их связи с тектоническими процессами.
Изотопных данных для магматических образований тельбесского этапа чрезвычайно мало, причем почти все они относятся к плутонитам Казахстанского окраинно-континенталь-ного пояса. Парадоксальность ситуации состоит в том, что для Южного Урала, региона с чрезвычайно мощным ранне-среднедевонским вулканизмом, практически нет изотопных датировок по плутонитам этого времени, т.е., видимо - самих плутонитов, что достаточно четко коррелируется с отсутствием крупных несогласий, которые фиксируют обстановки сжатия. Известные массивы среднедевонского возраста [Мосейчук и др., 2000] самостоятельной роли не играют, а входят в состав вулкано-плутонических ассоциаций: россыпнянский габб-ро-плагиогранитовый и краснинский габбродиорит-гранодиорит-гранитовый. Но их датировки оказались настолько ненадежными (394±350 млн. лет, СКВО = 354 и 345±95 млн. лет, СКВО = 17 соответственно), что авторы сами не используют их для обоснования возраста.
Таким образом, данные об абсолютном возрасте ранне-среднедевонских плутонитов имеются только для Центрального Казахстана и то недостаточно хорошие, т.е. коррелировать их попросту не с чем. Первая группа цифр касается раннедевонского тонатит-грано-диорит-гранитного карамендинского комплекса Сарысу-Тенизского поднятия. По данным В.Н. Завражнова и др. [1980] гранитоиды комплекса прорывают вулканические толщи силурийского возраста и перекрываются конгломератами уронсайской свиты с флорой раннего девона. К-Аг датировки (среднее из 8 определний - 402 млн. лет) не противоречат геологическим соотношениям, но ясно, что гранитоиды карамендинского комплекса завершают предыдущий (таконский) этап развития Казахстанид и не имеют отношения к тельбесидам.
Собственно тельбесским является теректинский комплекс гранитов - лейкогранитов. распространенный в том же регионе. По данным цитированных авторов гранитоиды терек-тинского комплекса прорывают уронсайскую свиту нижнего девона и перекрываются конгломератами фамена. Аналитические данные (К-Ar) хорошо укладываются в эти представления. Если отбросить две крайние цифры, приведенные авторами, как матовероятные и не соответствующие геологическим фактам (412 млн. лет - примерно граница силура и девона. 286 млн. лет - ранняя пермь), то среднее из 7 значений составит 378 млн. лет. что соответствует середине живетского века, т.е. времени тельбесского тектогенеза. Несмотря на такое удачное совпадение, мы все-таки склонны считать истинный возраст комплекса чуть более молодым, поскольку гранит-лейкогранитовые формации более характерны для позднетель-бесской фазы (кызылэспинский комплекс и его аналоги).
Областью проявления тельбесской складчатости на Южном Ураіе является Зауральский мегаблок. К сожатению для изотопных исследований, девонские плутонические комплексы подверглись здесь очень интенсивной тектонизации и метаморфизму, поэтому все датировки К-Ar методом не слишком достоверны из-за явного омоложения цифр. Других же определений в этом районе пока нет. По данным Ф.А. Пискунова (1966 г.) для плагиогранитов Тарутинского массива среднедевонского габбро-тоналит-трондьемитового джабыгасай-ского комплекса имеются несколько определений возраста К-Ar методом, дающих разброс от 353 до 384 млн. лет. Самые древние цифры (видимо, наиболее близкие к первоначальным) отвечают среднему девону, то есть раннетельбесской фазе тектогенеза. Единственное определение для Толстинского массива позднедевонского метамонцонит-граносиенит-гранито-вого урускискенского комплекса явно соответствуют уже саурской фазе тектогенеза.
Фаменские (поздне- и посттельбесские) датировки в интервале 365-355 млн. лет имеются только для Магнитогорского мегаблока Южного Урала и только восточно-уральского плутонического комплекса монцонитового ряда, что скорее всего связано с фаменским су-перплюмовым событием [Веймарн и др., 2002я]. На границе франского и фаменского веков началось и формирование полихронного Челябинского массива на восточном краю Восточно-Уральского поднятия. Более древних девонских гранигоидов здесь, видимо, нет.
Саурский тектонический этап
Начиная с турнейского века волна магматической деятельности накатывает из Магнитогорского мегаблока на Восточно-Уральский. В Центральном Казахстане в связи с зарождением в фамене новой островной дуги (Котырасан-Калмакэмельской) в раннем карбоне появились и соответствующие надсубдукционные плутонические комплексы. Важнейшим корреляционным признаком является то, что в раннем карбоне в Восточно-Уральском ме-габлоке (в том числе и на Среднем Урале), а также в Центральном и Южном Казахстане известны исключительно комплексы тоналит-плагиогранитового ряда. Только в пределах Магнитогорского прогиба плутоническая деятельность раннего карбона достаточно разнообразна. Тем не менее, в раннекаменноугольной эпохе по геохронологическим данным можно выделить три главных уровня, более или менее прослеживающихся и на Урале, и в Казахстане. и отвечающих основным фазам развития этих регионов на саурском этапе.
1 Турнейский - начало визейского века. Турне-ранневизейский возраст имеет группа плутонов тоналит-гранодиорит-плагиогранитового состава, вероятно надсубдукционной природы, которая распространена преимущественно в Восточно-Уральском мегаблоке (Не-плюевский плутон и его аналоги, в том числе и на Среднем Урале) и в Центральном Казахстане (карабулакхкий комплекс). В Магнитогорском прогибе к этой группе относятся Зама-тохинский и Петропавловский массивы. Единственным представителем гранитоидов монцонитового ряда является на этом уровне Северо-Кассельский массив, внедрение которого, вероятно связано с продолжением плюмтектонического процесса, начавшегося в фамене и зафиксированного внедрением восточно-уральского комплекса.
2. Середина визейского века. Этот хронологический уровень отвечает раннесаурской фазе складчатости, проявленной, как уже отмечалось в предыдущей главе, в придуговых прогибах Центрального Казахстана и на Восточно-Уральском поднятии. Между тем. плутонические комплексы этого возраста широко распространены и в пределах Магнитогорского прогиба. Примерно одновозрастными оказываются плутоны тоналит-гранодиорит-плагиогранитового ряда в разных зонах: Куйбасовский, Сыростанский (Магнитогорская); Чернореченский, Челябинский (Восточно-Уральская, южная часть); Шарташский (там же, средняя часть); Медный Коунрад (Центральный Казахстан); усекский и теректинский комплексы Южного Казахстана. Вместе с тем, в Магнитогорском прогибе именно к середине ви-зейского века приурочено внедрение монцонитоидов Магнитогорской группы (Магнитогорский, Кассельский, Мосовский массивы), а также Тургоякского гранитного плутона.
3. Граница раннего и среднего карбона. Рубеж раннего и среднего карбона (позднеса-урская фаза) является одним из важнейших в развитии Урало-Казахстанской складчатой системы. В это время на всей его территории практически завершился магматизм тоналит-плагиогранитового ряда: Чернореченский плутон южной части Восточно-Уральского поднятия; Верхисетский и Каменский массивы его средней части; Колдарский, Борлинский, Балхашский (Центральный Казахстан). В этом списке опорным является балхашский комплекс, внутрисерпуховское положение которого подтверждено геологическими данными (подробнее см. главу 1.4): массив прорывает каркаралинскую свиту поздневизейско-серпуховского возраста и перекрывается характерными валунными базальными конгломератами калмак-эмельской свиты нижнего-среднего карбона.
Следующим четким корреляционным уровнем является граница среднего и позднего карбона (±3 млн. .лет). В изотопных датировках этот уровень фиксируется очень хорошо, хотя при анализе несогласий он не проявился и геодинамический смысл его не вполне понятен. Практически на всей территории Урало-Казахстанской складчатой системы средний и верхний карбон связаны постепенными переходами. Этого интервал оказался относительно неплохо охарактеризован изотопными аналитическими исследованиями, преимущественно -Rb-Sr. Его своеобразие выражается в том, что к довольно узкой временной полосе приурочены самые разнообразные плутонические комплексы: гранодиорит-гранитовые (Сыростан-ский и Ахуновский массивы Магнитогорской зоны, Жолпакшинский, Кояндинский массивы Южного Казахстана): гранат-лейкогранитовые (Карагайскоборский и Уйскоборский массивы Магнитогорской зоны, Бугулы, Калдырма, Кызылтау, Сарыоба - Центрального Казахстана); монцонит-граносиепитовые (Жолпакшинский и Кояндинский массивы Южного Казахстана). К этому же уровню принадлежат датированные Rb-Sr методом вулканиты массивов Коргантас и Аксоран Центрального Казахстана [Курчавое, Шатагин, 1999, 2001]. Кроме того, именно на этот уровень попадают проявления щелочно-ультраосновного магматизма -колымбаевский лампроит-лампрофировый комплекс [Мосеіічук и др., 2000].
Геодинамика Урало-Казахстанской складчатой области в среднем позднем палеозое
Региональные геодинамические реконструкции для Казахстана
Данные, изложенные в предыдущих разделах, с одной стороны показывают, насколько сложна история развития каждого из рассмотренных регионов, а с другой - насколько часто происходят синхронные однотипные геологические события даже в отдаленных друг от друга районах. Последнее обстоятельство делает попытки реконструировать общие палео-геодинамические обстановки не такими безнадежными. Хотя, как было показано в предыдущей главе, многое зависит от подхода, от выбранной методики, не менее важным представляется перед составлением схем реконструкций определить отправные точки, некие аксиомы, в той или иной степени доказанные положения о геологическом строении, истории и условиях формирования конкретных формаций, районов и регионов, а также вытекающие из этого следствия. Как было показано в предыдущих главах, наиболее сложную эволюцию претерпели вулканические пояса и прилегающие к ним области, отождествляемые с приду-говыми прогибами и поднятиями. Поэтому историю развития всего региона удобнее разбивать на стадии, связанные с эволюцией вулканических поясов. Хотя такое разделение (впрочем, как и любое другое) носит условный характер, оно представляется достаточно "историчным" и отражает основные закономерности развития складчатых поясов.
Телъбесская стадия охватывает интервал времени от раннего девона по франский век включительно, т.е. от зарождения девонского окраинно-континентального вулканического пояса в начале раннего девона (по данным Л.А. Щеголевой и др. [1993] - со второй половины лохковского века) до зарождения фаменско-раннекаменноугольной островной дуги в начале фаменского века. Поскольку Центрально-Казахстанский и Центрально-Тургайский пояса чрезвычайно близки по строению и истории развития и, скорее всего, некогда составляли единую структуру, в дальнейшем они рассматриваются вместе.
Саурская стадия охватывает интервал времени от фаменского века и почти до конца раннего карбона и, таким образом, отвечает времени существования Котырасан-Калмак-эмельской островной дуги.
Саякская стадия (средний и поздний карбон) соответствует времени существования Балхаш-Илийского окраинно-континентального вулканического пояса.
Последняя стадия не имеет собственного названия и условно названа постсаякской. Она охватывает практически всю пермь и отвечает времени существования Балхаш-Илийского внутриконтинентального вулканического пояса.
Телъбесская стадия
Для тельбесской стадии развития Казахстана более или менее уверенно можно считать установленными следующие положения:
1. Наиболее существенные перестройки в девонском развитии Казахстана связаны с ранне- и позднетельбесской фазами тектогенеза (середина живета и граница фран-фамен).
2. На раннетельбесской стадии развития (ранний девон - ранний живет) Казахстанский вулканический пояс представлял собой в достаточной степени однородное образование.
Разрезы нижнего девона и эйфеля хорошо коррелируются на всем протяжении пояса, включая Чингиз и Тургайский мегаблок.
3. На позднетельбесской стадии (поздний живет - фран) вулканический пояс становится неоднородным. Структурное положение и характер разрезов различных его сегментов, а также связанных с ними "придуговых" прогибов существенно различаются.
4. Позднефранский ультракалиевый вулканизм связан не столько с субдукцией, сколько с предрифтогенным прогревом земной коры над зарождающимся плюмом и проявился почти исключительно в пределах молодой области тельбесской консолидации.
Пункты 1 и 2 не нуждаются в дополнительном обосновании, поскольку подробно рассмотрены в предшествующих разделах работы. Пункты 3 и 4 нуждаются в дополнительных пояснениях и иллюстрации.
Для ранней стадии развития девонского вулканического пояса практически по всей его длине реконструируется одна и та же зональность, описанная уже неоднократно: система преддуговых прогибов (Западно-Тургайский; Жаман-Сарысуйский; Нуринско-Карасор-ский и Предчингизский) - окраинно-контипентальный вулканический пояс, распадающийся на ряд сегментов (Центрально-Тургайский; Моинтинский, или "юго-западный"; Сарысу-Тенизский; Карагандинский, или "широтный" и Чингизский или "восточный") - система за-дуговых прогибов (Восточно-Тургайский, Оленты-Шидертинский и т.п.). Особым строением отличался только Моинтинский отрезок пояса, перед фронтом которого уже тогда располагался довольно крупный докембрийский террейн (Актау-Моинтинский и Кызылэспинский выступы), в пределах которого ранне-среднедевонского вулканизма не было. Вместе с тем, нижне-среднедевонские разрезы Жаман-Сарысуйского предцугового прогиба не отличаются принципиально от одновозрастных разрезов других преддуговых прогибов пояса, то есть, эта "особенность" в строении Моинтинского отрезка пояса в то время не проявлялась.
Такая сравнительно простая картина не сохраняется на протяжении всей истории вулканического пояса. Если принять во внимание раннетельбесский тектогенез, то становится очевидным, что ключевым моментом в развитии пояса является поздний живет. Имеющиеся палеотектонические реконструкции (подробно см. предыдущую главу) как правило, дают реконструкции на весь живетско-франский этап, что, конечно, затушевывает картину. Вместе с тем, представляется важным понять геодинамику пояса именно в конце живета, сразу же после раннетельбесской фазы тектогенеза.
На рис. 2-1 представлены идеализированные палеогеодинамические разрезы через различные отрезки (сегменты) девонского вулканического пояса для позднего живета. Вне зависимости от современного положения отрезков пояса океанический бассейн изображен справа, а континент - слева для удобства сравнения сегментов друг с другом.
В Тургайском сегменте для позднего живета реконструируются: (1) Западно-Тургайский преддуговой прогиб (непрерывные морские разрезы живета - франа) - (2) Центрально-Тургайский остаточный окраинно-континентальный вулканический пояс (наложенные на ранне-среднедевонские андезибазальты и риолитовые игнимбриты континентальные прогибы с грубым терригенным осадконакоплением и редкими небольшими вулканами андезибазальтов) — (3) Восточно-Тургайский задуговой прогиб (континентальные красноцве-ты, возможно со щелочными эпилейцитовыми базальтоидами) — (4) тыловой прогиб (серо-цветные и красноцветные толщи западных бортов Тенизской впадины). Следует сразу оговориться, что, хотя картина получается вполне правдоподобная, она в большей степени условна, чем реконструкции других сегментов пояса, поскольку почти вся информация о разрезах получена с помощью скважин, а хороших геологических карт на такую закрытую территорию пока нет. С другой стороны, что касается изучения разрезов, то здесь имеются и определенные преимущества, поскольку такого количества глубоких структурных скважин нет ни в одном другом регионе.
