Каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня

Дегтярёв, Кирилл Евгеньевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня"

4601109

* е.- ■

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

1 5 ДПР 2010

004601109

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Геологическом институте РАН

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук Козаков Иван Константинович Доктор геолого-минералогических наук, профессор

Никишин Анатолий Михайлович Член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук Скляров Евгений Викторович

Ведущая организация:

Институт геологии Уфимского научного центра РАН (Уфа)

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

С диссертацией можно ознакомиться в Научной библиотеке геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова (Главное здание МГУ, сектор «А», 6 этаж)

Автореферат разослан 22 марта 2010 года

Ученый секретарь диссертационного совета, 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 Тякь-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, выполненнных рснтгено-флюоресцентным методом и методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой в лабораториях Г11Н РАН и ИМГРЭ МПР, также были использованы данные по изотопным составам Sr и Nd для 50 проб вулканических пород и гранитоидов, полученные на многоколлекторном масс-спектрометре Sector 54 в лабораториях ИГЕМ РАН и ИГГД РАН. В процессе работы над диссертацией проведено И-РЬ геохронологическое изучение акцессорных цирконов 10 реперных магматических комплексов методом термо-ионизационной масс-спектрометрии (1D-TIMS) в лаборатории ИГГД РАН. 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-Северотяныпаньский 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 формированием 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 Централыю-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 петрстрафическом 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, петрогеиезис и рудоносность гранитоидных батолитов» (Улан-Уде, 2008), «Изотопные системы и время геологических процессов» (Санкт-Петербург, 2009), заседаниях лаборатории геодинамики нозднего докембрия и фанерозоя, коллоквиумах и конкурсах научных работ ГИН РАН.

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

Изложенные в диссертации и публикациях автора результаты могут служить основой для создания корреляционных легенд нового поколения геологических карг 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, сгроение 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 арснига и середине лланвирна) комплексов ранне-среднекембрийской и позднексмбрийско-ракнеордовикской энсиматических островных дуг и бассейнов с океанической корой.

3. Чиншз-Ссверотяныианьский 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 Чингазского сегмента каледонид Казахстана в ее верхней части образована комплексами ранненалсозойских островодужных систем и бассейнов с океанической корой, участвующими в строении Сарыаркинского и Чипгиз-Северотяныпаньского вулканических поясов, а также средне-позднепалеозойскими континентальными изверженными породами. Глубинные горизонты коры этого сегмента сложены преимущественно базитовымн породами раннепалеозойских надсубдукциошшх комплексов.

5. Верхняя часть континентальной коры Стспнякского сегмента каледонид Казахстана представлена средне-позднеордовикскими островодужными комплексами Чингиз-Северотяньшаньского пояса и раннеордовикскими рифтогешплми вулканитами кислого состава. 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 благожелательней поддержке се заведующих A.A. 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, C.B. Дубининой, Н.Б. Кузнецову, А.Б. Кузьмичеву, Н.М. Левашовой, М.В. Лучицкой, Г'.Е. Некрасову, C.B. Руженцеву, A.B. Рязанцеву, Г.Н. Савельевой, С.Г. Самыгину, С.Д. Соколову, A.A. Третьякову, A.A. Федотовой, Е.В. Хаину, Т.Н. Херасковой, A.C. Якубчуку, а также сотрудникам кафедры региональной геологам и истории Земли Геологического факультета МГУ В.И. Борисенку, Ал.В. Тевелеву, B.C. Милееву, А.М. Никишину и др. за очень полезные консультации на разных этапах написания диссертации.

Проведение нолевых работ в Казахстане и на Тянь-Шане было бы невозможно без участия в них М.Л. Баженова, А.Б. Котова, Н.М. Левашовой, A.B. Миколайчука,

О.И. Никитиной, Л.Р. Орловой, A.B. Рязанцева, A.A. Третьякова, Т.Ю. Толмачевой, К.Н. Шатагина, A.C. Якубчука, которых автор сердечно благодарит.

Весьма полезными были обсуждения проблем геологии Центрально-Азиатского складчатого пояса с академиком Ф.А. Летниковым, Е.Ф. Летниковой, М.М. Шершаковой, A.B. Шершаковым и чл.-корр. РАН В.В. Ярмолнжом, которым автор выражает глубокую благодарность.

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 C.B. Дубинина, Л.А. Курковская, А.Р. Орлова, Е.А. Сережникова, Т.Ю. Толмачева, которым автор искренне признателен.

Особую благодарность автор хочет выразить М.В. Лучицкой и А.Б. Котову, взявшим на себя труд прочтения многих глав диссертации и автореферата, а также A.B. Рязанцеву, с которым неоднократно обсуждал многие аспекты работы и проводил полевые работы в течение более 20 лет.

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 искрешпою признательность.

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

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 i-еологических структур подвижных поясов и платформ» (2009 г.).

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 ВосточноЕвропейского, Сибирского и Таримского континентальных блоков, которая сопровождалась «раздавливанием» расположенных между ними палеозойских складчатых систем. Отражением этих дислокаций явилось формирование Казахстанского ороклина - крупной горизо1ггальной 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 ороклипа [Копп, 1997; Рязанцев, 2001].

Казахстанский ороклин, сформировавшийся в результате нескольких фаз варисцийских деформаций, маркируется Казахстанским девонским и Балхаш-Илийским позднепалеозойским вулкано-плутоническими поясами, являющиеся типичными структурами активных континентальных окраин Андского типа. Эти пояса обрамляют внутреннюю Джунгаро-Балхашскую варисцийскую складчатую область, в строении которой участвуют в основном среднепалсозойские флишевые комплексы предцуговых прогибов [Рязанцев, 1999]. Девонский пояс первоначально имел очертания близкие к прямолинейным, а его изгибание, начавшееся в среднем девоне продолжалось до конца палеозоя, что подтверждается как структурными, так и палеомагнитными данными [Гришин и др., 1997, ЬеуахЬоуа е1 а1., 2003; АЬпуе\чс11 й а1., 2007, 2008]. Эволюция Балхаш-Илийского позднепалеозойского пояса началась на фоне продолжающихся варисцийских деформаций, поэтому его первичные очертания, скорее всего, были не прямолинейными. Последовавшие в конце палеозоя деформации привели к еще большему ороклиналыюму изгибанию этого пояса и уменьшению радиуса его кривизны. В раннем триасс 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; СЫЫт, 1996].

Девонские и позднспалеозойские комплексы вулкано-плутонических поясов представлены континентальными вулканогенными и вулканогснно-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, изгабу в горизонтальной плоскости, в результате которого образовался Казахстанский ороклин, подвергались как средне-позднепалсозойские вулкано-плутоничесхие 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-поздпепалсозойских 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 (сиаличсские 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-Нарыиская рифтогенная зона, зона массивов с докембрийской континентальной корой, Сарыаркинский вулканический пояс,

массивы с докембрийской континентальной корой, Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона, Чингиз-Северотяньшаньский вулканический пояс, Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс, Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс, Джунгаро-Балхашская область (рис. 1):

Ишим-Нарынская рифтогенная зона занимает в ороклине внешнее положение и прослеживается от южного обрамления Кокчетавского массива (Джаркаинагачский сегмент) к югу в западное обрамление Улутауского массива (Байконурский сегмент), далее в Большой Каратау (Каратауский сегмент) и в Пскемский и Сандалашский хребты (Чаткальский сегмент). Нарынский сегмент смещен относительно Чаткальского по Талассо-Ферганскому правому сдвигу на 100 км и простирается от хребта Кок-Ийрим Tay 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 У-0 чехлы; 2 - Ишим-Нарынская рифтогенная зона; 3 - Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона; 4-6 - раннепалеозойские вулканчиеские пояса; 4 - Сарыаркинский, 5 - Чингиз-Северотяньшаньский, 6 - Байдаулет-Акбастауский; 7 - Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс; 8 - Джунгаро-Балхашская область варисцид; 9-11 - наиболее крупные разрывные нарушения: 9 - раннепалеозойские тектонические покровы; 10 - раннепалеозойские сдвиги; 11 - средне-позднепалеозойские сдвиги и надвиги. Цифры в кружках: 1-5 - сегменты Ишим-Нарынской зоны: 1 -Джаркаинагачский, 2 - Байконурский, 3 - Каратауский, 4 - Чаткальский, 5 - Нарынский; 613 - 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-Тянынаньского 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-Тянынаньского пояса; 20 -Южный сегмент Сарыаркинского пояса

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

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 поздиекембрийско-раннеордовикской энсиматических островных дуг, а также офиолиты, кремнистые и кремнисто-базальтовые толщи, формировавшиеся в сопредельных бассейнах с океанической корой. С обрамляющими структурами комплексы Сарыаркинекого 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 ранненалеозойскими 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-Тяныпаньским, Желътавским и Акгау-Джунгарским массивами, которые но строению и составу комплексов фундамента и чехла имеют много общих черт с массивами западной части Казахстана. В строении фундамента массивов основную роль играют средне-верхнерифейские кварцито-сланцевые толщи, верхнерифейские эффузивы кислого состава, базальт-риолитовые серии и граниты. Реже отмечается присутствие нижнепротерозойских метаморфических комплексов (Жельтавский и Северо-Тяньшаньский массивы). Чехол образован терригенными и терригенно-карбонатными комплексами, возраст которых охватывает интервал венда - самых низов ордовика, а в пределах Актау-Джунгарского массива - венда - позднего ордовика [Ранний докембрий ..., 1993; Миколайчук и др., 1997; Дегтярев, 2003; Kroner et al., 2007, Апаяров и др., 2008; Дегтярев и др., 20081.

Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона в своей южной части разделяет Жельтавский и Актау-Джунгарский массивы, а в северной расчленяет на сегменты Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский пояса. Она представляет собой узкую протяженную (более 2000 км) структуру, в строении которой оснозную роль играют кремнистые толщи верхнего кембрия - нижнего лланвирна, также присутствуют геррш енно-карбонатные, чсрносланцевые и щелочно-базальтовке комплексы того же возрастного диапазона. Большое значение в строении зоны имеют средне-верхнерифейские кварцито-сланцевые толщи, верхнерифейские вулканиты кислого состава и граниты, а также карбонатные толщи нижнего кембрия, аналогичные комплексам Актау-Джунгарского и других сиалических массивов. На отдельных участках среди кремнистых толщ присутствуют фрагменты офиолитов. Все эти комплексы образуют пакеты тектонических пластин, совмещение которых произошло в конце лланвирна и сопровождалось формированием олистостромов. Анализ состава и строения нижнепалеозойских комплексов Ерементау-Бурунтауской зоны позволяет предполагать, что их формирование происходило в рифтогенном прогибе, заложенном на континентальной коре [Рязанцев и др., 2006,2009].

Чингиз-Северотяньшаньский вулканический пояс образован средне-верхнеордовикскими дифференцированными вулканическими сериями, вулканогенно-осадочными и флишевыми толщами, залегающими на гетерогенном фундаменте, в состав которого входят комплексы Сарыаркинского пояса и обрамляющих его докембрийских сиалических массивов. Средне-верхнеордовикские комплексы Чингиз-Северотянынаньского 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-Балкыбекскнм офиолитовым и Байдаулет-Акбастауским вулканическими поясами.

Ескембай-Бапкыбекскиий офиолитовый пояс сложен офиолитами, крсмнисто-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 троения нижнспалеозойских комплексов Есксмбай-Балкыбекского пояса позволяет предполагать, что их формирование происходило в бассейне с океанической корой, развитие которого происходило на протяжении всего раннего палеозоя [Дегтярев, 1999; Дегтярев, Рязанцсв, 2007].

Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс образован дифференцированными и контрастными вулканическими сериями, возраст которых охватывает интервал о г 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 дуга.

В Джунгаро-Балхашской варисцийской складчатой области каледонские комплексы приурочены к узким сложно построенным зонам (Тектурмасская, СевероБалхашская, 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 комшексы, формировавшиеся в различных геодинамических обстановках. При этом палеозойские образования в основном являются реликтами различных окрашшо-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 раннспалсозойских 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-нозднепалеозойских и раннемезозойских деформаций эти пояса были расчленены на ряд сегментов. В Сарыаркинском и Чингиз-Северотяныпаньском поясах выделяются

следующие сегменты: Южный - образован комплексами Северного Тянь-Шаня, Юго-западный - включает комплексы Джалаир-Найманской зоны, Жельтавского, Кендыкгасского массивов и Сарысу-Тснизского водораздела, Северный - сложен комплексами Степнякской, Селетинской, Урумбайской и Ирадырской зон, Северовосточный - объединяет комплексы Восточно-Ерементауской, Ащикольской, Бощекульской и Кендыктинской зон, Восточный - включает нижнепалеозойсше 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 1.1. 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-среднекембрийской энсиматической островной дуги

• Карбонатно-кремнисто-туфогенные толщи кембрия - нижнего ордовика, перекрывавшие отмершую ранне-среднекембрийскую островную дугу

• Дифференцированные вулкано-плутоиические серии позднсксмбрийско-раннеордовикской энсиматической островной дуги

• Офиолиты, кремнисто-базальтовые и кремнисгые комплексы кембрийско-раннеордовикских бассейнов с океанической корой

• Флишевые и кремнисто-терригенные комплексы нижнего ордовика -- нижнего лланвирна

Комплексы ранне-среднекембрийской островной дуги

Комплексы ранне-среднекембрийскиой островной дуга являются наиболее древними образованиями, входящими в состав Сарыаркикского пояса, и слагают относительно небольшие фрагменты в его различных сегментах, где представлены: а) офиолитами со значительными объемами граншоидов 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 плагиогра!гитами, лейкократовыми плагиограгогтами и плагислранитами 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 плагаограннгами. 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 (Жилалдинский 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 ллагиограниты, возраст которых оказался одинаковым - 521±2 млн. лет [Рязанцев и др., 2009]. В Северо-Восточном ceraeirre были датированы тоналиты и ллагиограниты Жиландинского массива Бощекульской зоны, возраст которых составляв соответственно 525±3 млн. лет и 520±2 млн. лег, [Рязанцев и др., 2009; Дегтярев и др., в печати]. Полученные оценки возраста кристаллизации офиолитовых топалитов и плапкмранитов Юго-Западного и Северо-Восточного сегментов очень близки друг к другу и соответствуют второй половине раннего кембрия.

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

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

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

свидетельствует об их принадлежности к одной крупной зоне, протяженность которой составляла не менее 2000 км.

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

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

Комплексы кембрия - нижнего ордовика, перекрывавшие

отмершую ранне-среднекембрийскую островную дугу

Во всех сегментах Сарыаркинского пояса вулканогенно-осадочные и плутонические комплексы ранне-среднекембрийской островной дуги после ее отмирания перекрываются терригенно-карбонатными, кремнисто-терригенньгми и терригенно-гуфогенными 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 граггатоидах (Восточный сегмент). Характерной особенностью рассматриваемых комплексов является их почти полная амагматичность. Только среди толщ Северо-Восточного сегмента присутствуют вулканиты низкотитанистой банакит-шошонит-андезит-базальтовой серии майского яруса среднего кембрия [Геология СССР Т. XX, 1972].

По простиранию Сарыакркинского пояса меняется возрастной диапазон терригенно-карбонатных и кремнисто-терригетшых комплексов. В Южном сегменте он охватывает интервал от ботомского века раннего кембрия до позднего кембрия; в Юго-Западном, Северном и Северо-Восточном сегментах - второй половины амгинского века среднего кембрия - раннего лланвирна, а в Восточном сегменте -майский век среднего кембрия - раннего лланвирна [Геология СССР Т. XX, 1972; Никитин, 1972; Хромых, 1986; Миколайчук и др., 1997; Дегтярев, Рязанцев, 2007;

Дегтярев и др., 1999; Дегтярев, Толмачева, 2005]. Таким образом, по простиранию пояса от Южного сегмента к Восточному происходит омоложение этих комплексов, а, следовательно, изменяется время прекращения магматизма и отмирания ранне-среднекембрийской дуги.

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

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

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

Комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги

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

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

Отличительной особенностью Северного сегмента является большое разнообразие вулканитов, принадлежащим к нескольким петрохимическим сериям. В этих сегментах комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги слагают крупные тектонические покровы, перекрывающие образования ранне-среднекембрийской дуги, и не выявлены комплексы, которые могли бы рассматриваться в качестве фундамента для дифференцированных вулканических серий (рис. 2, 3). В Юго-западном и Южном сегментах дифференцированные вулканические серии развиты ограничено. Главную роль в строении островодужных разрезов здесь играют кремнисто-туфогенные, туфогенные и тефроидные толщи, содержащие большие объемы пирокластики средне-основного и средне-кислого состава. Формирование таких толщ, вероятно, происходило на склонах и у подножья

островной дуги, а также в пределах краевых частей сопряженных с этой дугой бассейнов. На отдельных участках сохранились соотношения кремнисто-туфогенных толщ с подстилающими комплексами. В Юго-Западном сегменте эти толщи залегают на офиолитах, в составе которых выделяются ультрамафиты, габброиды, комплекс параллельных даек и афировые базальты. В Южном сегменте кремнисто-туфогенные разрезы перекрывают афировые базальты и кремни.

сегмент Сарыаркинского пояса) по [Дегтярев, Рязанцев, 2007].

1 - кайнозойские отложения; 2 - терригенно-карбонатные толщи фамена-карбона; 3-7 -комплексы Восточного сегмента Чингиз-Северотяньшаньского пояса: 3 - эффузивы средне-основного состава и вулканогенно-осадочные породы Оз, 4 — терригенные и вулканогенно-осадочные породы Оз, 5 - терригенные породы Оз, 6 - известняки и туфогенные породы Ог-з, 7 - эффузивы среднего и основного состава Ог; 8-13 - комплексы Сарыаркинского пояса: 811 - комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги: 8 - кремнисто-туфогенные породы Ои, 9 - эффузивы среднего состава и вулканогенно-осадочные породы Оь 10 - эффузивы среднего и кислого состава, вулканогенно-осадочные породы Сз-О^, 11 -эффузивы и вулканогенно-осадочные породы среднего состава Сз-О;; 12 - терригенно-карбонатные, кремнисто-терригенные и туфогенные породы С2-О1, 13 - эффузивы основного, среднего и кислого состава, вулканогенно-осадочные породы £2; 14-17 -гранитоиды: 14 - С3-Р1, 15 - вг, 16 - Оь 17 - Сг; 18 - разрывные нарушения: а) границы тектонических покровов, б) прочие.

Для вулканических комплексов позднекембрийско-раннеордовикской дуги также как и для более древних образований устанавливается изменение их

возрастного диапазона по простиранию Сарыаркинского пояса. В Южном, Юго-Западном, Северном и Северо-Восточном сегментах вулканические серии охватывают возрастной диапазон позднего кембрия - тремадока, в то время как в Восточном сегменте - второй трети позднего кембрия - раннего аренига [Геология СССР. Т. XX, 1972; Никитин, 1972; Борисенок, 1985; Геология ..., 1987; Спиридонов и др., 1988; Хромых, 1986; Миколайчук и др., 1997; Дегтярев, Толмачева, 2005; Дегтярев, Рязанцев, 2007].

52*00

72*00

Рис. 3. Схема строения нижнепалеозойских комплексов Урумбайской и Ирадырской зон (Северный сегмент Сарыаркинского пояса) по [Дегтярев, Рязанцев, 2007]

1 - Б и О комплексы; 2 - О2-3 терригенные толщи; 3 - 0| терригенные толщи Степняжской зоны; 4-6 - комплексы Урумбайской зоны: 4 - С3-О1 базальты, андезиты и их туфы шункырашинской и аксуйской сбит, 5 - С2-О1 кремнисто-туфогешго-тсрригенпые породы верхнеурумбайской и зорьевской свит, 6 — £1 базальты и андезиты нижнеурумбайской свиты; 7-9 - комплексы Ирадырской зоны: 7 - С(?)-()•, кремнисто-терригенные и кремнистые породы ишкеольмесской и ирадырской свит, 8 - 6(?)-0] базальты сазинской свиты, 9 - габброиды и ультрамафиты Тасмолинского массива; 10 -докембрийские комплексы Ишкеольмесското сиалического массива; 11— Оз гранитоиды; 12 - разрывные нарушения: а) границы тектонических покровов, б) прочие.

После прекращения вулканической активности произошло отмирание постепенное вулканической дуги, а дифференцированные вулканические серии позднего кембрия - раннего ордовика были перекрыты кремнисто-туфогенными и кремнисто-терригенными толщами, которые согласно с постепенным переходом залегают на вулканитах. В Северном и Северо-Восточном сегментах эта толщи имеют позднетремадокско-аренигский, а в Восточном - позднеарснигско-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 меланокраговом типе фундамента дуги свидетельствуют характерные для энсиматических дуг бониниты. В других сегментах в разрезах вулканических серий преобладают эффузивы среднего и средне-основного состава, при незначительной роли базальтов, спектры распределения РЗЭ обладают значительным фракционированием. Эти данные указывают на большую мощность фундамента дуги, позволявшей существовать достаточно глубинным промежуточным очагам, в которых происходила дифференциация базальтовых маш. Несмотря на значительную мощность, фундамент дуги имел геохимически примитивный меланократовый состав, о чем свидетельствует изотопный состав Бг и N<1 вулканитоз и гранитоидов.

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

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

Комплексы кембрийско-раннеордовикских бассейнов с океанической корой

В покровно-складчатой структуре Сарыаркинского пояса с островодужными образованиями кембрия - нижнего ордовика тектонически совмещены комплексы бассейнов с океанической корой, обрамлявших островные дуги. Эти комплексы распространены во всех сегментах пояса и представлены ультрамафитами, габброидами, кремнисто-базальтовыми и кремнистыми толщами, возрастной интервал которых охва тывает 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 тектомгчсские пластины среди кремнисто-базальтовых и кремнистых толщ.

Кремнисто-базальтовые и кремнистые толщи являются наиболее типичными комплексами бассейнов с океанической корон во всех сегментах Сарыаркинского пояса. Их возрастной диапазон охватывает интервал от венда - раннего кембрия до аренига, однако наиболее широко распространены верхнехембрийско-нижиеордовикские 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. Вепд-нижнекембрийские и средне-верхнекембрийские толщи сложены высокотитанистыми и щелочными базальтами со спектрами распределения РЗЭ близкими к базальтам 01В, 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 внугриокеаническнх островов и лавовых плато в достаточно мелководных обстановках.

Верхнекембрийскис 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 умерешшми содержаниями титана и обладают спектрами распределения РЗЭ близкими к базальтам как 01В, так и М-МОКВ. В ряде случаев верхнекембрийские образования представлены слабо дифферсцированными базальт-андезибазальтовыми сериями, имеющими геохимические характеристики типичные для надсудукционных комплексов. Формирование верхнекембрийских кремнисто-вулканогенных и вулканогенных толщ, вероятно, происходило в пределах океанических островов, спрединговых зон или вблизи островных дуг.

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

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

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

Флишевые и кремнисто-терригенные комплексы

нижнего ордовика—лланвирна

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

Особенности состава и строения терригенных и кремнисто-терригенных толщ нижнего ордовика - лланвирна свидетельствуют, что их накопление происходило в бассейне, имевшем глубину, достаточную для формирования флшпевых 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 энсиаличсской островной дуги, развивавшейся уже после закрытия кембрийского бассейна с океанической корой и коллизии энсиматических остропных дуг с докембрийским континентальным блоком. Формирование океанической коры, субдукция которой явилась причиной возникновения этой дуги, вероятно, происходило в Джунгаро-Балхашской области.

Формирование Сарыаринского вулканического пояса происходило на протяжении аренига - первой половины лланвирна в результате тектонического совмещения комплексов ранне-среднекембрийской и позднсксмбрийско-раннеордовикской островных дуг с образованиями кембрийско-раннсордовикских бассейнов с океанической корой. Причиной этих процессов явилась коллизия ансамбля кембрийско-раннеордовикских островных дуг с крупным докембрийским континентальным блоком, в состав которого входили сиалические массивы Казахстана и Тянь-Шаня. Коллизия сопровождалась закрытием бассейна с океанической корой, который разделял островодужный ансамбль и континентальный блок. Выявлена гетерохронность коллизии ансамбля кембрийско-раннсордовикских 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 крсмнисто-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 1.П. Чингиз-Северотяньшаньский среднс-позднеорловикский вулканический пояс

Чишиз-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-осадочиые 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 (Слепнякская 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 Чинтз-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 раниеордовикский или раннелланвирнский возраст, хотя отмечаются

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

В зонах, образованных герригенными 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-Северотяныианьского пояса, где средне-верхнеордовикские вулканогепно-осадочныс комплексы перекрывают тектонически совмещенные докембрийские сиалические массивы и ксмбрийско-нижнеордовикские комплексы Сарыаркинского пояса, в конце ордовика интенсивно проявился гранитоидный магматизм. В Северо-Восточном и Восточном сегментах пояса, где докембрийские сиалические комплексы отсутствуют, позднеордовиские гранитоиды не выявлены.

Гранитоиды слагают крупные массивы, имеющие преимущественно гранодиоритовый состав (сусамырский, кунгсйский, курдай-чатыркульский и крыккудукский комплексы) [Магматические комплексы..., 1982; Стратифицированные ..., 1982; Магматизм..., 1987; Спиридонов, 1991]. Массивы

имеют многофазное строение: первая фаза, как правило, образована габбро и габбро-диоритами, вторая - кварцевыми диоритами и гранодиоритами, слагающими до 80% площади массивов, а третья - гранитами. Возраст этих комплексов обоснован в основном возрастом прорываемых и перекрывающих толщ, а также большим объемом К-Аг 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-Северотяныпаньского пояса, прорывают комплексы, расположенных в его тылу докембрийских сиалических массивов. Такие интрузивы широко распространены в пределах Кокчетавского, Улутауского, Чуйско-Кендыктасского, Каратауского и Северо-Тяныпаньского сиалических массивов (зерендинский, малокаратауский, отдельные интрузивы крыккудукского, курдай-чатыркульского и сусамыского комплексов) [Магматические комплексы..., 1982; Стратифицированные ..., 1982; Магматизм..., 1987; Спиридонов, 1991; Геология и металлогения ..., 1985; Алексеев и др., 1993].

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

Особенности состава гранитоидов позднего ордовика достаточно подробно изучены только в Северном сегменте пояса и на Кокчетавском массиве. В составе крыккудукского комплекса преобладают гранодиориты, в меньшей степени развиты граниты, а в зерендинском - основную роль играют граниты. Породы крыккудукского и зерендинского комплексов различаются по содержанию щелочей и, прежде всего, КгО. Гранитоиды крыккудукского комплекса относятся к известково-щелочной, зерендинского - к высококалиевой известково-щелочной серии, что подчеркивает поперечную петрохимическую зональность, выявленную для

вулканогенных пород. По распределению РЗЭ и элсментов-примесей оба комплекса могут быть отнесены к типичным надсубукционным образованиям. Г'ранитоиды крыккудукского комплекса имеют более примитивный изотопный состав йг и N6, чем граниты зерендинского комплекса. Изотопно-геохимические особенности поздпеордовикских гранитоидов Северного сегмента позволяют предполагать, что их источником являлись нижнекоровые магматические комплексы основного состава позднедокембрийского возраста. Геохимические и изотопные различия гранитоидов крыккудкекого и зерендинского комплексов могут быть связаны с разной степенью конгаминации материалом докембрийских сиалических комплексов, входивших в фундамент островной дуги.

Строение разрезов, структурное положение и особенности состава вулканических и плутонических пород Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса свидетельствуют об их формировании в пределах крупной протяженной (не менее 3000 км) островной дуги. Дуга имела гетерогенный фундамент, в состав которого входили как докембрийские сиалическке комплексы, гак и вулканогенно-осадочные кембрийско-нижнеордовикские образования Сарыаркинского пояса. На протяжении среднего и позднего ордовика в пределах островной дуги сформировались мощные вулканогснно-осадочные толщи, преимущественно средне-основного состава. Параллельно вулканической дуге протяшвался 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 дута, которая маркировалась рифовыми известняками.

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

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

Таким образом, Чингиз-Ссверотяньшаньский пояс может рассматриваться как островная дуга с гетерогенным фундаментом. В Южном, Юго-Западном и Северном сег ментах она имела сиалическос основание, а в Северо-Восточном и Восточном кору переходного типа. В качестве современных аналогов этой дуги могут рассматриваться энсиаличсские 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 душ явился причиной простой структуры се комплексов, которая представлена в основном крупными складками и крутопадающими разрывными нарушения. При этом наиболее значительные деформации характерны для терригенньтх толщ преддугового прогиба.

Глава 1.111. Гхкембай-Балкыбекский офиолитовый пояс

Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс имеет протяженность более 800 км и располагается на северо-востоке и востоке каледонид Казахстана, где отделяет Сарьгаркинский и Чингиз-Северотянынаньский вулканические пояса от Байдаулет-Ахбастауского. 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 нояса 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 дастся лишь их краткое описание.

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

Офиолиты, базальтовые, кремниего-базальтовые и кремнистые толщи в пределах нояса 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 копца 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 шгато и Е-МОЙВ. Среди ордовикских комплексов выявлены как базальты со спектрами распределения РЗЭ близкими к базальтам 01В, так и базальты близкие к М-МОгШ, формировавшиеся в междуговых и задуговьтх бассейнах. Кремнистые толщи представлены конденсированными разрезами, имеющими малую (не более 100 м) мощность, возраст которых охватывает интервал раннего-среднего ордовика. Возрастной интервал кремнистых и кремнисто-базальтовых толщ, как правило, совпадает.

Отсутствие непрерывных кембрийско-ордовикских разрезов может свидетельствовать о формировании кембрийских и ордовикских базальтовых и кремнисто-базальтовых толщ в пределах разновозрастных участков океанического дна, которые впоследствии были совмещены в пакетах тектонических пластин. В строении пояса, наряду со спрединговыми комплексами и образованиями океанических островов, участвуют надсубдукционные образования, представленные верхнекембрийскими эффузивами среднего состава и плагиогранитами [Дегтярев и др., 2008]. Их формирование может быть связано с возникновением внутриокеаничсских короткоживущих островных дуг.

В строении офиолитового пояса также участвуют меланократовые метаморфические породы, представленные амфиболитами и амфиболовыми сланнами, 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 внутрибаесейновым скучивапием и возникновением энсиматических дуг.

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

Таким образом, Ескембай-Балкыбекский нояс 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, енрединговые 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. лег), а окончательное его закрытие произошло в самом конце ордовика.

Глава 1.1У. Байлаулет-Акбастауский вулканический пояс

Байдаулэт-Акбасгауский 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 ссгмснт) зонах нижние части разреза этого комплекса представлены толщами подушечных афировых базальтов (нижний ордовик). Выше залегают кремнисто-туфогснные толщи, в строении которых значительную роль играют туффиты, тефроиды и туфы среднего и кислого состава (верхи нижнего ордовика - средний ордовик). В Майкаинской, Северо-Карашндинской (СевероЗападный сегмент) и Акбастау-Космурунской (Юго-Восточный ссгмснт) зонах нижие-среднеордовикскис комплексы представлены слабодифферснцированными базальт-андезибазальтовыми вулканическими сериями, в строении которых значительную роль играют пирокластические породы того же состава, кремнистые алевролиты, туффиты и глинистые яшмы. Отличительной особенностью нижне-срсднсордовикского комплекса Спасской зоны (Северо-Западный сегмент) является преобладание в его разрезе вулканитоз, туфов и вулканогенно-обломочных пород кислого и средне-кислого состава и кварц-полевошпатовых несчаников.

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

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

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

дуга была обрамлена бассейнами с океанической корой, комплексы которых входят в состав Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса, а также Тектурмасской и Северо-Балхашской офиолитовых зон Джунгаро-Балхашской области.

Глава I.V. Раняепалеозойская 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 Средишю-Тяньшаньский массивы, и Восточный, в состав которого входят Акгау-Джунгарский, Жельтавский и Северо-Тякынаиьский 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-карбонатво-кремнистыми толщами чехла. В современной структуре Западный и Восточный блоки разделены комплексами Сарыаркинского пояса, однако на основании сходства строения, состава и возраста комплексов фундамента и чехла можно предполагать, что в дораннеордовикское время эти блоки составляли единый континентальный массив, имевший пассивные окраины. Восточнее (здесь и далее современные координаты) континентального массива можно предполагать существование крупного бассейна с океанической корой.

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

Островная дуга, появившаяся в начале кембрия, отделила от океана краевой бассейн, также имевший океаническую кору. С субдукцией коры этого бассейна будет связана дальнейшая эволюция ранне-среднскембрийской 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 богемском веке раннего кембрия, а в Восточном - только в конце амгипского века среднего кембрия. После прекращения вулканизма отмершая дуга была перекрыта терригенно-карбонатными осадками. Причиной отмирания дуги могла быть профадация вулканического фронта в сторону краевого бассейна, связанная с огкатом желоба в ту же сторону.

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

Разные сегменты ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг, начиная с середины аренига и до середины лланвирна, сталкиваются с континентальным массивом, что сопровождается закрытием краевого бассейна с океанической корой. Наиболее ранние признаки коллизии отмечаются в Южном и Юго-Западном сегментах, где уже к середине аренига все более древние островодужные и окраинно-морские комплексы были тектонически сближены друг с другом в системе дислоцированных тектонических покровов. В Юго-Западном и Южном сегментах коллизия сопровождалось проявлениями высокобарического метаморфизма и шарьироваиим деформированных хембрийско-нижнеордовикских вулканогенно-осадочных толщ на комплексы докембрийского континентального массива [Рязанцев и др., 2009; То£опЬагуа е: а1., 2009]. Во второй половине аренига - лланвирне в этих сегментах происходило накопление преимущественно флишевых толщ, фундаментом и источниками сноса для которых являлись докембрийские сиаличсские комплексы, а также шарьированные на них кембрийские офиолиты и островодужные образования.

В других сегментах краевой бассейн продолжает существовать до середины лланвирна, а формирование океанической коры в нем происходило до конца аренига. Магматизм в Северном и Северо-Восточном сегментах позднекембрийско-раннеордовикской дуги продолжался до начала аренига, а в Восточном - до середины аренига. В конце аренига - раннем лланвирне вулканизм в этих сегментах дуги постепенно прекращается и сменяется накоплением кремнисто-туфогенных, кремнисто-терригенных и терригенных толщ. В середине лланвирна эти сегменты кембрийско-раннеордовикских островных дуг сталкиваются с континентальным массивом, что сопровождается окончательным закрытием краевого бассейна. В

результате к середине лланвирна завершается формирование Сарыаркинского вулканического пояса, его комплексы причленяются к докембрийскому континентальному массиву и образуется сложно построенная континентальная окраина (рис. 4).

€,-€,ат

НННННМ

+ ■

ш 10

Рис. 4. Схематические геодинамические профили для каледонид Казахстана (без учета сдвиговых перемещений)

1 - докембрийская континентальная кора; 2 - терригенно-карбонатные чехлы пассивной окраины; 3 - рифтогенные комплексы; 4-7 - вулканические комплексы островных дуг: 4 - С1-2, 5 - Сз-О], 6 - О2-3, 7 - О1-3; 8 - туфогенные и туфо-терригенные комплексы; 9,10 - комплексы отмерших островных дуг: 9 - €1-2, 10 - С-О1; 11,12 - океаническая кора: 11 -краевого бассейна, 12 - океана; 13 - зоны субдукции: а) активные, б) отмершие; 14 -наиболее крупные разрывные нарушения

Каледонская структура Северного Тянь-Шаня и западной части Казахстана существенно отличается от структуры его восточной части. На Северном Тянь-Шане и западе Казахстана комплексы Сарыаркинского пояса располагаются между Западным и Восточным докембрийскими сиалическими блоками, в то время как на востоке Казахстана таких соотношений не наблюдается. Кроме того, Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона, в строении которой участвуют докембрийские

сиалические комплексы, тектонически разделяет Северный и Северо-Восточный сегменты Сарыаркинского и Чингиз-Ссвсрсггяньшаньского поясов (рис. 1). Такие соотношения могли возникнуть в результате расчленения единого континентального блока на несколько массивов - сдвиговых пластан. Эти сдвиговые пластины, образованные сиапичсскими массивами Восточного блока, в конце раннего - начале среднего ордовика испытали круппоаплитудные горизонтальные сдвиговые перемещения. В течение этого времени движение сдвиговых пластин происходило в северо-северо-западном направлении с различной скоростью. Движение Северо-Тяныианьского и Жсльтавского массивов, вероятно, началось еще в начале ордовика, а к середине аренига комплексы Южного и Юго-Западного сегментов Сарыаркинского нояса уже оказались «раздавлены» и находились между сиалическими массивами. Докембрийские и нижненалеозойские рифтогенные комплексы Еремснгау-Бурунтауской зоны слагают самостоятельную сдвиговую пластину, которая в начале среднего ордовика испытала значительные перемещения в северном направлении. К этому же времени относится и формирование покровно-складчатой струкгуры этой зоны. Актау-Джунгарский массив также являлся самостоятельной сдвиговой пластиной, перемещение которой началось только в конце ордовика [Дегтярев, 2003].

В конце лланвириа в пределах континентальной окраины происходит заложение Чингиз-Северотяныпаньской островной дуги, имевшей гегерогенный фундамент, в состав которого входили комплексы докембрийских сиалических массивов и Сарыаркинского пояса (рис. 4). Во всех сегментах дуги отмечается два эпизода вулканической активности, в промежутке между которыми происходило накопление туфогенных и туфо-терригеиных толщ. После отмирания дуги в пределах отдельных сегмггггов формируются водорослевые рифовые постройки, чаще вулканиты перекрываются терригенными породами. Параллельно вулканической дуге протягивается преддуговой флишевый прогиб, который заполняется мощными флишевыми, терригенными грубообломочными и терригешю-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 Чштгиз-Северотяньшапьской дуги связано формирование огромных массивов позднеордовикских гранитоидов, распространенных в тех се 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 когщу 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 терригешю-карбонатными толщами. В это же время начинается перемещение сдвиговой пластины,

образованной Актау-Джунгарским сиалическим массивом, который занимает положение перед фронтом Чингиз-Северотяньщаньской 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 причлекения к нему со стороны Джунгаро-Балхашской области комплексов различных островных дуг и бассейнов с океанической корой. Эти процессы были осложнены крупноамплитудными сдвиговыми перемещениями, происходившими вдоль континентальной окраины и приводившими к неоднократному чередованию одних и тех же комплексов в ее структуре.

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 осхроводужных систем, различавшихся присутствием или отсутствием в составе их фундамента докембрийских сиалических комплексов. Их наличие влияло на длительность палеозойских корообразующих процессов, составы раннепалеозойских магматических комплексов, объемы и источники палеозойского гранитоидного магматизма.

Глава Н.1. 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 Чшггасхого 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. 5).

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 позднскембрийско-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. 5). В их строении в основном участвуют кембрийско-среднеордовикские комплексы, сопряженных с островными дугами, бассейнов с океанической корой,

представленные фрагментами офиолитов, кремнисто-базальтовых, кремнистых и кремнисто-туфогенных разрезов. Подобные образования характерны и для северозападной 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, 2007].

Рис. 5. Схема тектонического районирования Чингизского сегмента каледонид Казахстана и его обрамления по [Дегтярев, Рязанцев, 2005]

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 - Центрапьно-Чингизская, 7 - Абралинская, В - Токайско-Акчатауская; 9 - Юго-Восточный сегмент Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса, 10 - Юго-Восточный сегмент ордовикского Байдаулет-Акбастауского вулканического пояса; 11 - позднепалеозойские граниты; 12 -девонские граниты; 15 - позднесилурийские гранодиориты и граниты; 14 -

среднепалеозойсхие 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 вулканиты резко несогласно залегают на нижнепалеозойских образованиях в различных зонах Чингизского сегмента. В разрезах преобладают континентальные зффузивы и туфы риолитового и трахириолитового состава мощностью до 2000 м. 11а 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 вулканогенпо-осадочных и плутонических комплексов Сарыархинского 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 поздлекембрийско-раннеордовикской островных дуг и бассейнов с океанической корой, которые с несогласием перекрыты комплексами средне-позднеордовикской дуги. Все осгроводужиые магматические комплексы имеют близкий геохимический и изотопный составы. Источником этих пород являются 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. Геохимические и изотопно-геохимические особенности вулканогенно-осадочных и осадочных пород, чередующихся с вулканитами, свидетельствуют о том, что при их накоплении эрозии подвергались те же эффузивы, а островные дуги находились вдали от докембрийских континентальных блоков. Нижние части коры Чингизского сегмента 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-коптинемтальных вулкано-плутонических поясов, наиболее крупными из которых являлись Казахстанский девонский и позднепалеозойский Балхаш-Илийский.

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

Силурийская эволюция Чингизского сегмента завершается внедрением крупных массивов позднссилурийских гранодиоритов и грашггов, 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 нижкекоровых базитовых комплексов на заключительной стадии эволюции силурийскою вулканическою пояса. Базитовый источник гранитоидов имел короткую коровую предысторию и по своим изотопно-гееохимическим характеристикам был близок к нижнепалеозойским островодужным вулканическим и плутоническим образованиям, слагавшим фундамент силурийского пояса. Формирование позднссилурийских гранитоидов явилось переломным этапом в преобразовании коры Чингизского сегмента из переходного тина в континентачьную. Все более молодые комплексы имеют признаки, характерные для образований, сформированных на континентальной коре.

Девонские образования в пределах Чингизского сегмента представлены мощными толщами субаэральных эффузивов кислого, в меньших объемах, среднего состава, ипшмбритов, туфов и лавобрекчий, а также массивами биотитовых и лейкократовых гранитов. В строении верхнепалеозойских комплексов в пределах рассматриваемой территории участвуют разнообразные гранитоиды, среди которых преобладают 1рапиты и лейкограниты, в меньшей степени распространены континентальные вулканиты среднего и кислого состава. В работе описаны геохимические и изотопно-геохимические особенности вулканитов кислого состава и гранитов девока и позднего палеозоя, которые свидетельствуют об их верхиекоровом 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 вулканитов кислого состава, 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. Геохимические и изотопно-геохимические особенности этих гранитоидов иллюстрируют 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/Na, 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 (sNd(T) не ниже +4) начальные изотопные составы Nd, которые мало отличаются от этих параметров в вулканических островодужных комплексах. Наблюдается монотонное увеличение eNd(T) от +6 в кембрийских до +4 позднепалеозойских гранитах (рис. 6 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.

ю 8 б 4

Р 2

I о

"■2 -4 -6 -8 -10

ЮЗ ЕЭЭб ЕЗЗ®

Рис. 6. Эволюция изотопного состава Ш палеозойских магматических комплексов (А) и модель строения коры (Б) Чингизского сегмента каледонид Казахстана

_ опюцияизо^^^оег^ента

Гранодиориты и граниты €г-Р, eNd(T) = 4,0 - 6,0

200 400 600 800

возраст, млн. лет

1 Х2 # 3 ★ 4 П 5 »6

»Ü

1 8 * ?

Б ^

LJLZ.Я- у >■ > У , >

гтдарЙ^Шй

\i "и'

ШШ2 Е® №3в

А: 1-6 - изотопный состав N<1: 1 - вулканических пород £г-Оз; 2-6 гранитоидов: 2 -е2,3 - О], 4 - Бг, 5 - Эи, 6 - С3-Рь

Б: 1 - девонские вулканиты; 2, 3 - гранитоиды: 2а - С3-Р1, 26 - Оьг, 3 — Б^; 4, 5 — вулканогенно-осадочные комплексы островных дуг: 4 - 02-з, 5а - €1-2, 56 - £з-Оь 6 -комплексы бассейнов с океанической корой £-01; 7-9 - базитовые комплексы фундамента островных дуг и вулканических поясов: 7 - 02-з, 8а - £1-2, 86 - £з-01; Р2\.2(7).

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 островных дуг и бассейнов с океанической корой, 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. 6 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. 7). Сегмент с запада, востока и севера обрамляется соответственно Кокчетавским, Ишкеольмесским и Шатским докембрийскими сиалическими массивами.

Нижнепалеозойские комплексы Степнякского сегмента имеют достаточно простую складчатую структуру, 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-Северотянынаньского вулканического пояса. Основную площадь ядер антиклиналей занимают крупные массивы позднеордовикских гранитоидов, среди которых обнажаются досреднеордовикские комплексы. Резко несогласно на нижнепалеозойских образованиях залегают силурийские континентальные эффузивы кислого состава и

терригенно-карбонатные толщи верхнего девона - нижнего карбона [Бабичев и др., 1977]. В пределах Степнякского сегмента, наряду с позднеордовикскими гранитоидами, распространены среднепалеозойские граниты и граносиениты, слагающие достаточно крупные в основном изометричные массивы (рис. 7).

Рис. 7. Схема геологического строения Степнякского сегмента каледонид Казахстана и его обрамления

1 - терригенно-карбонатные толщи Бз-Сг, 2 -эффузивы кислого состава в^?); 3-6 -комплексы Чингиз-Севеотяныианьского пояса: 3 -терригенно-карбонатные толщи Оз, 4 -эффузивы средне-основного состава Оз, 5 - эффузивы средне-основного и среднего состава О:, 6 -терригенные толщи Ог; 7 - кремни и базальты О1-2; 8 - эффузивы кислого состава Оь

9 - терригенные толщи О1; 10, 11 - комплексы Северного сегмента Сарыаркинского пояса:

10 - офиолиты и кремнисто-базальтовые комплексы С3-О1 Ирадырской зоны, 11 -островодужные комплексы С2-О1 Урумбайской зоны; 12 - докембрийские метаморфические комплексы; 13-18 - плутонические комплексы: 13 - сиениты и граносиениты Б, 14 -биотитовые граниты боровского комплекса в], 15 - лейкократовые граниты карабулакекого комплекса в], 16, 17 - крыккудукский комплекс Оз: 16 - гранодиориты массивов Крыккудукского типа, 17 - габброиды, диориты и гранодиориты массивов Степнякского типа, 18 - габброиды С; 19 - разрывные нарушения

Цифры в квадратах: 1-Ш - докембрийские сиалические массивы: 1 - Кокчетавский, II - Шатский, III - Ишкеольмесский; IV - Северный сегмент Сарыаркинского пояса. Цифры в кружках - интрузивные массивы: 1 - Боровской, 2 - Жукейский, 3 - Степнякский, 4 -

Яблоново-Итеймелский, 5 - Маюшский, 6 - Буландиио-Аккольский, 7 - Лккольский, 8 -Крьгккудукский, 9 - Аккудукский, 10 - Аралаульский, 11 - Жаман-Койтасский, 12 -Лксуйский, 13 - Карабулакский, 14 - Джеламбстский

Докембрийские и нижнепалеозойские комплексы Степнякского сегмента

Докембрийскис комплексы в пределах Стсппякского сегмента развиты ограничено и приурочены к крупным антиклинальным зонам (рис. 7). Здесь эти комплексы слагают блоки среди позднеордовикских гранитоидов и представлены плапюгнсйсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, кварцитами, кальцифирами и гранито-шейсами, 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 сегмеш1. Сопоставление этих комплексов с метаморфическими образованиями Степнякского сегмента позволяет считать последние аналогами нижнепротерозойских гнейсовых и рифейских кварцито-сланцевых толщ Кокчегавского и Ишкеольмссского массивов. Широкое распространение докембрийских толщ, располагающихся ниже современного эрозионного среза, подтверждается присутствием кссногснных цирконов в позднеордовикских гранодиоритах Степнякского массива, расположенного на западе сегмента. В гранодиоритах, наряду с цирконами раннепалеозойского возраста, обнаружены цирконы, имеющие более древний 07РЬ/206РЬ 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 тЧ'Ыш?Ъ возраст 3888±1 млн. лет [Kroner et al., 2008]. Наличие таких цирконов свидетельствует о присутствии раннедокембрийских, в том числе архейских, комплексов в фундаменте Степнякского сегмента и обрамляющих его сиалических массивов.

Кембрийско-нижнеордовикские комплексы развиты на небольшой площади в северо-восточной части Степнякского сегмента, где 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 риолнт-базальтсвая серия, широко распространенная в центральной, северной и западной частях Степнякского сегмента. Ее нижняя часть, выделяемая как свита тассу, образована толщей крупногалечных и валунных туфоконгломератов и туфобрехчий, 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 и-РЬ геохронологических исследований впервые были получены данные о возрасте вулканитов кислого состава свиты тассу. Из порфировых риолигов, 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 [Борисепок, 1985]

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

В работе рассмотрены особенности состава вулканитов риолит-базальтовой толщи, которые позволяют сделать вывод об их формировании в рифтогенной обстановке. Источником кислых вулканитов свиты тассу, судя по N(1 изотопным данным, были в основном метамагмагические 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 этих вулканитов, но в основном его участие свелось к прогреву коры при незначительном корово-мантийном взаимодействии.

В пределах Степнякского сегмента наиболее широким распространением пользуются средне-верхнеордовикские вулканогенио-осадочные и плутонические комплексы Чингиз-Северотяньшаньского пояса. Вулканогенно-осадочные толщи сложены эффузивами, туфами, туфоконгломератами и туфопесчаниками и туффитами основного и средне-основного состава мощностью до 5 ООО м. В работе описаны особенности состава вулканитов среднего и позднего ордовика, проведено их сравнение, выявлены Общие черты и различия, что позвонили сделать вывод о формировании вулканических пород в надсубдукциокной обстановке. Источником вещества вулканитов являлись породы мантийного клина, метасоматизировашше 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 вулканитов кислого состава, являвшихся в основном дифференциатами основных расплавов. После завершения вулканизма и накопления в позднем карадоке - раннем ашгилле терригеино-карбонатных толщ, произошло внедрение значительных объемов расплавов кислого состава, сформировавших субвулканические тела, источником вещества для которых могла являться докембрийская сиалическая кора.

Раннспалеозойская 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. 7). 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-Итгсйменский, Буландино-Аккольский массивы) [Бабичев и др., 1977; Геологическая карга.., 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, Беспобинский и др.). К массивам этого типа приурочены крупнейшие золоторудные месторождения Северного Казахстана [Бабичев др., 1977; Спиридонов, 1991].

В работе рассмотрены особенности пегро-геохимического и изогопного состава гранитоидов, слагающих массивы Крыккудукского и Степнякского типов. Все позднеордовикские грашптжды Степнякского сегмента имиот геохимические признаки надсубудкционных образований, хотя их формирование происходило уже после завершения вулканизма и накопления терригенно-карбонатных пород. Однако особенности распределения РЗЭ и изотопный состав N(1 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, связшпюе, вероятно, с магматическим андерплэйтипгом. Источником гранитоидов очень небольших массивов Степнякского типа могли являться породы субдуцируемой океанической коры (слэба), испытавшие плавление на глубинах превышающих 30 км. Небольшие размеры массивов Степнякского типа могу быть связаны с незначительным количеством расплава, возникающего при плавлении субдуцировашюго 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 гижнепалеозойские 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. 7), формировавшиеся, вероятно, в тыловой части силурийского окраинно-континенталыгого вулкано-плутонического пояса.

Массивы боровского комплекса располагаются в основном западнее Степнякского сегмента - в восточной части Кокчетавского массива, где они прорывают докебрийские метаморфические толгци, также к этому комплексу относятся небольшие массивы в центральной части сегмента. Наиболее крупные

массивы комплекса (Боровской, Жукейский, Беркугинский), располагающиеся в пределах Боровского блока Кокчетавского массива, имеют округлые очертания и характеризуются концентричсски-зональным строением. Их центральная часть сложена биотитовыми и биотит-роговообманковыми крупнозернистыми гранитами, реже калишпатовыми гранитами и адамеллитами, которые обрамляюгся более мелкозернистыми гранитами. Проведенное в последние годы КЬ-Кг и 1!-РЬ 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 ссшента и слагают несколько крупных изомегричных массивов (Макинский, Аккольский, Карабулакский), которые прорывают вулканогенно-осадочные толщи среднего - верхнего ордовика и гранитоиды крыккудукского комплекса. Центральные части массивов сложены крупно-среднезернистыми порфировидными лейкократовыми 1ранитами, а краевые - мелкозернистыми или аплитовидными лейкограпитами и аляскитами. В последние годы были получены новые ГГ-РЬ данные о возрасте гранитов Макинского массива, свидетельствующие о раннесилурийском (431+2 млн. лег) возрасте гранитов карабулакского комплекса [Летников и др., 2009].

В работе рассмотрены особенности состава гранитов боровского и карабулакского комплексов. Граниты обоих комплексов имеют близкие петро-гсохимические 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 N(1 модельный возраст. Учитывая, что получение больших объемов лсйкогранитного расплава из нижнекоровых базитов маловероятно, можно предполагать частичное плавление более кислых пород, представленных иозднеордовикскими гранитоидами крыккудукского и зерецдипского комплексов. Породы этих комплексов слагают мощные (до 10-15 км) пластинообразные 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 (зереидинская 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 доксмбрийской 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 нозднедокембрийские эндогенные процессы. На современном эрозионном срезе комплексы этого возрастного диапазона обнажены в основном в пределах обрамляющих сиалических массивов, где представлены вулканитами кислого состава, а также массивами гранодиоритов и шейсо-гранитов, прорывающими гнейсовые толщи [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 [Шатаган и др., 2001] и Степнякского сегмента (рис. 8 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 суперконтииенга, 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 на докембрийском фундаменте был заложен рифтогенный прогиб, заполнение которого началось в трсмадокс с накопления мощной толщи континентальных кислых вулканитов и вулканогенно-обломочных пород свиты тассу. Источниками этих вулканитов являлись магматические породы позднедокембрийского (900-1300 млн. лет) возраста. С континентальным рифогенезом может быть связзно формирование расслоенных ультрамафит-габбровых плутонов на Кокчетавском массиве. В арениге - раннем лланвирне продолжающееся растяжение привело к погружению территории, которое сопровождалось накоплением крсмнисто-террш-енной толщи и излиянием базальтов, имеющих геохимические характеристики близкие к внутриплитным.

В середине лланвирна произошла коллизия кембрийско-раггнеордовикских островных дуг с докембрийским континентальным блоком 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 в среднем-позднем ордовике происходило развитие крупной Чингиз-Ссверотяныианьской островодужной системы. 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.

800 1200 1600 возраст, млн. лет

1 □ 2 • 3 • 4

Рис. 8. Эволюция изотопного состава магматических комплексов (А) и модель строения коры (Б) Степнякского сегмента каледонид Казахстана

А: 1-4: изотопный состав N(1: 1 - гранитов в], 2 - гранодиоритов Оз, 3 - риолитов О], 4 - гнейсо-гранитов Я2

Б: 1 - граниты 81; 2 — вулканиты О2-3; 3 - гранодиориты Оз; 4 - риолиты Оь 5 -кварциты, сланцы, гнейсы Я-РЯ^ 6 - гнейсы и кристаллические сланцы АН; 7 - базитовые комплексы О] и О2-3; 8 - базитовые комплексы РЯт

Таким образом, континентальная кора Степнякского сегмента каледонид Казахстана имеет сложное строение (рис.8 Б). Ее самые верхние части сложены островодужными комплексами среднего-верхнего ордовика и рифтогенными вулканитами кислого состава нижнего ордовика. Значительную роль в строении верхних горизонтов коры играют гранитоиды крыккудукского комплекса, слагающие серию субгоризонтально залегающих тел 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 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 имеющиеся к настоящему времени 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 первичном характере мозаичной 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 крупных структур, происходившими в течение всего палеозоя. На протяжении палеозоя изменялись типы струюур зоны перехода океан - континент. Главными раннепалеозойскими структурами являлись островные дуги, краевые и междуговые бассейны с океанической корой. При этом в кембрии-раннем ордовике преобладали энисматические, а в среднем-позднем ордовике энсиалические островные дуги. 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 палеозое 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 позволили сделать обоснованные предположения о составе и возрасте большей части континентальной коры недоступной для непосредственного наблюдения. Такие работы показали 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.

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 раннепапеозойских островодужных систем Центрального Казахстана//Докл. РАН, 1993. Т. 331. № 1. С. 74-77.

3. Дегтярев К.Б., Ступак А.Ф., Якубчук A.C. Девонские офиолигы Джунгарского Алатау (Южный Казахстан) //Докл. РАН, 1993. Т.ЗЗЗ. №1. С. 63-65.

4. Дегтярев К.Е., Рязанов A.B. 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 C.B. Древнейшие олистостромы Центрального Казахстана // Докл. РАН, 1995. Т. 340. № 2. С. 206-211.

6. Дегтяряев К.Е., Кузнецов Н.Б. Новые местонахождения раннепалсозойских палеоокеанических образований в северном обрамлении Карагандинского угольного бассейна//Докл. РАН, 1996. Т. 346. №4. С. 505-510.

7. Дегтярев К.Е., Шатагин КН., Кузнецов Н.Б., Астраханцев О.В. Платформенный этап в докембрийской истории Казахстана: палеотекгонические, палеогеографические и геохронологические аспекты И Палеогеография венда — раннего палеозоя Северной Евразии. Екатеринбург: УрОРАН, 1998. С. 159-166.

8. Дегтярев К.Е., Дубинина C.B., Орлова А.Р. Стратиграфия и особенности строения кижкепалеозойского карбонатно-кремнисто-туфогенного комплекса хребта Чингиз (Восточный Казахстан) // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 1999. Т. 7. № 5. С. 93-99.

9. Дегтярев К.Е. Положение Актау-Джуюарского микроконтинента в структуре аалеозоид Центрального Казахстана // Геотектоника, 2003. № 4. С. 14—34.

Ю.Дегтярев К.Е., Толмачева Т.Ю. Косые сдвиги и их роль в нарушении латерального ряда структур раннепалеозойской Чингизской островодужной системы (Восточный Казахстан) Н Очерки по региональной тектонике. Т. 2: Казахстан, Тянь-Шань, Полярный Урал. М.: Наука, 2005. С. 40-67.

М.Дегтярев К.Е., Рязанцев A.B. Кембрийская коллизия дуга-континент и геодинамика папеозоид Казахстана // Проблемы тектоники Центральной Азии. М: ГЕОС, 2005. C.6I-126.

12.Дегтярев /Т.Е., Шатагин КН., Лучицкая М.В. Палеозойские гранитоиды хребта Чингиз (Восточный Казахстан): основные этапы формирования, особенности состава, природа источника // Геохимия, 2005. № 9. С. 990-1006.

\Ъ.Дегтярев К. Е,, Шатагин К. Я, Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В., Федосеенко A.M. Раннепалеозойские гранитоиды Актау-Джунгарского микроконтинагга (Центральный Казахстан) // Докя. РАН, 2006. Т. 411. № 1. С. 80-84.

Ы.Дегтярев К.Е., Рязанцев A.B. 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 A.A., Шатагин КН. 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 КН., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Шершакова М.М., Шершаков A.B., Третьяков A.A. Раннеордовикский

вулканогенный комплекс Степнякской зоны (Северный Казахстан): • обоснование возраста и геодинамическая обстановка формирования // Докл. РАН, 2008. Т. 419. № 2. С. 224-228.

17.Дегтярев К. Е., Шатагии К. Н., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Лучицкая М.В., Третьяков А.А., Яковлева С.З. Поздпедоксмбрийская вулкапо-плутоническая ассоциация Акгау-Джунгарского массива (Центральный Казахстана): структурное положение и возраст// Докл. РАН, 2008. Т. 421. № 4. С. 1-5.

18.Дегтярев К.Е., Рязанцев А.В., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Анисимова КВ., Яковлева С.З. Раннекембрийские офиолиты Бощскульской зоны (Центральный Казахстан): строение разрезов и обоснование возраста // Докл. РАН, 2010 (в печати)

19.Рязанцев А.В., Герман Л.Л., Дегтярев К.Е., Котляр А.Л., Федоров Е.В. Нижнспалеозойские хаотические комшшксы в Восточном Еременгау (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.

2Ъ.Шатагин К.Н., Дегтярев К.Е., Астраханцев О.В. Изотопный состав Sr и Nd в гранитоидах Кокчетавского массива // Докл. РАН, 1999. Т.369. № 4. С. 525-528.

24.Шатагин КН., 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 К.Е., Kovalevsky О.Р., Modzalevskaya T.L. Kazakhstan in the Silurian / Ms. Ed Landing, M.E. Johnson. Silurian Lands and Seas. Paleogeography. Outside of Laurentia. The University of the State of New York, 2003. P. 323-3*43.

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 bell // Tectonophysics, 2003. V. 377. P. 249-268.

21.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 amalgamation of Eurasia // Geophysical Journal International, 2003. V. 152. P.677-687.

28.Рязанцев А.В., Толмачева Т.Ю., Дегтярев K.E., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Анисимова КВ., Яковлева С.З. Геохронологичсское и биостратшрафическое 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 К.Е., 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 A.B., 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 // Докл. РАН, 2009. Т. 427. N° 3. С. 359-364.

31 .Рязанцев A.B., Дегтярев К.Е., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В., Федосеенко A.M., Анисимова И.В. Возраст древнейших офиолитов Казахстана И Изотопные системы и время геологических процессов. Санкт-Петербург: ИГ1 Каталкина, 2009. Т. 2. С. 145-147.

32.Летников Ф.А., Котов А.Б., Дегтярев К.Е., Сальникова Е.Б., Шеришкова М.М., Шершаков A.B., 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. Jfe 3. С. 46-54.

33.Летников Ф.А., Котов А.Б., Дегтярев К.Е., Левченков O.A., Шеришкова М.М., Шершаков A.B., Ризванова И.Г., Макеев А.Ф., Толкачев М.Д. Позднеордовикские гранитоиды Северного Казахстана: обоснование возраста и структурное положение // Докл. РАН, 2009. Т. 424. № 2. С. 222-226.

Отпечатано в колицентре « СТ ПРИНТ » Москва, Ленинские горы, МГУ, 1 Гуманитарный корпус. е-таЛ: globus9393338@yandex.ruтел.: 939-33-38 Тираж 200 экз. Подписано в печать 17.03.2010 г.

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Дегтярёв, Кирилл Евгеньевич

Общая характеристика работы

Введение. Структура палеозоид Казахстана и Северного Тянь-Шаня 8 Часть I. Тектоническая эволюция раннепалеозойских островодужных систем Казахстана и Северного Тянь-Шаня

Глава 1.1. Сарыаркинский кембрийско-раннеордовикский вулканический пояс

• Комплексы ранне-среднекембрийской островной дуги

• Комплексы кембрия — нижнего ордовика, перекрывающие образования отмершей ранне-среднекембрийской островной дуги

• Комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги

• Комплексы кембрийско-ранненеордовикских бассейнов с океанической корой

• Терригенные и кремнисто-терригенные комплексы нижнего ордовикалланвирна

Глава 1.Н. Чингиз-Северотяныианьский средне-иоздиеордовикский вулканический пояс

Глава ЫП. Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс

Глава ЫУ. Байдаулет-Акбастауский ордовикский вулканический пояс

Глава 1.У. Раннепалеозойская эволюция островодужных систем и формирование каледонской структуры Казахстана и Северного Тянь-Шаня 162 Часть II. Процессы формирования и строение континентальной коры крупных сегментов каледонских складчатых сооружений

Казахстана и Северного Тянь-Шаня

Глава П.1. Чингизский сегмент

Глава II.II. Степнякский сегмент

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня"

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

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, выполненнных рентгено-флюоресцентным методом и методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой в лабораториях ГИН РАН и ИМГРЭ МПР, также были использованы данные по изотопным составам Sr и Nd для 50 проб вулканических пород и гранитоидов, полученные на многоколлекторном масс-спектрометре Sector 54 в лабораториях ИГЕМ РАН и ИГГД РАН. В процессе работы над диссертацией проведено U-Pb геохронологическое изучение акцессорных цирконов 10 реперных магматических комплексов методом термоионизационной масс-спектрометрии (ГО-ТШЗ) в лаборатории ИГГД РАН. 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 формированием Казахстанского ороклина в среднем-позднем палеозое и крупных сдвигов в конце палеозоя — начале мезозоя.

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.

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, в том числе одна монография и 27 статей 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

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 образована комплексами раннепалеозойских островодужных систем и бассейнов с океанической корой, участвующими 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 средне-позднеордовикскими островодужными комплексами Чингиз-Северотяньшаньского пояса и раннеордовикскими рифтогенными вулканитами кислого состава. 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 A.A. Моссаковского| и С.А. Курспкова")', которым автор искренне признателен.

Автор благодарен своим коллегам из Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя и других лабораторий Геологического института РАН: М.Л. Баженову, C.B. Дубининой, Н.Б. Кузнецову, А.Б. Кузьмичеву, Н.М. Левашовой, М.В. Лучицкой, Г.Е. Некрасову, C.B. Руженцеву, A.B. Рязанцеву, Г.Н. Савельевой, С.Г. Самыгину, С.Д. Соколову, A.A. Третьякову, A.A. Федотовой, Е.В. Хаину, Т.Н. Херасковой, A.C. Якубчуку, а также сотрудникам кафедры региональной геологии и истории Земли Геологического факультета МГУ В.И. Борисенку, Ал.В. Тевелеву, B.C. Милееву, A.M. 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, А.Б. Котова, Н.М. Левашовой, A.B. Миколайчука, О.И. Никитиной, А.Р. Орловой, A.B. Рязанцева, A.A. Третьякова, Т.Ю. Толмачевой, К.Н. Шатагина, A.C. Якубчука, которых автор сердечно благодарит.

Весьма полезными были обсуждения проблем геологии Центрально-Азиатского складчатого пояса с академиком Ф.А. Летниковым, Е.Ф. Летниковой, М.М. Шершаковой, A.B. Шершаковым и чл.-корр. РАН В.В. Ярмолюком, которым автор выражает глубокую благодарность.

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.

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 г.).

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 течение 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 дислокаций в горизонтальной плоскости 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 [Копп, 1997; Рязанцев, 2001]. 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].

Варисцийские структуры

Казахстанский ороклин маркируется средне- и позднепалеозонекими вулканоплутоническими поясами. В современной структуре эти пояса имеют различную кривизну, что может быть связано, как с разной степенью их изгибания, так и с различиями первичных очертаний. Самым древним является Казахстанский девонский вулканический пояс, выделенный A.A. Богдановым [Богданов, 1959, 1965]. В его строении участвуют континентальные, преимущественно кислые, вулканогенные толщи нижнего-среднего девона, несогласно залегающие на докембрийских и каледонских комплексах (рис. В 1). Этот пояс является маркирующей структурой среднепалеозойской активной окраины Андского типа [Рязанцев, 1999]. Вулканогенные толщи девонского пояса имеют достаточно простую складчатую структуру, для которой характерны в основном брахиморфные крупные складки с залеганием пластов на крыльях не более 30-40°. В отдельных случаях сохраняются элементы первичных вулкано-тектонических структур. Такие особенности складчатой структуры девонских вулканических комплексов объясняются как жестким каледонским или докембрийским фундаментом, так и реологическими особенностями кислых эффузивов. Первичные очертания девонского вулканического пояса, вероятно, были близки к прямолинейным, о чем, кроме структурных, свидетельствуют и палеомагнитные данные [Гришин и др., 1997; ЬеуавЬоуа е1 а1., 2003; АЬга]еу1сЬ е! а1., 2007, 2008].

Рис. В 1 Схема основных средне-позднепалеозойских структур Казахстана, Северного Тянь-Шаня и Урала

1 - Восточно-Европейский кратон; 2 - каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня; 3 - нижне-среднедевонские континентальные вулканиты и гранитоиды Казахстанского пояса; 4 - терригенно-карбонатные толщи верхнедевонско-нижнекаменноугольного субплат-форменного чехла; 5 -каменноугольные и пермские континентальные вулканиты и гранитоиды Балхаш-Илийского пояса; 6

- каменноугольные и пермские терригенные толщи наложенных впадин; 7 - флишевые и вулканогенно-осадочные комплексы варисцид; 8 - нижне-среднепалеозойские офиолитовые зоны; 9 -верхнедевонско-нижнекаменноугольные сланцевые и терригенно-карбонатные толщи рифтовых зон и грабенов; 10 - докембрийские и палеозойские метаморфические комплексы Восточного Урала; 11 -среднепалеозойские комплексы энсиматических островных дуг; 12 - аллохтоны, сложенные нижне-среднепалеозойскими офиолитовыми и островодужными комплексами; 13 - сдвиги: а) гигантско- и б) крупноамплитудные; 14- надвиги и тектонические покровы; 15 - прочие разрывные нарушения Цифры в кружках: 1 - Казахстанский девонский вулканический пояс, 2 - Балхаш-Илийский вулканический пояс, 3 - Валерьяновский вулканический пояс, 4 - Тенизская впадина, 5 - Чу-Сарысуйская впадина, 6 - грабены и горсты Сарысу-Тенизского водораздела, 7 - Спасская рифтовая зона, 8 - Успенская и Акжал-Аксоранская рифтовая зоны, 9-11 - офиолитовые зоны: 9 -Тектурмаская, 10 - Агадырская, 11 - Северо-Балхашская. Цифры в квадратах - гигантско- и крупноамлитудные сдивиги: 1 - Центрально-Казахстанский, 2 - Чингизский, 3 - Калба-Нарынский, 4

- Талассо-Ферганский, 5 - Байдаулетовский, 6 - Джалаир-Найманский

Девонский вулканический пояс с северо-востока, севера, юго-запада и юга обрамляет Джунгаро-Балхашскую варисцийскую складчатую область, в строении которой участвуют мощные флишевые и вулканогенно-обломочные толщи силура — нижнего и низов среднего девона. Эти комплексы заполняли крупный предцуговой прогиб, формировавшийся перед фронтом девонского вулканического пояса [Рязанцев, 1999]. Девонские и силурийские терригенные и туфогенно-терригенные толщи залегают на деформированных островодужных вулканитах, офиолитах, кремнисто-базальтовых, кремнистых и олистостромовых комплексах среднего-верхнего ордовика и самых низов силура, которые обнажены в пределах узких сложно построенных зон (Спасской, Тектурмасской, СевероБалхашской, Агадырской). В отдельных случаях девонские флишевые и вулканогенно-осадочные толщи перекрывают докембрийские метаморфические комплексы (северо-восток Актау-Джунгарского сиалического массива). На юго-востоке Джунгаро-Балхашской области силурийские и девонские флишевые толщи замещаются средне-верхнедевонскими офиолитами и кремнисто-базальтовыми комплексами, разрез которых наращивается кремнисто-сланцевыми толщами верхнего девона — низов карбона. Эти образования приурочены к узким сложно построенным зонам на востоке Джунгарского Алатау и в Западной Джунгарии [Аристов и др., 1993; Дегтярев и др., 1993].

Структура Джунгаро-Балхашской области, резко отличающаяся от структур девонского пояса, сформировалась в результате нескольких фаз деформаций в течение среднего девона — позднего палеозоя. При этом деформации каждой последующей фазы накладывались на структуры предыдущих, значительно усложняя их [Зайцев, 1984; Якубчук и др., 1989; Читалин, 1991; СЫЫш, 1996; Тевелев, 2003]. Средне-позднепалеозойские деформации комплексов Джунгаро-Балхашской варисциской области, скорее всего, связаны с образованием Казахстанского ороклина и происходили в обстановке сжатия, ось которого расположена в направлении северо-восток - юго-запад (современные координаты). При этом варицийские комплексы Джунгаро-Балхашской области выжимались в северо-западном и северном направлениях, надвигаясь на вулканогенные толщи девонского пояса и, подстилающие их, каледониды [Читалин, 1988; СИкаНп, 1996].

Наиболее ранние деформации, фиксирующиеся только в северо-западной части Джунгаро-Балхашской области, происходят в середине живета (тельбесская фаза). Деформации этого возраста проявились как в варисцийских структурах (западная часть Нуринского, Успенский и Жаман-Сарысуйский синклинории), так и пределах северозападной части Актау-Джунгарского сиалического массива. В это время были дислоцированы силурийско-раннеживетские флишевые комплексы и произошла проградация вулканического пояса в сторону Джунграро-Балхашкской области, а терригенные толщи были с несогласием перекрыты континентальными вулканитами верхнего живета-франа [Тевелев и др., 2003].

К посттельбесским событиям относится возникновение фаменского Котырасан-Калмакэмельского вулканического пояса, который смещен по отношению к ранне-среднедевонскому на 150-200 км внутрь Джунгаро-Балхашской области. В тылу этого пояса в фаменское время возникает серия рифтогенных прогибов (Спасская, Успенская, Акжал-Аксоранская, Акбастауская и др. зоны) с некомпенсированным черносланцевым осадконакоплением, которое сопровождалось излияниями субщелочных базальтов и формированием стратиформных железо-марганцевых и полиметаллических месторождений (рис. В 1) [Рязанцев, 1999; Тевелев, 2003].

Однако, наряду с задуговым положением по отношению к Котырасан-Калмакэмельскому вулканическому поясу, эти прогибы являются также частью более крупного Тениз-Балхашского рифтового пояса, формирование которого трудно связать только с задуговым растяжением [Кабанов и др., 1993]. К этому поясу, наряду с рифтогенными прогибами Джунгаро-Балхашской области, относятся грабенообразные структуры Сарысу-Тенизского водораздела, фундаментом для которых являлись комплексы девонского вулканического пояса и, подстилающие их каледониды. Отличительной чертой грабенов Сарысу-Тенизского водораздела являлось компенсированное карбонатное мелководное осадконакопление с контрастным распределением мощностей осадков (от 6001000 до 2500-4000 м), редко мелководные отложения расслаиваются пачками глубоководных осадков. Следует обратить внимание на положение Сарысу-Тенизского водораздела в структуре Казахстанского ороклина. Этот регион находится в месте наиболее резкого (более 90°) изгиба простираний структур девонского пояса, когда широтные простирания изменяются на северо-западные (рис. В 1). Причем этот изгиб не осложняется сдвигами или другими крупными разрывными нарушениями, поэтому с ним может быть связано возникновение структур растяжения во внешних частях ороклина, которые представлены фамен-нижнекаменноугольными грабенами Сарысу-Тенизского водораздела.

Две другие фазы деформаций в середине визе (саурская) и на границе ранней и поздней перми (саякская) привели к завершению формирования Казахстанского ороклина. Этот процесс сопровождался надвиганием пограничных структур Джунгаро-Балхашской области на каледониды, дугообразным изгибанием более древних структурных единиц, а также образованием сигмоидальных складок (Северо-Балхашская сигмоида). При этом радиус изгибания уменьшается к внутренним частям этой области, где укорочение структурных единиц было наибольшим.

К рассматриваемому временному интервалу (середина визе-конец ранней перми) относится заложение и основная стадия развития Балхаш-Илийского вулкано-плутонического пояса, формирование которого происходит одновременно с образованием ороклина. Балхаш-Илийский вулканический пояс в своих широтном и северо-восточном отрезках смещен относительно девонского пояса внутрь ороклина на 50-200 км и перекрывает флишевые среднепалеозойские комплексы Джунгаро-Балхашской области (рис. В 1). Юго-западный и южный отрезки Балхаш-Илийского пояса наложены на девонские континентальные вулканиты и, подстилающие их, каледониды. Балхаш-Илийский пояс имеет подковообразные очертания, но меньший, чем девонский пояс, радиус изгибания. Такие очертания могут быть следствием более значительных плановых деформаций Балхаш-Илийского пояса, что, возможно, только в случае его первично прямолинейных очертаний. Однако Балхаш-Илийский пояс начал свое развитие уже после начала формирования Казахстанского ороклина и развивался синхронно с продолжающимися деформациями. Поэтому подковообразные очертания Балхаш-Илийского пояса в значительной степени являются первичными, хотя в конце карбона-начале перми радиус изгибания этой структуры, вероятно, был значительно меньшим. Свои современные очертания пояс приобрел в самом конце палеозоя и, возможно, в начале мезозоя после саякской и киммерийской фаз деформаций.

Тельбесская, саурская и саякская фазы деформаций проявились и в пределах девонского вулканического пояса, где их выражением явилось постепенное все более значительное изгибание пояса в горизонтальной плоскости и формирование его подковообразных очертаний (рис. В 1).

В раннем триасе Казахстанский ороклин был нарушен серией крупных сдвигов, которые еще более исказили первичную структуру палеозоид [Читалин, 1991; СЫ1а1т, 1996]. Наибольшее значение имели гигантскоамплитудные (протяженностью 800-2000 км и амплитудой смещения 60-100 км — Центрально-Казахстанский, Чингизский, Талассо-Ферганский) и крупноамплитудные (протяженностью 140-300 км и амплитудой смещения 10-20 км - Байдаулетовский, Джалаир-Найманский и др.) сдвиги. В результате смещения по сдвигам произошло дополнительное поперечное сокращение Казахстанского орколина в 1,43 раза [Читалин, 1991].

Каледонские структуры

Основной структурой маркирующей Казахстанский ороклин, как уже отмечалось выше, является девонский вулканический пояс. Так как континентальные вулканиты девонского пояса с несогласием перекрывают различные более древние образования, то при формировании ороклина раннепалеозойские и докембрийские структуры, также как вулканический пояс, испытали деформации в горизонтальной плоскости. Поэтому при реконструкции раннепалеозойских структур Казахстана и Северного Тянь-Шаня в первую очередь необходимо учитывать их ороклинальный изгиб в среднем-позднем палеозое и смещения по сдвигам в начале мезозоя. Однако, кроме средне-позднепалеозойских деформаций, нижнепалеозойские и докембрийские комплексы подверглись интенсивной тектонической переработке в результате нескольких этапов раннепалеозойских деформаций. К деформациям этого возраста относятся системы тектонических покровов, смещения по крупным сдвигам, в том числе ориентированные к простиранию структур под острыми углами, и горизонтальные складки с близвертикальными шарнирами.

Рис. В 2. Схема основных каледонских структур Казахстана и Северного Тянь-Шаня

1 - флишевые и вулканогенно-осадочные комплексы варисцид; 2 - ордовикские комплексы Байдаулет-Акбастауского вулканического пояса; 3 - нижнепалеозойские комплексы Ескембай-Балкыбекского офиолитового пояса; 4 - средне-верхнеордовикские комплексы Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса; 5 - кембрийско-нижнеордовикские комплексы Сарыаркинского пояса; 6 - верхнекембрийско-ордовикские комплексы Ерементау-Бурунтауской рифтогенной зоны: 7 - докембрийские сиалические массивы и их нижнепалеозойские терригенно-карбонатные чехлы; 8 - верхнерифейско-нижнепалеозойские комплексы Ишим-Нарынской рифтогенной зоны; 9 - участки с высокобарическими комплексами; 10 - тектонические границы между докембрийскими сиалическими массивами и комплексами Сарыаркинского пояса; 11-наиболее крупные палеозойские 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 сиалическме массивы: 6 - Кокчетавский, 7 - Ишкеольмесский, 8 -Улутауский, 9 - Чуйско-Кендыктасский, 10 - Таласско-Каратауйский, 11 - Северо-Тяньшаньский, 12 - Актау-Джунграский, 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

Рассмотрим основные докембрийские и раннепалеозойские структуры Казахстана и Северного Тянь-Шаня по направлению от внешних частей ороклина к внутренней Джунгаро-Балхашской области.

Наиболее внешнее положение в ороклине занимает Ишим-Нарынская рифтогенная зона, которая является одной из наиболее крупных раннепалеозойских структур в западной части Казахстана и на Тянь-Шане (рис. В 2). Она прослеживается в виде большой дуги от южного обрамления Кокчетавского массива (Джаркаинагачский сегмент) к югу в западное обрамление Улутайского 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 Коккийримтау до хребта Сарыджаз в субширотном направлении. Общая протяженность Ишим-Нырынской зоны составляет более 2000 км. На всем протяжении она отличается удивительным постоянством состава слагающих верхнедокембрийских и нижнепалеозойских комплексов. Во всех сегментах зоны отмечается налегание верхнерифейских или вендских толщ на более древние, в том числе нижнепротерозойские и архейские, комплексы. Верхнерифейские комплексы представлены мощными толщами кислых континентальных эффузивов, либо контрастными базальт-риолитовыми сериями, которые сопровождаются щелочными гранитами, граносиенитами и сиенитами. Вендские толщи с несогласием залегают либо вулканитах верхнего рифея, либо на более древних образованиях. Характерными элементами вендских разрезов являются грубообломочные тиллоиды, конгломераты, гравелиты и песчаники, основные эффузивы повышенной щелочности, карбонатные и кремнистые породы. Мощность вендских толщ может достигать 1500-2000 м. Выше залегает маломощная (не более 250 м) черносланцевая толща, возрастной интервал которой в разных сегментах зоны меняется от раннего кембрия до раннего кембрия - самых низов ордовика. Черные сланцы согласно перекрываются толщей тонкослоистых глинистых, реже органогенных, известняков и доломитов мощностью от 30 до 300 м. Возрастной диапазон карбонатной толщи изменяется от раннего кембрия-раннего ордовика до позднего кембрия. Кембрийский разрез наращивается мелкозернистыми песчаниками и известковистыми алевролитами с линзами известняков, содержащими органические остатки тремадока. Выше залегают кремнистые алевролиты и аргиллиты с конодонтами и граптолитами аренига и низов лланвирна, мощностью 100-200 м. Средний и верхний ордовик представлены мощными (до 2000 м) флишевыми толщами [Геология СССР, 1972; Геология СССР, 1971; Мамбетов, 1993; Мамбетов, Иманалиев, 1981; Ахмеджанов и др., 1979 и др.]. В ерхне докембрийские и нижнепалеозойские комплексы Ишим-Нарынской зоны смяты в крупные, часто изоклинальные, складки, сопровождающиеся осепродольными взбросами и надвигами. 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. Этот фундамент обнажен как в пределах докембрийских массивов, располагающихся в основном к востоку от Ишим-Нарынской зоны, так и в ее внутренних частях (рис. В.2).

Вторичные плановые деформации Ишим-Нарынской зоны выражены ее дугообразным изгибанием, которое связано с формированием Казхастанекого ороклина, и смещении отдельных сегментов зоны по крупным позднепалеозойско-раннемезозойским сдвигам (Талассо-Ферганский, «линия Николаева»),

К северу и востоку от Ишим-Нарынской зоны — по направлению к внутренним частям ороклина располагается широкая зона массивов с докембрийской континентальной корой, которые в ряде случаев перекрыты разнообразными палеозойскими комплексами. В целом эти массивы, вероятно, представляют собой фрагменты единого континентального блока, комплексы которого являлись фундаментом для образований Ишим-Нарынской зоны. Наиболее крупные выходы докембрийских комплексов выделяются как Кокчетавский, Ишкеольмесский, Улутауский, Чуйско-Кендыктасский и Таласско-Каратауский массивы. Докембрийский фундамент предполагается в Степнякской зоне, Тенизской и Чу-Сарысуйской впадинах. Чуйско-Кендыктасский и Талассо-Каратауский массивы на юге и юго-востоке ограничены субширотными сдвигами и далее не прослеживаются. В этих районах Северного и Срединного Тянь-Шаня докембрийские комплексы выявлены только во внутренних частях Ишим-Нарынской зоны. Вместе с другими каледонскими структурами зона докембрийских массивов испытала дугообразный изгиб, связанный с формированием Казахстанского ороклина (рис. В 2).

Докембрийские массивы обладают многими общими чертами строения комплексов фундамента и чехла. Нижние части разреза фундамента массивов образованы в основном нижнерифейскимн, реже нижнепротерозойскими, метаморфическими комплексами (Кокчетавский, Улутауский, Ишкеольмесский массивы), в ряде случаев можно предполагать присутствие архейских образований (Степнякская зона) [Филатова, 1983; Ранний докембрий ., 1993; Kroner et al., 2008]. Наибольшим распространением в пределах массивов пользуется средне-верхнерифейские кварцито-сланцевые толщи (кокчетавская серия и ее аналоги мощностью до 1500 м). Они сложены филлитовидными серицито-кварцевыми сланцами с отдельными прослоями графитистых микрокварцитов, бластопсаммитовых сланцев и доломитов, выше которых залегают кварцито-песчаники, белые и красноцветные кварциты с горизонтами циркон-рутилового шлиха. Формирование разрезов такого типа происходило на значительных площадях с континентальным основанием в течение достаточно длительного времени в тектонически стабильной субплатформенной обстановке при слабо расчлененном рельефе. Возникновение таких условий возможно только в пределах крупного континентального блока, объединявшего все сиалические массивы [Зайцев, 1974; Филатова и др., 1988; Авдеев и др., 1992; Дегтярев и др., 1998]. Верхнерифейские образования в пределах большинства массивов представлены эффузивами и вулканогенно-осадочными породами кислого состава повышенной щелочности (риолитами, трахириолитами, трахитами).

Венд-нижнеордовикские комплексы, слагающие чехол докембрийских массивов, имеют в большинстве случаев терригенно-карбонатный состав. На Кокчетавском массиве к верхам венда-кембрию относится толща известняков, доломитов, мергелей, углеродисто-глинистых и углеродисто-кремнистых сланцев, кварцевых песчаников, алевролитов (володарская свита мощностью до 500 м). В известняках собраны микрофитолиты венда [Геология ., 1987]. Выше залегают вулканомиктовые конгломераты и конглобрекчии, кварцевые и полимиктовые песчаники, черные фосфатоносные аргиллиты, кремнистые алевролиты, фтаниты с кондонтами аренига (люботинсая свита второй половины кембрия-нижнего ордовика мощностью до 400 м) [Геология ., 1987; Саламатов, Иванов, 1987]. Сланцево-карбонатно-терригенная толща венда-низов кембрия (баимбетская свита) выявлена и в пределах Ишкеольмессого массива [Спиридонов, 1987; Геология ., 1987].

Чехол Чуйско-Кендыктасского массива имеет преимущественно кремнисто-сланцевый состав [Чу-Илийский ., 1980]. В северо-западной части массива низы разреза сложены графитисто-слюдисто-кварцевыми и кварц-серицитовыми сланцами фосфор-ванадиевой минерализацией, серицитовыми и графитистыми кварцитами (киинтасская свита нижнего кембрия мощностью до 500 м). Выше залегают ритмично чередующиеся кварц-хлорит-серицитовые сланцы и алевролиты с горизонтами углеродисто-кремнистых (огизтауская свита нижнего-среднего кембрия, мощностью до 1300 м). Средний-верхний кембрий представлен кремнистыми и серицит-кремнистыми сланцами, кварцевыми песчаниками и гравелитами с горизонтами кремней и известняков. Для кремнистых пород характерны повышенные содержания ванадия. В известняках собраны трилобиты майского яруса среднего кембрия, сакского и аксайского ярусов позднего кембрия (жайсанская и добралытауская свиты мощностью до 400-600 м). Нижне-среднеордовикские образования развиты ограниченно и представлены чередующимися кварцевыми песчаниками, алевролитами, кремнистыми алевролитами и глинистыми сланцами (чубарская свита аренига-лланвирна мощностью 600 м). На юго-востоке массива распространены нижне-среднеордовикские терригенно-карбонатные толщи, в которых собраны органические остатки тремадока, аренига и раннего лланвирна (кендыктасская, агалатасская, курдайская и шербактинская свиты мощностью до 2000 м) [Никитин, 1972].

В Талассо-Каратауском массиве распространены в основном комплексы нижнепалеозойского чехла. Более глубоководный таласский комплекс слагает юго-западную часть массива. В основании разреза здесь залегают граувакковые песчаники, алевролиты и глинистые сланцы, которые перекрываются терригенно-карбонатной толщей, венчается разрез красноцветными и серыми алевролитами и песчаниками с прослоями кварцевых песчаников, доломитов и кремней. Возраст таласского комплекса охватывает интервал венда - самых низов ордовика, а его мощность может достигать 2000 м. Более мелководный кумыштагский комплекс наиболее полно представлен в северо-восточной части массива (юго-восток Таласского хребта и Малый Каратау). Здесь на рифейских образованиях залегают, песчаники, кремни со строматолитами, кремнистые и углеродисто-кремнистые сланцы, которые перекрываются красноцветными песчаниками и туффитами кислого состава (чичканская и курганская свиты низов венда мощностью до 1000 м). Верхневендско-кембрийские отложения с небольшим несогласием перекрывают рифейские комплексы либо согласно ложатся на терригенные породы низов венда. Верхний венд представлен доломитами, красноцветными алевролитами, глауконитовыми песчаниками, конгломератами (кыршабактинская свита мощностью 100-150 м) [Еганов, Советов, 1979, Геология ., 1986]. В основании кембрийского разреза залегает чулактауская свита томмотского яруса, мощностью 5-100 м, к которой приурочен ряд крупных месторождений пластовых фосфоритов. Выше залегает мощная толща карбонатов, возраст которой охватывает интервал от нижнего кембрия до лланвирна включительно (шабактинская серия мощностью до 2000 м). В разрезах серии запечатлены обстановки осадконакопления в пределах крупной подводной карбонатной горы. В ее центральной наиболее мелководной области происходило накопление доломитовых толщ, на склонах — формировались плоскообломочные брекчии дебрисных потоков, а в более глубоких частях бассейна — тонкослоистые известняки [Еганов, Советов, 1979; Геология ., 1986; Алексеев, 1992; Юшшевич, Семилеткин, 1995; Буртман, 2006 и др.]. Для Каратау-Таласского массива установлено тектоническое сближение мелководного и глубоководного типов разреза, при этом породы таласского комплекса слагают относительный автохтон, на который надвинуты мелководные толщи кумыштагского комплекса. Тектонически сближенные комплексы затем были совместно смяты в крупные складки. Сближение комплексов друг с другом и последующие складчатые деформации имели позднеордовикский возраст.

В отличие от большинства докембрийских массивов, где венд-нижнеордовикские комплексы имеют терригенно-карбонатный состав, в Степнякской зоне в основании палеозойского разреза залегают вулканогенные толщи нижнего ордовика, представленные контрастной риолит-базальтовой серией. Особенности ее строения, состава и обоснование возраста будут рассмотрены в главе II.II.

Далее по направлению к внутренним частям ороклина - в западной части Казахстана к востоку от докембрийских массивов, на Северном Тянь-Шане к северу от Ишим-Нарынской зоны, а также на северо-востоке и востоке Казахстана выделяется сложно построенный Сарыаркинский пояс (рис. В 2). В его строении участвуют тектонически совмещенные вулкано-плутонические комплексы ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской эинсиматических островных дуг, а также офиолиты, кремнистые и кремнисто-базальтовые толщи, формировавшиеся в сопредельных бассейнах с океанической корой. Комплексы Сарыаркинского пояса имеют только тектонические соотношения с образованиями обрамляющих структур, а его внутреннее строение характеризуется широким распространением покровных дислокаций. Сарыаркинский пояс подвергся как средне-позднепалеозойским, так и раннепалеозойским деформациям в горизонтальной плоскости, а в конце палезоя-начале мезозоя был расчленен на отдельные сегменты крупными сдвигами. В среднем-позднем палеозое в результате образования Казахстанского ороклина основная часть пояса, которая объединяет Юго-западный, Северный, Северо-восточный и Восточный сегменты, приобрела подковообразные очертания. Юго-западный сегмент имеет северо-западное простирание и включает комплексы Джалаир-Найманской зоны, хребта Кендыктас и Сарысу-Тенизского водораздела. Северный сегмент, в строении которого участвуют комплексы Селетинской, Урумбайской и Ирадырской зон, имеет субмеридиональное простирание. Северо-восточный сегмент образован комплексами Восточно-Ерементауской, Бощекульской и Кендыктинской зон, имеющих субширотное и северо-восточное простирания. Восточный сегмент пояса имеет северо-западное простирание и объединяет несколько зон Чингиз-Тарбагатайского региона. В Южном сегменте пояса, расположенном на Северном Тянь-Шане, отчетливо проявлены раннепалеозойские плановые деформации, выражением которых явилось образование субширотной изоклинальной горизонтальной складки. Ее крылья и замыкание сложены кембрийско-нижнепалеозойскими островодужными и офиолитовыми комплексами Киргиз

Терскейской зоны, ядро - докембрийскими и нижнепалеозойскими образованиями Северо-Тяньшаньского сиалического массива (рис. В 2).

Если с внешней стороны ороклина Сарыаркинский пояс обрамляется только докембрийскими массивами, то с внутренней - различные сегменты пояса сопряжены с различными докембрийскими и раннепалеозойскими структурами (рис. В 2). Южный, Юго-западный и Северный сегменты Сарыаркинского пояса с внутренней стороны ороклина сопряжены с энсиалическими структурами, развитие которых происходило на докембрийской континентальной коре, а Северо-восточный и Восточный сегменты - с вулканическими поясами, в строении которых значительную роль играют меланократовые комплексы.

Энсиалические структуры, сопряженные с комплексами Южного, Юго-западного и Северного сегментов Сарыаркинского пояса, представлены Северо-Тяныпаньским и Жельтавским и Актау-Джунгарским докембрийскими сиалическими массивами и Ерементау-Бурунтауской зоной. Последняя в своей южной части разделяет Жельтавский и Актау-Джунгарский массивы, а в северной - Северный и Северо-восточный сегменты Сарыаркинского пояса (рис. В 2).

Северо-Тяньшаньский, Жельтавский и Актау-Джунгарский массивы по строению и составу комплексов фундамента и чехла имеют много общих черт с массивами западной части Казахстана, которые расположены от Сарыаркинского пояса с внешней стороны ороклина. В строении фундамента Актау-Джунгарского, Жельтавского и Северо-Тяньшаньского 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 массивов 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., 1997а; Дегтярев, 2003; Kroner et al., 2007, Апаяров и др., 2008; Дегтярев и др., 2008].

Ерементау-Бурунтауская рифтогенная зона 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 этого 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].

Комплексы Сарыаркинского пояса и обрамляющих его докембрийских сиалических массивов образуют гетерогенный фундамент средне-верхнеордовикского Чингиз-Северотяньшаньского вулканического пояса, в строении которого участвуют дифференцированные вулканические серии, вулканогенно-осадочные и флишевые толщи (рис. В 2). Пояс, также как и все каледонские структуры, подвергся деформациям в горизонтальной плоскости, связанным в формированием Казахстанского ороклина, а позднепалеозойско-раннемезозойскими сдвигами был расчленен на ряд сегментов (Южный, Юго-западный, Северный, Северо-восточный и Восточный). Средне-верхнеордовикские комплексы Чингиз-Северотяньшаньского пояса имеют относительно простую складчатую структуру, они не захвачены покровными дислокациями и раннепалеозойскими деформациями в горизонтальной плоскости.

Северо-восточный и Восточный сегменты Сарыаркинского и Чингиз-Северотяньшаньского поясов с внутренней стороны ороклина сопряжены со структурами, в строении которых значительную роль играют меланократовые комплексы. Такими структурами являются Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс и Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс, сложенный в основном островодужными вулканитами (рис. В 2).

Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс образован дифференцированными 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. Комплексы Байдаулет-Акбастауского пояса имеют относительно простую складчатую структуру, для них не характерны покровные дислокации. Деформации, связанные с формированием Казахстанского ороклина, привели к дугоообразному изгибанию пояса, а позднепалезойско-раннемезозойские сдвиги расчленили его на отдельные сегменты.

Сарыаркинский и Чингиз-Северотяньшаньский пояса отделены от Байдаулет-Акбастауского Ескембай-Балкыбекским офиолитовым поясом, в строении которого участвуют фрагменты различных частей офиолитовых разрезов нижнего кембрия-верхнего ордовика, слагающие пакеты тектонических покровов, формировавшихся в конце ордовика и сопровождавшееся образованием мощных олистостромовых толщ. Анализ состава и строения нижнепалеозойских комплексов Ескембай-Балкыбекского пояса позволяет предполагать, что их формирование происходило в бассейне с океанической корой на протяжении всего раннего палеозоя [Дегтярев, 1999; Дегтярев, Рязанцев, 2007]. Ескембай-Балкыбекский офиолитовый пояс также подвергся дугоообразному изгибанию, связанному с образованием Казахстанского ороклина, а сдвигами был расчленен на отдельные сегменты.

Во внутренней части ороклина, образованной варисцидами Джунгаро-Балхашской области, выделение структур каледонского этапа затруднено из-за интенсивных средне-позднепалеозойских деформаций и локального распространения нижнепалеозойских комплексов. Здесь они приурочены к узким сложно построенным зонам (Тектурмасская, Северо-Балхашская, Агадырская), возникновение которых связано с варисцийскими деформациями (рис. В 1). В строении этих зон участвуют средне-верхнеордовикские и нижнесилурийские образования, которые без несогласия перекрываются силурийскими и нижнедевонскими флишевыми толщами. Отличительной особенностью нижнепалеозойских комплексов, рассматриваемых зон, является принадлежность их к различным частям офиолитовых разрезов. Выделяются ранне-среднеордовикские, средне-позднеордовикские позднеордовикско-раннесилурийские офиолиты, при этом наиболее полно представлены их верхние кремнисто-базальтовые и кремнистые части. Плутонические комплексы офиолитов в виде крупных блоков и глыб участвуют в строении серпентинитовых меланжей, и только в редких случаях сохраняются полные разрезы [Якубчук и др., 1989; Якубчук, 1991; Дегтярев, 1999; Тевелев и др., 2003]. В Тектурмасской и Северо-Балхашской зонах каледонские деформации выразились в образовании доскладчатых тектонических покровов. В их строении участвуют фрагменты средне-верхнеордовикских кремнистых и кремнисто-базальтовых разрезов, залегающих внутри олистостромовых толщ верхнего ордовика-нижнего силура [Герасимова и др., 1992, Якубчук и др., 1989]. В Агадырской зоне каледонские деформации не проявились, а распространенные здесь позднеордовикско-раннесилурийские кремнисто-базальтовые и кремнистые комплексы без несогласия перекрыты филишевыми толщами силура-среднего девона [Дегтярев, 1999; Тевелев и др., 2003]. Анализ строения и состава нижнепалеозойских комплексов Джунгаро-Балхашской области свидетельствует, что их формирование происходило в пределах бассейна с океанической корой. При этом образование доскладчатых тектонических покровов в Тектурмасской и Северо-Балхашской зонах происходит одновременно с формированием кремнисто-базальтовых комплексов в Агадырской зоне.

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. Для раннепалеозойского этапа эволюции этого региона значительную роль играют покровные дислокации, формирование которых связано с коллизией островных дуг с докембрийским континентальным блоком или друг с другом, сопровождавшееся 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 правых сдвигов северозападного и левых сдвигов 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 трех вулканических поясов, различающихся возрастом, строением и особенностями состава вулканических и плутонических образований. Выделяются Сарыаркинский, Чингиз-Северотяньшаньский и Байдаулет-Акбастауский пояса. Комплексы вулканических поясов являются реликтами одной или нескольких островодужных систем, в строении Сарыаркинского пояса также участвуют образования сопредельных с островными дугами бассейнов с океанической корой. Все пояса подверглись средне-позднепалеозойским деформациям при формировании Казахстанского ороклина, а позднепалеозойско-раннемезозойские сдвиги расчленили их на отдельные сегменты.

Рассмотрим структурное положение, строение, обоснование возраста и состав комплексов этих вулканических поясов, а также особенности тектонической эволюции различных раннепалеозойских островодужных систем.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Дегтярёв, Кирилл Евгеньевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования позволили обобщить все имеющиеся к настоящему времени 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 первичном характере мозаичной 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 крупных структур, происходившими в течение всего палеозоя. На протяжении палеозоя изменялись типы структур зоны перехода океан - континент. Главными раннепалеозойскими структурами являлись островные дуги, краевые и междуговые бассейны с океанической корой. При этом в кембрии-раннем ордовике преобладали энисматические, а в среднем-позднем ордовике энсиалические островные дуги. Для среднего и позднего палеозоя островными структурами являлись окраинно-континентальные вулкано-плутонические пояса.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Дегтярёв, Кирилл Евгеньевич, Москва

1. Авдеев A.B., Азбель К.А., Борукаева М.Р. и др. О важнейшем маркере позднего докембрия Казахстана и Северного Кыргызстана // Докембрий в фанерозойских складчатых областях. СПб: Наука, 1992. С. 119-129.

2. Азербаев H.A. Литолого-фациальные особенности отложений нижнего-среднего кембрия, зональность и этапность развития Шынгыз-Тарбагатайской островной дуги // Известия HAH PK. Сер. геол., № 1. С. 5-16.

3. Алексеев Д.В. Тектоника Малого Каратау: Автореф. дис. . канд. геол.-минерал, наук. М., 1992. 22 с.

4. Алексеев Д.В., Колесников Е.М., Смоляр М.И., Соколов С.Ю. Новые данные о возрасте гранитоидов хребта Малый Каратау (Южный Казахстан) по результатам K-Ar и Rb-Sr датирования // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геол., 1993. № 1. С. 73-76.

5. Арт Д.Г. Некоторые элементы-примеси в трондьемитах — их значение для выяснения генезиса магмы и палеотектонических условий // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир, 1983. С. 99-105.

6. Афимова З.И., Дворова A.B., Куренков С.А., Рубцов В.И. Офиолиты Байсабинского массива их значение в реконструкции палеоокеанических структур (Северный Тянь-Шань) // Доклады академии наук, 1996. Т. 351. № 1. С. 81-84.

7. Ахмеджанов М.А., Абдуллаев Р.Н., Борисов О.М. Нижний палеозой Срединного и Южного Тянь-Шаня. Ташкент: Фан, 1979. 152 с.

8. Бакиров А.Б., Нурманбетов КН. О двух типах разрезов палеозоя в бассейне р. Чон-Кемин // Тектоника западных районов Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1964 С.3-13.

9. Бандалетов С.М. Силур Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1969. 149 с.

10. Баркер Ф. Трондьемит: определение, геологическая обстановка и гипотезы образования // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир, 1983. С. 9-18.

11. Беляев O.E., Бшенко Е.А., Ушатинская Г.Т., Филатов А.Ю. Силур Северного Предчингизья // Вестн. МГУ. Сер. 4, Геология. 1989. № 1. С.78-83.

12. Богданов A.A. Основные черты палеозойской структуры Центрального Казахстана // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1959. Т. 34. Вып. 1. С. 3-38.

13. Богданов A.A. Тектоническое районирование палеозоид Центрального Казахстана и Тянь-Шаня. Ст. 1. Строение Казахстанского срединного массива // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1965. Т. 70. Вып. 5. С. 40-68.

14. Богданов A.A. Тектоническое районирование палеозоид Центрального Казахстана и Тянь-Шаня. Ст. 1. Варисцийские складчатые системы // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1965. Т. 70. Вып. 6. С. 8-38.

15. Борисенок В.И. Особенности покровно-складчатой структуры и металлогении кембрийских толщ севера Центрального Казахстана // Проблемы геологии и металлогении Центрального Казахстана. М.: Наука, 1993. С. 41—47.

16. Борисенок В.И. Стратиграфия раннегеосинклинальных комплексов Ишкеольмесского антиклинория // Геология раннегеосинклинальных комплексов Центрального Казахстана. М.: Изд-во МГУ, 1985. С. 132-164.

17. Борисова Е.Ю., Бибикова Е.В., Добрженецкая Л.Ф., Макаров В.А. Геохронологическое изучение цирконов гранитогнейсов Кокчетавского алмазоносного района // Доклады академии наук, 1995. Т. 343. № 6. С. 801-805.

18. Буртман B.C. Тянь-Шань и Высокая Азия: Тектоника и геодинамика в палеозое. М.:ГЕОС, 2006. 216 с.

19. Великовская Э.М., Новикова М.З. Субвулканические образования центральной части Степнякского синклинория (Северный Казахстан) // Вест. МГУ. Сер. Геология, 1972. № 4. С. 27-34

20. Геологическая карта Казахской ССР. Масштаб 1:500000. Восточно-Казахстанская серия. Объяснительная записка. Алма-Ата: Мингео СССР, 1979. 184 с.

21. Геологическая карта Казахской ССР. Масштаб 1:500000. Серия Центрально-Казахстанская. Объяснительная записка. Алма-Ата: Мингео СССР, 1981. 326 с.

22. Геологическая карта Казахской ССР. Масштаб 1:500000. Серия Южноказахстанская серия.

23. Геология Северного Казахстана (стратиграфия). Алма-Ата: Наука, 1987. 224 с. Геология СССР. T. XL: Южный Казахстан. Кн. 1: Геологическое описание. М.: Недра, 1971. 536 с.

24. Геология СССР. T. XX: Центральный Казахстан. Кн. 1: Геологическое описание. М.: Недра, 1972. 532 с.

25. Геология Чингизской геоантиклинорной зоны (Центральный Казахстан). Алма-Ата: Наука, 1962. 168 с.

26. Гесъ M Д. Террейновая структура и геодинамическая эволюция каледонид Тянь-Шаня.

27. Бишкек: Ин-т геологии HAH KP, 2008. 159 с. Гесъ М.Д., Королев ВТ. Серпентинитовый меланж в Северном Тянь-Шане (Северное

28. Присонкулье) // ДАН СССР, 1979. Т.248. № 3. С. 675-677. Голубев В.Н., Чернышев И.В., Агапова A.A., и др. Геохронологическое изучение уранинитов по индивидуальным зернам // Масс-спектрометрия и изотопная геология. М.: Наука. 1983. С.74-89

29. Гришина Т.С., Кленина JI.H. Среднекембрийские микрофоссилии (акритархи) хребта Чингиз // Биостратиграфия и палеонтология нижнего среднего кембрия Северной Азии. М.: Наука, 1983. С. 150-158

30. КазССР. Сер. геол., 1979. № 1. С. 43-46. Данилов Ю.С., Панкратова H.JI. Докембрийские циркон-рутиловые россыпи Кокчетавского антиклинория (Северный Казахстан) // Известия АН КазССР. Сер. геол., 1965. № 1. С. 2134.

31. Двойченко H.К., Абаимова Г.П. Конодонты и биостратиграфия вулканогенно-кремнистых толщ нижнего палеозоя Центрального Казахстана // Микрофауна и биостратиграфия фанерозоя Сибири и смежных регионов. Новосибирск: ИГГ СО АН СССР, 1987. С. 160178.

32. Дегтярев К.Е. Два типа раннепалеозойских островодужных систем Центрального Казахстана // Доклады академии наук, 1993. Т. 331. № 1. С. 74-77.

33. Дегтярев К.Е. Положение Актау-Джунгарского микроконтинента в структуре палеозоид Центрального Казахстана // Геотектоника, 2003. № 4. С. 14-34.

34. Дегтярев К.Е. Тектоническая эволюция раннепалеозойской активной окраины в Казахстане. М.: Наука, 1999. 123 с.

35. Дегтярев К.Е., Дубинина C.B., 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.

36. 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.

37. Дегтярев К.Е., Рязанцев A.B. Кембрийская коллизия дуга-континент и геодинамика палеозоид Казахстана // Проблемы тектоники Центральной Азии. М: ГЕОС, 2005. С.61-126.

38. Дегтярев К.Е., Рязанцев A.B. Модель кембрийской коллизии дуга-континент для палеозоид Казахстана // Геотектоника, 2007, № 1, с. 71-96

39. Дегтярев К.Е., Рязанцев A.B. Проблемы геологии орогенного силура и структуры с непрерывными разрезами в каледонидах Казахстана // Проблемы геологии и металлогении Центрального Казахстана. М.: Наука, 1993. С. 64-82.

40. Дегтярев К.Е., Рязанцев A.B. Раннепалеозойские расслоенные массивы субщелочных габброидов и их место в структурно-формационной зональности каледонид Казахстана // Проблемы геологии и металлогении Центрального Казахстана. М.: Наука, 1993. С. 57-64.

41. Дегтярев К.Е., Рязанцев A.B., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Анисшюва КВ., Яковлева С.З. Раннекембрийские офиолиты Бощекульской зоны (Центральный Казахстан): строение разрезов и обоснование возраста // Доклады академии наук, 2009 (в печати)

42. Дегтярев К.Е., Сережникова Е.А., Дубиннина C.B. Древнейшие олистостромы Центрального Казахстана // Доклады академии наук, 1995. Т. 340. № 2. С. 206-211.

43. Дегтярев К.Е., Ступак А.Ф., Якубчук A.C. Девонские офиолиты Джунгарского Алатау (Южный Казахстан) // Доклады академии наук, 1993. Т.ЗЗЗ. №1. С. 63-65.

44. Дегтярев К.Е., Шатагин КН., Лучицкая М.В. Палеозойские гранитоиды хребта Чингиз (Восточный Казахстан): основные этапы формирования, особенности состава, природа источника // Геохимия, 2005. № 9. С. 990-1006.

45. Дегтярев 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.

46. Демина Л.И., Ломизе М.Г., Авдонин A.B. Геодинамические характеристики перидотитов Присонгкелья (Северный Тянь-Шань)// Вестник МГУ. Сер. 4 геол. 1995. №1. С. 91-99.

47. Диденко А.Н., Морозов O.JI. Геология и палеомагнетизм средне-верхнепалеозойских пород Саурского хребта (Восточный Казахстан) // Геотектоника, 1999. № 4. С. 64-80.

48. Добрецов Н.Л., Буслов М.М., Жимулев Ф.И. Кембро-ордовикская тектоническая эвлолюция Кокчетавского метаморфического пояса (Северный Казахстан) // Геология и геофизика, 2005. Т. 46. № 8. С. 806-816.

49. Добрецов Н.Л., Буслов М.М., Рубатто Д., Сафонова И.Ю. Шалкарский офиолитовый комплекс (Северный Казахстан): структурное положение, возраст и генезис // Геология и геофизика, 2006. Т. 47. № 4. С. 475-484.

50. Другова Г.М., Пряткина Л.А. Эволюция метаморфизма зерендинской серии Кокчетавского массива // Изв. АН Каз. ССР. Сер. геол., 1974. № 5. С. 1-10.

51. Дубинина C.B., Орлова А.Р., Курковская JI.A. Совместные находки конодонтов и граптолитов в кремнисто-терригенных толщах нижнего ордовика Северной Бетпакдалы (Казахстан) // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1996. Т. 71. Вып. 5. С. 44-50.

52. Еганов Э.А., Советов Ю.К. Каратау модель региона фосфоритонакопления. Новосибирск: Наука, 1979. 190 с.

53. Ергалиев Г.Х., Мясников А.К., Никитин И.Ф. Полянский Н.В., Сергеева Л.В., Сергиева М.Н., Салъменова Л.Т., Утегулов М.Т., Цай Д.Т., Шужанов В.М. Новые данные по палеозою Семипалатинского полигона // Геология Казахстана. 1998. № 4. С. 11-32.

54. Ермолов П.В., Изох А.Э. Петрология магматических пород Машанской вулканической структуры // Изв. АН КазССР. Сер. геол., 1976. № 4. С. 75-81.

55. Жаутиков Т.М., КленинаЛ.Н., Журавлева И.Т., Родионов С.С. Новые данные об археоциатах нижнего кембрия хребта Чингиз // Стратиграфия и палеонтология нижнего и среднего кембрия СССР. Новосибирск: Наука, 1976. С. 127-141.

56. Жаутиков Т.М., Полянский Н.В., Лебедь Н.И. Стратиграфия верхнеордовикских и нижнесилурийских отложений Акбастау-Космурунского рудного поля // Вопросы геологии и металлогении Восточного Казахстана. Алма-Ата, 1971. С. 58-69.

57. Жилкайдаров A.M., Ергалиев Г.Х. Кремнистые толщи Семипалатинского полигона // Геология Казахстана. 1999. № 3. С. 12-18.

58. Журавлев Б.Я., Беляев O.E., Бшенко Е.А., Юрина А.Л. Континентальные толщи нижнего и среднего девона Предчингизья // Вестн. МГУ. Сер. Геол., 1989. № 3. С. 83-87.

59. Журавлев Б.Я., Успенский Е.П. Строение и особенности формирования Кайнарской мульды (хребет Чингиз, Центральный Казахстан) // Вопросы геологии Центрального Казахстана. М.: Изд-во МГУ, 1971. С. 553-561.

60. Зайцев Ю.А. Эволюция геосинклиналей (овальный концентрически-зональный тип). М.: Недра, 1984. 208 с.

61. Звонцов B.C. Александровское полиметаллическое месторождение на северо-востоке Центрального Казахстана (геология, оруденение, некоторые вопросы генезиса) // Изв. АН КазССР. Сер. геол., 1990. № 2. С. 21-35.

62. Звотрв B.C., Фрид Н.М. Ранний палеозой Северо-восточного Предчигизья и Западного Тарбагатая // Изв. АН КазССР. Сер. геол., 1991. № 4. С. 23-42.

63. Зима М.Б., Максумова P.A. Ордовик хребта Кара-Джорго (Северный Тянь-Шань) // Известия АН СССР. Сер.геол., 1990. №2. С. 74-81.

64. Иванов O.K. Концентрически-зональные пироксенит-дунитовые массивы Урала. Екатеринбург: Изд-во Урал, ун-та, 1997. 488 с.

65. Ившин Н.К. Биостратиграфия и трилобиты нижнего кембрия Центрального Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1978. 110 с.

66. Кабанов Ю.Ф., Вишневский Л.Е., Воронцова Т.Н., Щеголева Л.А. Среднепалеозойско-раннемезозойский Тениз-Балхашский рифтовый пояс (Центральный Казахстан) //

67. Проблемы геологии и металлогении Центрального Казахстана. М.: Наука, 1993. С. 127— 147.

68. Каипов А.Д., Каюпов А.К. Ордовикский вулканизм и медно-колчеданное оруденение Акбастау-Космурунского рудного поля. Алма-Ата: Наука, 1971. 265с.

69. Каталог определений возраста горных пород СССР радиологическими методами. Восточный Казахстан. М., 1970. 596 с.

70. Киселев В.В., Апсгяров Ф.Х. Новые данные по стратиграфии нижнего палеозоя хребта Каракатты //Каледониды Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1987. С. 65-80.

71. Кленина Л.Н., Никитин И.Ф., Попов Л.Е. Брахиоподы и биостратиграфия среднего и верхнего ордовика хребта Чингиз. Алма-Ата: Наука, 1984. 196 с.

72. Клишевич В.И., Семилеткин С.А. Терригенно-карбонатные комплексы нижнего палеозоя западной части Северного, и Среднего Тянь-Шаня // Бюлл. МОИП. Отд. геол., 1995. Т. 70. № 2. С. 59-75

73. Коваленко В.И., Ярмолюк В.В., Владыкин Н.В. и др. Эпохи формирования, геодинамическое положение и источники редкометального магматизма Центральной Азии // Петрология. 2002. Т. 10. № 3. С.227-253.

74. Конева С.П. Стенотекоиды и беззамковые брахиоподы нижнего и низов среднего кембрия Центрального Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1979. 124 с.

75. Konn M.JI. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе. М.: Научный мир, 1997. 314 с.

76. Копяткевич P.A., Цай Д.Т. О возрасте вулканогенно-яшмовой толщи Степнякского мегасинклинория // Информационный сборник научно-исследовательских работ Института геологических наук 1973 г. Алма-Ата: ИГН АН Каз ССР, 1974. С. 194-196.

77. Коренная и россыпная алмазоносность Северного Казахстана. М: ЦНИГРИ, 1992. 168 с.

78. Коробкин В.В.,Смирнов A.B. Палеозойская тектоника и геодинамика вулканических дуг Северного Казахстана // Геология и геофизика, 2006. Т. 47. № 4. С.462-474.

79. Кузнецов И.Е., Якубчук A.C., Новикова М.З. Офиолиты района Толпак (северо-восток Центрального Казахстана) // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1990. Т. 65, вып. 65. С. 86-100.

80. Курчавое A.M. Геохимические особенности палеозойских игнимбритов Центрального Казахстана и их петрогенетическое значение // Петрология, 2008. Т. 16. № 6. С. 657-672.

81. Лаврова Л.Д., Печников В.А., Плешаков A.M., Надеждина Е.Д., Шуколюков Ю.А. Новый генетический тип алмазных месторождений. М.: Научный мир, 1999. 228 с.

82. Летников Ф.А., Ватанабе Т., Котов A.B., Йокаяма К., Зырянов A.C., Ковач В.П., Гладкочуб Д.П. К вопросу о возрасте метаморфических пород Кокчетвской глыбы (Северный Казахстан) // Доклады академии наук, 2001. Т. 381. № 4. С. 518-521.

83. Летников Ф.А., Костицын Ю.А., Владыкин Н.В., Заячковский A.A., Мишина Е.И. Изотопные характеристики красномайского комплекса ультраосновных щелочных пород (Северный Казахстан) // Доклады академии наук, 2004. Т. 399. № 6. С. 810-814.

84. Летников Ф.А., Котов A.B., Сальникова Е.Б., Шершакова М.М., Шершаков A.B., Ризванова Н.Г., Макеев А.Ф. Гранодиориты гренвильского этапа на Кокчетавской глыбе (Северный Казахстан) // Доклады академии наук, 2007. Т. 417. № 4. С. 221-224.

85. Летников Ф.А., Котов A.B., Сальникова Е.Б., Шершакова М.М., Шершаков A.B., Яковлева С.З., Анисимова И.В., Федосеенко A.M. О возрасте Степнякского массива и связанного с ним оруденения // Доклады академии наук, 2008. Т. 422. № 5. С. 652-654.

86. Лялин Ю. И., Миллер Е.Е., Никитина Л.Г. Вулканогенные формации Чингизского геоантиклинория (Центральный Казахстан). Алма-Ата: Наука, 1964. 168 с.

87. Ляпичев Г.Ф. Интрузивные комплексы допалеозоя и кембрия Бощекульского района (северовосточный Казахстан). Алма-Ата: Изд-во АН КазССР, 1955. 136 с.

88. Магматизм Северного Казахстана. Алма-Ата: Наука. 1988. 168 с.

89. Магматические комплексы Казахстана. Кокчетав-Северо-Тянь-Шаньская складчатая система. Алма-Ата: Наука. 1982. 236 с.

90. Магматические комплексы Казахстана. Чингиз-Тарбагатайская складчатая система. Алма-Ата: Наука, 1982. 168 с.

91. Магретова Л.И. Нижнепалеозойские магматические комплексы северной части Ерментауского и Бозшакольского антиклинория (северо-восток Центрального Казахстана) // Известия HAH PK. Сер. геол., 2003 № 1. С. 32-51.

92. Максумова P.A. Фациально-генетический анализ раннегеосинклинальных дофлишевых комплексов каледонид Северного Тянь-Шаня // Литология и полезные ископаемые, 1987. №4. С. 71-87.

93. Мамбетов A.M. К стратиграфии сандалашской свиты Срединного Тянь-Шаня // Новые данные по биостратиграфии докембрия и палеозоя Кыргызстана. Бишкек: Илим, 1993. С. 41-55.

94. Мамбетов A.M., Иманалиев Ч.И. К вопросу палеонтологической характеристики аксуйской свиты кембрия верховьев р. Чаткал (Срединный Тянь-Шань) // Изв. АН КиргССР. 1981. №6. С. 10-15.

95. Миколайчук A.B., Куренков С.А., Дегтярев К.Е., Рубцов В.И. Основные этапы геодинамической эволюции Северного Тянь-Шаня в позднем докембрии-раннем палеозое // Геотектоника, 19976, № 6. С. 16-34.

96. Миколайчук A.B., Мамбетов A.M. Отложения нижнего палеозоя в структуре хребта Капка-Таш // Геология и геофизика, 1998. Т. 39. № 5. С. 575-584.

97. Миколайчук A.B., Мамбетов A.M., Мисюс П.П. К вопросу о стратиграфическом объеме и возрасте капкатасской серии (нижний кембрий) Северного Тянь-Шаня // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 1997а. Т. 5. № 1. С. 79-85.

98. Минервин О.В., Бабичев Е.А., Розен О.М. Доордовикские кремнисто-вулканогенные отложения Кокчетавского массива и его южного обрамления // Вопросы геологии Центрального Казахстана. М.: Изд-во МГУ, 1971. С. 214-224.

99. Минервин О.В., Бабичев Е.А., Тенякова Р.Г. Краткий очерк стратиграфии ордовика северозападной части Центрального Казахстана // Допалеозой и палеозой Казахстана. Т. 1: Стратиграфия допалезоя, кембрия, ордовика и силура. Алма-Ата: Наука, 1974. С. 191206.

100. Митрофанова К.В., Васильев Д.Г., Клишевич В.Л., Квятковский А.Р. Ранне-геосинклинальные вулканогенные серии Киргизского хребта // Советская геология, 1983. № 8. С. 95-103.

101. Моссаковский A.A., Руженцев C.B., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамичекая эволюция и история формирования // Геотектоника, 1993. № 6. С. 3-32.

102. Назаров Б.Б., Попов Л.Е. Стратиграфия и фауна кремнисто-карбонатных толщ ордовика Казахстана (радиолярии и беззамковые брахиоподы). М.: Наука, 1980. 190 с.

103. Недовизин A.A. К стратиграфии акжальской свиты Чу-Илийских гор // Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1961. Вып. 2 (43). С. 26-34.

104. Никитин И.Ф. Ордовик Казахстана. Ч. I. Стратиграфия. Алма-Ата: Наука. 1972. 244 с.

105. Никитин И.Ф. Ордовикские кремнистые и кремнисто-базальтовые комплексы Казахстана // Геология и геофизика. 2002. Т. 43, № 6. С. 512-527.

106. Никитин И.Ф. Ордовикские кремнистые и кремнисто-базальтовые комплексы Казахстана // Геология и геофизика, 2002. Т. 43. № 6. С. 512-527.

107. Никитин И.Ф., Гридина Н.М., Жилкайдаров A.M., Степанец В.Г. О возрасте кувской свиты и районирование ордовикских отложений Западного Предчингизья // Геология Казахстана, 1995. №2. С. 32-41.

108. Никитин И.Ф., Жилкайдаров A.M., Фрид Н.М. Ордовикский кремнисто-базальтовый комплекс юго-западного Предчингизья // Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1992. № 4. С. 57-70.

109. Никитин И.Ф., Цай Д.Т., Шлыгин А.Е., Никитина О.И. Рудовмещающие толщи Коксу-Текелийского рудного района // Отечественная геология. 1993. № 10. С. 33-41.

110. Никитина Л.Г. Геологическое строение девонского вулканического аппарата в горах Машан на Чингизе (Центральный Казахстан) // Известия АН КазССР. Сер. геол., 1959. Вып. 3. С. 7-40.

111. Никитина О.И. Новые данные по стратиграфии и брахиоподовым комплексам терминального ордовика Юго-Западного Предчингизья // Известия HAH PK. Сер. геол., 2005. № 5. С. 14-30.

112. Никитина О.И, Толмачева Т.Ю., Рязанцев A.B. Стратиграфия, районирование и основные типы палеобассейнов ордовика Северной Бетпак-Далы (Центральный Казахстан) // Известия HAH PK. Сер. геол., 2008. № 6. С. 8-23.

113. Новикова М.З. Эволюция раинепалеозойского геосинклинального вулканизма Степнякского синклинория (Северный Казахстан). Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. М.: Изд-во МГУ, 1975.29 с.

114. Новикова М.З. Эволюция состава нижнепалеозойских базальтов Степнякского синклинория (Северный Казахстан) // Вестн. МГУ. Сер. Геология, 1974. № 6. С. 90-93.

115. Офиолиты. Алма-Ата: Наука, 1981. 180 с.

116. Петрография Центрального Казахстана. М.: Недра. 1971. 360 с.

117. Полянский Н.В. О структуре и эволюции земной коры Восточного Казахстана // Геология Казахстана, 1999. № 4. С. 12-23.

118. Ранний докембрий Центрально-Азиатского складчатого пояса. С.-Петербург: Наука. 1993. 270 с.

119. Ревердатто В.В., Селятицкий А.Ю. Оливин-гранатовые, оливин-шпнелевые и ортопироксеновые метаморфические породы Кокчетавского массива, Северный Казахстан // Петрология, 2005. Т. 13. № 6. С. 564-591.

120. Решения III Казахстанского стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою. Ч. I: Докембрий и палеозой. Алма-Ата: ИГН им. Сатпаева, 1991. 148 с.

121. Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем). М.: Научный мир, 2001. 188 с.

122. Рязануев A.B. Структурная зональность нижнепалеозойских комплексов в Бощекульской островодужной системе на северо-востоке Центрального Казахстана // Очерки по региональной тектонике. Т. 2: Казахстан, Тянь-Шань, Полярный Урал. М.: Наука, 2005. С. 5-39.

123. Савельева Г.Н., üepifee А.Н., Астраханцев О.В., Денисова Е.А., Будъе Ф., Бош Д., Пучкова

124. A.B. Структура и динамика становления плутона Кытлым на Северном Урале // Геотектоника, 1999. № 2. С. 36-60.

125. Сакиев КС. Петрология пород офиолитов Кара-Арчинской зоны Северного Тянь-Шаня.

126. Бишкек: Илим, 1991. 184 с. Самыгин С.Г. Каледонские шарьяжи хребта Чингиз (Восточный Казахстан) // Докл. АН

127. B.А. Варисская трансформная зона Джунгарии: опыт выделения // Тектонические и геодинамические феномены. М.: Наука, 1997. С. 196-219.

128. Сигачева H.H. Геология метаморфических комплексов Спасского антиклинория варисцид

129. Спиридонов Э.М. Каледонские магматические комплексы и некоторые аспекты эволюции земной коры и металлогения Северного Казахстана // Магматизм и рудоностность Казахстана. Алма-Ата: Гылым, 1991. С. 114-122

130. Спиридонов Э.М. Новые данные о раннем докембрии Ишкеольмесского антиклинория в Северном Казахстане //ДАН СССР, 1982. Т. 267. № 4. С. 920-925.

131. Спиридонов Э.М. О толщах кварцитов среднего и верхнего рифея Северного Казахстана // Бюлл. МОИП. Отд. Геол., 1987. Т. 62. Вып. 2. С. 71-77.

132. Степаненко А.Ф. Новые данные о докембрийских (синийских) и нижнепалеозойских отложениях западной части Киргизского хребта (Северный Тянь-Шань) // Известия АН СССР. Сер. геол., 1959. № 9. С. 66-79.

133. Степанец В.Г. Петрология и геологическая позиция офиолитов Северо-востока Центрального Казахстана: Автореф. канд. геол.-мин. наук. Алма-Ата, 1992. 20 с.

134. Степанец В.Г., Гридина Н.М., Коник В.Е. Верхнеордовикские олистостромы и стратиграфия вулканогенно-кремнистых комплексов гор Агырек и Косгомбай (Центральный Казахстан) // Геология Казахстана. 1998. № 1. С. 12—23.

135. Стецюра М.М. Кембрийский вулканизм Шынгыз-Тарбагатайской складчатой системы. Алма-Ата: ИГН им. К.И. Сатпаева, 2007. 27 с.

136. Стратифицированные и интрузивные образования Киргизии. Фрунзе: Илим, 1982. Т. 1. 357 с; Т.2. 245 с.

137. Султанбекова Ж.С. Ругозы и биостратиграфия верхнего ордовика и нижнего силура (Чингиз-Трабагатайский район). Алма-Ата: Наука, 1986.***с.

138. Тевелев A.B. Средне-позднепалеозойское развитие Урало-Казахстанской складчатой системы. Автореф. Докт. геол.-мин. наук. М: Геол. ф-т МГУ, 2003. 50 с.

139. Тевелев A.B., Бесстрашное В.М., Герасимова H.A., Минервин О.В., Новикова М.З. Стратиграфия среднего палеозоя Жаман-Сарыйсуйского мегаблока (Центральный Казахстан) // Бюлл. МОИП. Отд. Геол., 2003. Т. 78. Вып. 2. С. 25-39.

140. Тектоника и глубинное строение Северного Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1988. 192 с.

141. Тенякова Р.Г., Калинин И.Ф. О стратиграфии нижнеордовикских отложений Кендыктинского синклинория (северо-восток Центрального Казахстана) // Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1980. №6. С. 18-24.

142. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В., Розен О.М., Поляков A.JI. О гренвильской фазе магматизма в Северном Казахстане//Геохимия, 1970. № 1. С. 112-116.

143. Филатова Л.И. Стратиграфия и историко-геологический (формационный) анализ метаморфических толщ докембрия Центрального Казахстана. М.: Недра, 1983. 160 с.

144. Филатова Л.И., Гвоздик Н.И., Зубаткина Г.М. К стратиграфии протерозоя Центрального Казахстана // Геология и полезные ископаемые Центрального Казахстана. М.: Наука, 1988. С. 15-29.

145. Филиппович И.З., Великовская Э.М. Девонский орогенный магматизм Степнякского синклинория (Северный Казахстан) // Советская геология, 1973. № 6. С. 144-148.

146. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с.

147. Херманн Дж., Рубатто Д., Корсаков A.B., Шацкий B.C. Возраст метаморфизма алмазоносных пород: U-Pb SHRIMP изотопное датирование цирконов Кокчетавского массива // Геология и геофизика, 2006. Т. 47. № 4. С.513-520.

148. Христов С.Е., Чернышук В.П. Стратиграфия и структурные элементы нижнепалеозойских отложений западной части Джумгальского хребта (Северный Тянь-Шань) // Каледониды Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1987. С. 79-92.

149. Хромых Б.Ф. Геологическое строение и развитие каледонид Бощекульского района (Центральный Казахстан). Автореф. канд. геол.-мин. наук. Алма-Ата: ИГН АН КазССР, 1988. 22 с.

150. Хромых Б.Ф. Новые данные о венд-раннепалеозойском развитии и металогении Бощекульского рудного района // Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1986. № 6. С. 20-34.

151. Хромых Б.Ф., Хромых Л.С. Довендские метаморфические толщи и интрузии Бозшакольского антиклинория//Там же. 1986. № 1.С. 11-18.

152. Цай Д.Т., Никитин И.Ф., Аполлонов М.К. Попов Л.Е., Толмачева Т.Ю. О возрасте вулканогенно-кремнистых толщ Кокшетауского и Шатского массивов и их обрамления // Геология Казахстана, 2001. № 2. С. 4-12.

153. Читалин А.Ф. К стратиграфии ордовика Спасского аитиклииория (Центральный Казахстан) // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1989. Т.64. Вып. 2. С. 55-63.

154. Читалин А.Ф. Поздневарисцийская сдвиговая тектоника Центрального Казахстана // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геол., 1991. № 5 С. 13-22.

155. Читалин А.Ф. Строение и происхождение складко-покровов Спасского надвигового пояса // Геология и полезные ископаемые Центрального Казахстана. М.: Наука, 1988. С. 113-133

156. Чу-Илийский рудный пояс: Геология Чу-Илийского региона. Алма-Ата: Наука, 1980. 504 с.

157. Шарданова Т.А., Минервин О.В., Спиридонов Э.М. Новые данные о строении нижнеордовикских отложений восточной части Степнякского синклинория (Северный Казахстан) // Бюлл. МОИП. Отд. Геол., 1984. Т. 59. Вып. 5. С. 54-63.

158. Шатагин КН. Возраст и происхождение гранитоидов Зерендинского батолита в Северном Казахстане по результатам Rb-Sr изотопного исследования // Доклады академии наук, 1994. Т.336. №5. С. 674-676

159. Шатагин КН. Нарушение замкнутости Rb-Sr изотопной системы полевых шпатов в гранитах Золотоношского массива (Северный Казахстан) как свидетельство низкотемпературного преобразования // Доклады академии наук, 1995. Т.344. №1. С. 106109

160. 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.

161. Шаг(кий B.C., Ягоуц Э., Козъменко O.A., Блинчик Т.М., Соболев Н.В. Возраст и происхождение эклогитов Кокчетавского массива (Северный Казахстан) // Геология и геофизика. 1993. №12. С.47-58

162. Щебуняев М.П. Геологические условия локализации колчеданного оруденения в Майкаинском рудном районе (Центральный Казахстан). Автореф. канд. геол.-мин наук. М.: Изд-во МГУ, 1983. 20 с.

163. Якубчук А.С. Тектоническая позиция и полезные ископаемые офиолитов (на примере Центрального Казахстана). М., 1991. 58 с.

164. 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.

165. Якубчук А.С., Степанец В.Г. Новикова М.З., JI.A. Курковская, Н.А. Герасимова, И.Е. Кузнецов О выявлении осевой палеоспрединговой зоны в ордовикских офиолитах Центрального Казахстана//ДАН СССР, 1989. Т.307. № 5. С. 1198-1202.

166. Якубчук А.С., Степанец В.Г., JI.JI. Герман Рои пластинчатых даек, субпараллельных расслоенности в офиолитовых массивах, свидетели спрединга // ДАН СССР, 1988. Т. 298. №5 С. 1193-1197.

167. Якубчук А.С.,Читалин А.Ф., Барабошкин Е.Ю. Варисцийская тектоника Тектурмасской офиолитовой зоны (Центральный Казахстан) // Геотектоника, 1989. № 5. С.61-70.

168. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И, Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика//Геотектоника. 2000. № 5. С. 3-29.

169. Ященко Н.Я., Файзулин Э.С. Вулканогенный ордовик Александровских колчеданно-полиметаллических месторождений // Изв. АН КазССР. Сер. геол., 1976. № 5 С. 31-41.

170. Abrajevich A., Van der Voo R., Levashova N.M., Bazhenov M.L., McCausland P.J.A. The role of the Kazakhstan orocline in the late Paleozoic amalgamation of Eurasia //Tectonophysics, 2008. V. 455. P. 61-76.

171. Athernon M.R, Pettford N. Generation of sodium-rich magmas from newly underplated basaltic crust//Nature, 1993. V. 362. P. 144-146.

172. Chitalin A.F. Variscian Structural Evolution of Central Kazakhstan // Cranite-Related Ore Deposit of Central Kazakhstan and Adjacent Areas. St. Peterburg: Glagol Publishing House, 1996. P. 93-102

173. Claoue-Long J.C., Sobolev N.V., Shatsky V.S., Sobolev A.V. Zircon response to diamond-pressure metemorphism in the Kokchetav massif, USSR// Geology. 1991. V.19. N.7. P.710-713.

174. Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere //Nature, 1990. V. 87. P. 662-665.

175. Dobrzhinetskaya L.F., Braun T.V., Sheshel G.G., Podkuiko Y.A. Geology and structure of diamond-bearing rocs of the Kokchetav massif (Kazakhstan) // Tectonophysics, 1994. V. 233. P. 293313.

176. Drummond M.S., Defant M.J., Kepezhinskas P.K. Petrogenesis of slab-derived trondhjemite-tonalite-dacite/adakite magmas // Trans. Roy. Soc. Edinburgh. Earth Sciences. 1996. V. 87. P. 205-215.

177. Hacker B.R., Calvert A., Zhang R.Y. et al. Ultrarapid exhumation of ultrahigh-pressure metasedimentary rocks of rhe Kokchetav Massif, Kazakhstan? // Lithos. 2003. Vol. 70. P. 61— 75.

178. Heinhorst J., Lehmann B., Ermolov P., Serykh V., Zhiirutin S. Palepzoic crustal growth and metallogeny Central Asia; evidence from magmatic-hydrotermal ore system of Central Kazakhstan//Tectonophysics, 2000. V. 328. P. 69-87.

179. Hochstaendler A., Gill J.B., Taylor B., Ishizuka O., Yuasa M., Morita S. Across-arc geochemical trends in the Izu-Bonin arc: constraints on source composition and mantle melting // J. Geophys. Res., 2000. V. 105. P. 495-512.

180. Maruyama S., Parcinson C.D. Overview of the geology, petrology and tectonic framework of the HP-UHP metamorphic belt of the Kokchetav massif, Kazakhstan // The Island Arc, 2000. № 9. P. 439-455.

181. Ogg. J.G., Ogg G., Gradstein F. The concise Geologic Time Scale. New York. Cambridge Univercity Press. 2008. 177 p.

182. Pearce J.A., Harris N.B. W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonicinterpretation of granitic rocks I I J. Petrol. 1984. Vol. 25. N. 4. P. 956-983.

183. Ragozin A.L., LiouJ.G., Shatsky VS., Sobolev N.V. The timing of partial melting and UHP metamorphism in the Kumdy-Kol region (Kokchetav massif, Northern Kazakhstan) // Mitt. Osterr. Ges., 2005. 150

184. Shatsky V.S., Jagoutz E., Sobolev N.V. et al. Geochemistry and age of ultrahigh-pressure metamorphic rocks from the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan) // Contr. Miner. Petrol., 1999. V. 137. P. 185-205.

185. Taylor B. Rifting and volcanic-tectonic evolution of the Izu-Bonin-Mariana Arc // Proc. ODP Sci. Result, 1992. V. 126. P. 627-652.

186. Tolmacheva T.Ju., 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.

187. Tolmacheva T.J.; Degtyarev K.E., Ryazantsev A. V., Nikitina O.I. Conodonts from Upper Ordovition Siliceous Rocks of Central Kazakhstan // Paleontological Journal, 2009. V. 43. № 11. P. 1-15.

188. Wolge B et al. Tonalite-trondhjemite-granite genesis by partial melting of newly underplated basaltic crust: An example from the Neoproterozoic Birbir magmatic arc, western Ethiopia // Precambrian Res., 1996. V. 76. P. 3-14.

Информация о работе

Дегтярёв, Кирилл Евгеньевич
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2010
ВАК 25.00.01

Диссертация

Каледониды Казахстана и Северного Тянь-Шаня - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы