Эта система занимает осевое положение в Урало-Охотском поясе; с ее отмиранием в самом конце палеозоя прекратил существование Палеоазиатский океан, за исключением своих крайних северо-западного и восточного отрезков. На территории России и Казахстана система известна как Обь- или Иртыш-Зайсанская, на территории Китая (Внутренней Монголии) и Монголии - как Южно-Монгольская. На севере продолжение системы уходит под чехол Западно-Сибирской ме-гасинеклизы, прослеживаясь, по данным бурения и геофизики, в бассейне Оби до широты Норильска. Система хорошо обнажена в Восточном Казахстане в бассейне Иртыша и оз. Зайсан, где она имеет северо-западное простирание и четко ограничена разломами, отделяющими ее на юго-западе отЧингиз-Тарбагатайской зоны Центрального Казахстана, а на северо-западе от Рудного Алтая. В этих границах данная система расчленяется на три зоны. Краевое положение на юго-западе занимаетЖарма-Саурская зона, которая, подобно Рудному Алтаю, представляет живетско-визейский вулка-но-плутонический пояс, несогласно наложенный на каледонское основание, продолжающееся со стороны Чингиз-Тарбагатая. На рубеже раннего и среднего карбона («саурская» фаза) зона испытала поднятие, была деформирована и подверглась внедрению гранитоидов.
На противоположной стороне Иртыш-Зайсанско-го сегмента протягивается Калба-Нарымская зона, прилегающая к Рудному Алтаю и представляющая аккреционную призму подножья Рудно-Алтайской вулканической дуги, сложенную интенсивно смятой тер-ригенной толщей среднего девона - нижнего карбона.
Центральное положение в структуре сегмента занимает Чарская зона, через которую и проходит главная сутура Палеоазиатского океана. Она ограничена разломами и отличается исключительно сложным строением и по-крупному представляет мегамеланж, в котором участвуют офиолиты ордовикско-раннедевон-ского возраста, олистостромы, метаморфиты высокого давления - глаукофановые сланцы, эклогиты.
Со среднего карбона, которому предшествовали основные деформации, в пределах сегмента началось накопление моласс. К юго-востоку от оз.Зайсан оно продолжалось до раннего триаса включительно; на северо-западе в поздней перми - начале триаса интенсивно проявился наземный бимодальный магматизм повышенной щелочности. На крайнем юго-востоке выше верхнепалеозойских моласс залегает угленосная формация рэт-лейаса и красноцветный мел.
К северу от широты Семипалатинска основная часть системы уходит под молодой чехол, а ее восточная часть, отвечающая Калба-Нарымской и Рудно-Алтайской зонам, после некоторого перерыва обнажается на правобережье Оби вплоть до Новосибирска и Томска (Томь-Колыванская зона), после чего окончательно исчезает под молодым чехлом.
В противоположном, юго-восточном направлении Иртыш-Зайсанская система продолжается на территории Китая, где с ней сливается продолжение джунгар-ских герцинид, а затем, после пересечения Гоби-Алтайским диагональным сдвигом, сочленяется Южно-Монгольская система, в виде полого вогнутой к югу дуги окаймляющая каледониды Центральной Монголии. В поперечном профиле этой системы С.В.Руженцевым выделено четыре зоны (рис.5-26), из которых две северные - Гоби-Алтайская и Эдрэнгинская, рассматриваются как периферические по отношению к северным
каледонидам, поскольку в первой из них выступает каледонское складчатое основание. Кроме того, в другой подзоне этой зоны обнажается и более древний, до-кембрийский фундамент и, следовательно, присутствует отторженец Центрально-Монгольского микроконтинента. Но в промежутках между этими выступами протягиваются офиолитовые сутуры, свидетельствующие о существовании бассейнов с океанской корой. Предполагается, что эти бассейны заложились в процессе рифтинга на окраине каледонского континента в раннем ордовике и просуществовали до конца силура. После их замыкания эти зоны были перекрыты шель-фовыми отложениями, превратившись в пассивную окраину возникшего в позднем силуре на месте Заал-тайской зоны более широкого, до 1500 км, океанского бассейна. Этот бассейн в силуре-девоне представлял, очевидно, продолжение осевой зоны Палеоазиатского океана; возраст офиолитов Заалтайской зоны совпадает с таковым Чарской зоны Иртыш-Зайсанского сегмента. С юга он был ограничен Южно-Гобийскиммикроконтинентом. В девоне, начиная с эмеа, литосфера Заалтайского бассейна субдуцировалась к северу и к югу, создавая краевые вулкано-плутонические пояса на его центральномонгольской и южногобийской окраинах. В самом бассейне возникли вулканические дуги со своими задуговыми, междуговыми и преддуговыми прогибами. Прогибы эти заполнялись вулканомикто-выми и граувакковыми турбидитами.
В раннем карбоне Южно-Гобийский микроконтинент, смещаясь к северу, сомкнулся с северным континентом, а Заалтайский бассейн замкнулся. Одновременно южнее Южно-Гобийского микроконтинента раскрылся новый бассейн с океанской корой - Внутренне-Монгольский, к которому теперь перешла роль осевого и вместе с тем остаточного бассейна Палеоазиатского океана.
Структура Южно-Монгольской системы отличается большой сложностью, отдельные зоны и подзоны разделены южно-вергентными надвигами, из которых наибольшее значение имеют разломы, отделяющие внешние зоны системы от каледонид и Заалтайской зоны. Вдоль последнего в 1957г. произошло крупнейшее Гоби-Алтайское землетрясение. В Заалтайской зоне надвиги переходят в тектонические покровы, подстилаемые серпентинитовым меланжем. В Южно-Гобий-ской зоне так же развиты покровы значительной амплитуды, но уже северной вергентности; в них участвует ордовик-девонский карбонатно-терригенный и вер-хнерифейско-вендский - мраморы, кварциты - чехол микроконтинента, сорванный с докембрийского фундамента.
Рубрика ‘Северная и Восточная Азия’ Category
Алтайская система - основная структура западной части Алтае-Саянской области. Она простирается в северо-западном направлении и продолжается с территории Казахстана и России на территорию Китая и Монголии, включая в России каледонский Горный и герцинский Рудный Алтай, разделенные разломом. Основная роль в сложении антиклинорных поднятий Горного и Монгольского Алтая принадлежит горноалтайской флишоидной терригенной серии верхнего кембрия - нижнего ордовика мощностью до 9 км, из-под которой местами выступают венд-нижнекембрийские офиолиты и их кремнисто-сланцевый чехол, а также метаморфиты, возможно, докембрийского возраста. Этот каледонский комплекс, интенсивно изоклинально дислоцированный, разбитый кливажем и метаморфизованный в зеленосланцевой фации, несогласно перекрыт молассами среднего ордовика- нижнего силура и нижнего-среднего девона, выполняющими наложенные мульды и грабены. В более крупном Коргонском грабене средний девон сложен вулканитами. Широко распространены позднедевонские гра-нитоиды.
Н.Л.Добрецов и Н.А.Берзин рассматривают Горный и Монгольский Алтай как довольно крупный микроконтинент, основываясь на выходах нижнепротерозойских метаморфитов к северу и юго-востоку от оз. Зайсан, по существу, уже в зоне Рудного Алтая (см.ниже) и некоторых косвенных соображениях.
Зона Рудного Алтая занимает пограничное положение между каледонским Горным Алтаем и поздне-герцииской Зайсанско-Гобийской системой. От последней ее отделяет Иртышская зона смятия, классическая шовная зона. Вдоль нее породы рассланцованы на ширину до 10 км и метаморфизованы до амфиболи-товой фации; она вмещает фрагменты офиолитовой ассоциации и в нее внедрены девонские и пермские гра-нитоиды; последние слагают огромный Калба-Нарым-ский батолит.
Сама Рудно-Алтайская зона заложилась в начале среднего девона на каледонском фундаменте, общем с горноалтайским в качестве краевого вулкано-плутони-ческого пояса над наклоненной к северо-востоку зоной субдукции. Пояс этот активно развивался до раннего карбона включительно, а мощность слагающих его образований достигла 10-12, а на юго-востоке даже 16-18 км. В позднем палеозое Рудный Алтай испытывал преимущественное поднятие, а его активное развитие завершилось становлением комплекса калиевых гранитоидов (более ранняя генерация гранитоидов конца раннего карбона имела диорит-гран одиорито-вый состав).
Крайним северо-западным элементом строения Алтае-Саянской области является невысокий Салаирс-кый кряж. Он имеет сложное строение, состоит из нескольких надвиговых пластин восточной вергентно-сти, в сложении которых участвуетвесь нижний и средний палеозой, начиная с венд-нижнекембрийских офиолитов и кончая нижним карбоном. В этом разрезе проявлен ряд несогласий - в основании горноалтайской серии ордовика (это и есть салаирское несогласие), силура, девона. Салаир надвинут на крупную впадину Кузнецкого бассейна, отделяющую его от Кузнецкого Алатау, который также на него надвинут. Формирование Кузнецкого бассейна началось с накопления живетско-нижнекарбоновой морской терригенно-кар-бонатной формации, основную же часть его выполнения составляет мощная (до 10 км) верхнепалеозойская угленосная толща, в низах лагунно-морская, в верхах континентальная. Но она не завершает разрез бассейна - выше следуют триасовые траппы и еще одна угленосная формация - лимническая юрская. Кузнецкий бассейн почти со всех сторон зажат надвигами - помимо Салаира и Кузнецкого Алатау на него с северо-запада полого надвинут верхний палеозой Томь-Колы-ванской зоны, принадлежащей рассматриваемой далее Зайсан-Гобийской системе.
К востоку от Кузнецкого Алатау, между ним и Восточным Саяном, расположена другая крупная межторная впадина Алтае-Саянской области - Минусинская, фактически состоящая из нескольких более мелких прогибов. Заложение этой впадины, подобно Кузнецкой, относится к девону, представленному молассой, в нижней половине - вулканогенной бимодальной повышенной щелочности, в верхней половине - чисто обломочной. Карбон и нижняя пермь - лимнические угленосные осадки, а в северной части впадины ее разрез дополняется угленосной нижней-средней юрой. Внутренняя структура впадины отличается развитием сун-дучно-коробчатых складок, повторяющих блоковую структуру фундамента.
С образованием Кузнецкой и Минусинской впадин завершилось палеозойское развитие Алтае-Саянской области, включавшее проявление салаирского, каледонского и герцинского тектогенеза.
Эта область занимает симметричное положение по отношению к описанной в предыдущем разделе, располагаясь по другую, северо-восточную сторону Обь-Зайсанской позднегерцинской зоны с ее осевой суту-рой, отвечающей окончательному закрытию основной части Палеоазиатского океана. На северо-востоке она примыкает к Сибирскому кратону, на северо-западе погружается под мезозойско-кайиозойский чехол Западно-Сибирской платформы, частично продолжаясь лишь вдоль ее восточного края Енисейским кряжем. На востоке ее условным ограничением может служить меридиан южного окончания Сибирского кратона, на котором происходит смена северо-западных простираний, преобладающих в данной области, на юго-западные, свойственные восточному сегменту Урало-Охотского пояса.
Однако в то время как краевые зоны рассматриваемой области - Рудный и Горный Алтай, с одной стороны, Енисейский кряж и Восточный Саян, с другой, простираются в генеральном северо-западном направлении, расположенные в центральной части области структурные зоны существенно отклоняются от этого направления, обнаруживая преимущественно широтную ориентировку ; таковы Западно-Саянская, Сангиленская, Хамардабанская, Джидинская зоны.
Описание структуры области целесообразно начать с зон, периферических по отношению к Сибирскому кратону - Енисейского кряжа и Восточного Саяна, которые с известной долей условности можно рассматривать как звенья единой Енисейско-Саянской зоны. Дело в том, что от Сибирского кратона она отделяется общим для обоих сооружений Присаяно-Енисейским прогибом, выполненным позднерифейско-раннекемб-рийской молассой мощностью до 4 км. Прогиб выклинивается в юго-восточном направлении, не достигая Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирского кратона . Слагающая этот прогиб толща дислоцирована довольно слабо; между Ангарой и Каном она несогласно перекрыта чехлом кратона.
Протягивающийся вдоль правобережья Енисея к северу от устья Ангары Енисейский кряж сложен в основном мощной, до 8-10 км толщей средне- и верхне-рифейских терригенных, частично флишоидных, с отдельными кремнисто-карбонатными пачками, слабо-метаморфизованных (филлиты) отложений. Они представляют, очевидно, образования внешнего шельфа и склона Сибирского континента и залегают несогласно на нижнепротерозойском кристаллическом фундаменте. Этот фундамент выступает в ядрах антикли-нориев в виде гранито-гнейсовых куполов и валов; связанный с ними комплекс гранитоидов датирован в 1850±100 млн лет. Нижнепротерозойский фундамент кряжа прорван дайками мафитов повышенной щелочности и несогласно перекрытрифеем с бимодальными вулканитами в основании - свидетелями рифтинга. Рифейский разрез разделен на две части несогласием, отвечающим границе среднего и верхнего рифея; к ней приурочено внедрение гранитов с возрастом 950± 50 млн лет. В середине позднего рифея этот комплекс был дислоцирован, прорван новой генерацией гранитоидов, датированных 850±50 млн лет, и несколько ме-таморфизован. Дислоцированность и метаморфизм возрастают в западном направлении, где на этот комплекс шарьированы офиолиты и островодужные вулканиты, выступающие в северо-западной части кряжа вдоль Енисея. Возраст этих образований не древнее второй половины среднего рифея, а время их обдук-ции на рифейский комплекс окраины Сибирского континента - не ранее 620-600 млн лет т.н. Между тем возраст деформаций рифейского комплекса основной части кряжа, как указывалось выше, порядка 850 млн лет, на него несогласно наложены впадины, выполненные молассой верхов верхнего рифея и венда.
К югу от впадения в Енисей Ангары зона развития «миогеосинклинального» рифея тектонически выклинивается и к Предсаяно-Енисейскому молассовому прогибу непосредственно подступает Канско-Бирюсинская
полоса выходов раннедокембрийского кристаллического комплекса, которая уже рассматривалась выше в качестве выступа фундамента Сибирского кратона, но ее с равным основанием можно считать краевым поднятием Восточного Саяна. Основная же часть этого сооружения отделена от Канско-Бирюсинского поднятия Главным Саянским разломом, крупным правосторонним сдвигом северо-западного простирания. За этим разломом в северо-западной части Восточного Саяна выделяется прогиб, выполненный мощной (около 6 км) толщей интенсивно дислоцированных и метаморфизованных в зеленосланцевой фации в основном метапелитовых рифейских образований с подчиненным участием вулканитов и карбонатов. В этой же зоне известны тела серпентинизиро-ванных ультрамафитов, скорее всего аллохтонные аналоги рифейских же офиолитов Енисейского кряжа. На востоке на этот рифейский комплекс наложен Майский прогиб, выполненный вендской молассой и кар-бонатно-терригенным кембрием общей мощностью до 7 км, уже относительно слабо дислоцированными.
В юго-восточном направлении оба прогиба - рифейский и венд-кембрийский, выклиниваются, и непосредственно к Главному разлому подступает составлявший их юго-западное ограничение Дербинский «антиклинорий» - поднятие, занимающее центральное место и в структуре, и в рельефе Восточного Саяна. Сложено оно породами среднего протерозоя, метамор-физованными в амфиболитовой фации - гнейсами, амфиболитами, кварцитами, мраморами, весьма интенсивно дислоцированными и несогласно перекрытыми верхним рифеем. В оба эти комплекса внедрены гранитоиды с возрастом 860 млн лет, близко соответствующим возрасту гранитоидов Енисейского кряжа, завершающих его доорогенное развитие.
Дербинское поднятие с обеих сторон, северо-запада и юго-востока ограничено крутыми разломами и в настоящее время иногда рассматривается в качестве одного из микроконтинентов в Палеоазиатском океане.
Юго-западное крыло Восточно-Саянского ороге-на, обращенное к Минусинской межгорной впадине, сложено значительно более молодыми образованиями - венд-раннекембрийскими офиолитами, кембрийскими островодужными вулканогенно-осадочными породами, претерпевшими основные деформации уже в конце кембрия - начале ордовика. Но завершение формирования Восточно-Саянского орогена приходится на девонский период, что видно из внедрения в это время плутонов субщелочных гранитоидов и образования молассовой Рыбинской впадины, наложенной на северо-восточное крыло орогена.
В юго-восточной части Восточного Саяна к Главному разлому с запада под большим углом непосредственно примыкают структуры существенно иного простирания и природы. В первую очередь это Гаргано-Хамардабанский микроконтинент, рассматривавшийся уже выше, в юго-восточном Саяне представленный Гарганской глыбой, вернее, антиформой. Чехол микроконтинента включает верхнерифей-ско-нижнекембрийскиетерригенные, а выше карбонатные отложения, известные своей фосфоритоносностью. На северо-западный край микроконтинента шарьиро-ваны офиолиты двух генераций - позднерифейской перед вендом, и венд-раннекембрийской в конце раннего кембрия, образованные в окраинноморском бассейне восточной Тувы. Обдукция сопровождалась ре-мобилизацией раннедокембрийского субстрата микроконтинента с образованием гранито-гнейсовых куполов.
Окраинноморской бассейн восточной Тувы обрамлялся с севера вулканической дугой. На северо-востоке он был, вероятно, связан в венде - начале кембрия с аналогичным бассейном юго-западного склона Восточного Саяна, а на юго-юго-западе, через трансформный разлом - с более широким бассейном Озерной зоны Западной Монголии. Зона этого, в общем субширотного Ханхухэйского трансформного разлома играла огромную роль в развитии структуры Монголии. Она прослеживается на востоке в пределах Восточного Забайкалья и сохраняет активность в качестве правого сдвига до современной эпохи - с ней было связано крупное землетрясение 1905 года.
На востоке Озерная зона граничит с Дзабханским микроконтинентом, возможно представляющим смещенное по Ханхухэйскому разлому южное продолжение Гаргано-Хамардабанского микроконтинента. Дзабханский блок характеризуется выходом на поверхность наиболее древних образований его фундамента - архейских. На этот блок с запада шарьированы офиолиты и островодужные вулканиты Озерной зоны. А в его тылу простирается другая, более узкая зона с веид-раннекембрийской корой океанского типа - Баянхон-горская северо-западного простирания, скорее всего красноморского типа.
К северу от Ханхухэйского разлома на южный край Хамардабанского микроконтинента, выходящего к юго-западному побережью оз. Байкал, надвинуты венд-раннекембрийские офиолиты и раннекембрийские островодужные вулканиты широкой Джиджскойзоны, на востоке прослеживающейся до р. Витим.
Джунгарская впадина выполнена 15-километровой толщей верхнепалеозойских и более молодых отложений. Как единая структура она сложилась в конце Перми и с этого времени заполнялась континентальными озерными отложениями, в среднем триасе - средней юре угленосными, в остальном преимущественно красно-цветными обломочными. В позднем палеозое на месте впадины наблюдалось чередование горстовых поднятий и грабеновых впадин в основном широтного простирания. Сбросы, разделяющие эти структуры, прослеживаются вверх по разрезу до средней юры включительно.
Природа фундамента Джунгарской впадины остается спорной. Традиционно считается, что в ее основании находится докембрийский массив, присутствие которого и явилось причиной «обтекающего» расположения периферических складчатых систем. Подтверждением этого взгляда служит обнаружение выходов докембрийских гнейсов и кварцитов в восточном и шельфовых карбонатов ордовика в северном обрамлении бассейна. Высказана, однако, точка зрения, что Джунгарская впадина образована на месте реликтового бассейна с океанской корой (К.Хсю), во всяком случае, если на месте впадины и существовал докембрийский массив, то он подвергся деструкции во время ее образования. Об этом свидетельствуют и подъем поверхности Мохо, и положительная магнитная аномалия под впадиной.
Западно-Джунгарская система сложена мощной толщей средне- и верхнепалеозойских осадочно-вулка-нических образований, в основании которой первично залегала океанская кора, представленная девонскими (D, ,) и, возможно, более древними офиолитами. Все эти отложения были деформированы начиная со среднего карбона в складки и надвиги юго-восточной вер-гентности, а затем вместе с пермскими молассами пронизаны плутонами гранитоидов.
С северо-восточным окончанием Западно-Джун-гарской системы под прямым углом сочленяется сходно построенная и одновозрастиая Восточно-Джунгар-ская система, вытянутая уже в генеральном северо-западном направлении. Эти две системы составляют северное обрамление треугольной Джунгарской впадины, южным ограничением которой служит так же позднегерцинская Южно-Джуигарская складчато-покровная система, продолжающая Южно-Тяньшань-скую систему по другую сторону Джунгарского разлома. Присутствие среднепалеозойских офиолитов указывает на энсиматическую природу Южно-Джун-гарской системы. Выше по ее разрезу они сменяются островодужными вулканогеино-терригенными образованиями; заканчивает этот разрез грубая континентальная моласса верхней перми. Герцинские деформации начинаются перед средним, возобновляются перед верхним карбоном, но завершаются в конце перми. На неотектоническом этапе деформации и поднятия возобновились и выразились в надвигании Южно-Джунгар-ской системы на Джунгарскую впадиную.
К востоку и северо-востоку от Казахско-Киргизского микроконтинента и восточного окончания Тянь-Шаня и к юго-западу отОбь-Зайсанской позднегерцин-ской складчатой зоны лежит область весьма сложного строения, северная часть которой завершила свое активное развитие к девону, а южная, Джунгарская - в позднем палеозое. Границей между ними служит девонский краевой вулкано-плутонический пояс, имеющий форму открытой к югу подковы, западная половина которой примыкает к Казахско-Киргизскому микроконтиненту, а восточная разграничивает каледониды и герциниды. Внутренняя структура области отличается сочетанием структурных единиц различного простирания - северо-восточного, северо-западного, субмеридионального, субширотного; поэтому она часто описывается как «мозаичная». Но такой характер этой структуры явно вторичен и обязан расчленению сдвигами первичных структур, в основном вулканических дуг. Наболее существенную роль играет Центрально-Казахстанский меридиональный разлом - сдвиг, простирающийся из района Павлодара к оз. Балхаш. Все же можно отметить преобладание в современной структуре северо-западного сектора простираний от северо-восточных до широтных. Южнее и к востоку от Центрально-Казахстанского разлома уже господствуют северо-западные простирания, параллельные Иртыш-Зайсанской зоне, но на юге, в Джунгарии, они прерываются северо-восточными, затем сменяющимися запа-до-северо-западными .
Северный, каледонский сегмент области представляет коллаж офиолитовых поясов венд-ордовикского возраста, отвечающих окраинноморским бассейнам, поясов островодужных вулканитов кембрийско-ордо-викского возраста и континентальных блоков, отколотых от Казахско-Киргизского микроконтинента в процессе позднерифейско-вендского рифтинга. Наиболее протяженными элементами этого коллажа являютсясь Джалаир-Найманская офиолитовая зона северо-северо-западного простирания - продукт рифтогенеза и спрединга красноморского типа, отколовшего от Казахстании Актау-Моинтинекую глыбу, и протянувшаяся вдоль северо-восточной границы области с северо-запада на юго-восток Бощекуль-Чингизская вулканическая дуга, продолжавшая свое развитие в силуре. Широтное ответвление этой раннепалеозойской окраины западнотихоокеанского типа внедрилось с востока в Казахско-Киргизский микроконтинент в виде Джаркаинагач-Калмыккульского бассейна, отколов от последнего Кокчетавскую глыбу. Основной эпохой формирования коллажа был поздний ордовик-такон-ская эпоха глобального тектогенеза. Энергичные склад-чато-надвиговые деформации сопровождались обдук-цией офиолитовых покровов на восточный край микроконтинента, а также становлением многочисленных и крупных плутонов гранитоидов не только в пределах бывшей океанской области, но и микроконтинента, от Кокчетава до Северного Тянь-Шаня включительно, очевидно вследствие субдукции океанской литосферы под микроконтинент.
В силуре вдоль восточного и южного краев испытавшего поднятие микроконтинента началось накопление красноцветной грубой молассы, а также наземные вулканические извержения, предвосхитившие образование в девоне упоминавшегося уже выше мощного вулкано-плутонического пояса. В тылу накапливаются молассы, наибольшей (4-5 км) мощности - в новообразованных Тенизской и Джезказганской впадинах. А перед фронтальной частью вулкано-плутонического пояса накапливается туфогенно-терригенный флиш обособившегося в это время Джунгаро-Балхашского бассейна, достигающий в преддуговом прогибе огромной - 15 км - мощности. В середине среднего девона проявляются деформации сжатия, усложняющие структуру каледонид и отвечающие тельбесской фазе тектогенеза, установленной в Алтае-Саянской области . Вслед за этим в обстановке рифтинга в тылу вулканического пояса формируются задуговые впадины, в которых временами в условиях некомпенсированного погружения отлагались черные сланцы. Развитие этих впадин продолжалось и в раннем карбоне. Между тем на микроконтиненте в фаме-не-визе отлагался мелководно-морской карбонатный чехол.
В середине раннего карбона новый вулкано-плутонический пояс возникает на юго-востоке области, смещенный в этом направлении по отношению к девонскому. Он охватывает подковой сузившийся Джун-гаро-Балхашский бассейн, обмелевший и заполняемый в течение позднего палеозоя туфогенно-терригенными осадками мощностью до 3 км. В середине визейского века выполнение бассейна начинает испытывать сжатие, новые импульсы которого повторяются в позднем палеозое.
Оживление в позднем палеозое поднятий на микроконтиненте сопровождается накоплением в Тениз-ской и Джезказганской впадинах обломочных толщ мощностью до 4,5 км. Восточнее в среднем карбоне обособляется широтный Карагандинский бассейн с накоплением лимнической угленосной толщи, сменяемой вверх по разрезу континентальными отложениями.
Джунгаро-Балхашская герцинская складчатая система на востоке приобретает субширотное простирание и через меридиональный разлом сочленяется с За-падно-Джунгарской системой, простирающейся в аномальном для области северо-восточном направлении и почти под прямым углом срезающей южное окончание Бощекуль-Чингизской каледонской вулканической дуги. А.А.Моссаковский с коллегами недавно высказали предположение, что Западно-Джунгарская система приурочена к палеотрансформному разлому (Тран-сджунгарскому), функционировавшему с раннего девона до начала среднего карбона включительно.
Эта мегазона отличается выдержанностью своего строения на протяжении 3500 км
от хр.Султан-Увайс к югу от Аральского моря через Кызылкумы и вдоль всего Тянь-Шаня. Ее северо-восточным в Кызылкумах и северным в Тянь-Шане ограничением является хорошо выраженная офиолитовая сутура, наилучше изученная в Южной Фергане. Обнаженные в ней офиолиты рассматриваются как литосфера Туркестанского океана (В.С.Буртман), отделившего начиная с конца венда - начала кембрия Ка-захстано-Киргизский микроконтинент отТаримского континента на востоке и Алайского микроконтинента на западе. Ю.С.Бискэ выделяет две фазы раскрытия этого океана: первая длилась до среднего ордовика, а вторая относится к силуру и раннему девону. Первая фаза является одновременной с фазой раскрытия, вероятно, более узкого Киргизско-Терскейского бассейна, а вторая, напротив, совпадала с эпохой замыкания последнего и коллизии Срединного Тянь-Шаня с Северным. Но зато синхронно со второй фазой развития Туркестанского океана, вернее одного из окраинномор-ских бассейнов Палеоазиатского океана, началось раскрытие более южного (в современных координатах) Зеравшанского «океана», представлявшего также окраинное море, но Палеотетиса. Этот бассейн отделил Алайский микроконтинент от Каракумо-Таджикско-го и так же развивался до раннего девона включительно. В ту же раннедевонскую эпоху началась субдукция литосферы Туркестанского бассейна под Казахстано-Киргизский микроконтинент; в среднем карбоне, с окончанием поглощения океанской литосферы произошла коллизия Алайского микроконтинента и Та-римского континента с Казахстано-Киргизским, с под-двигом первых под последний. Но еще раньше, в тур-нейском веке раннего карбона за счет раскола северной окраины Каракумо-Таджикского микроконтинента образуется узкий Южно-Гиссарский бассейн с корой океанского типа, вероятно, самый узкий из тяньшань-ских бассейнов и наиболее быстро замкнувшийся уже в среднем карбоне. В итоге, в среднем карбоне уже весь Южный Тянь-Шань вступил в орогенный этап своего развития, который продолжался до конца перми.
В соответствии с поперечной зональностью и стадийностью развития в Южном Тянь-Шане наблюдается следующая латеральная и вертикальная последовательность осадочных и вулканогенных формаций . Распространение офиолитов естественно приурочено или тяготеет к перечисленным выше сутур-ным зонам. Карбонатная платформа, перекрывавшая Алайский микроконтинент, была сформирована в силуре - раннем девоне и просуществовала до середины московского века среднего карбона. Образованию этой карбонатной платформы предшествовали каледонские деформации вулканогенно-осадочного чехла микроконтинента, особенно ярко проявленные в Кызылкумах. Нуратау-Алайская карбонатная платформа, как и другие биостромы, в пределах относительно мелководных участков бассейнов с океанской корой явились источником олистолитов и олистоплак, порой огромных размеров, во флишево-олистостромовой толще среднего-верхнего карбона и в более древних флише-вых формациях. Последние, нередко с повышенной кремнистостью, выполняют ранее возникшие глубоководные бассейны. Наибольшим распространением флишевая формация пользуется в силуре Западного Тянь-Шаня. Еще одним типом доорогенных отложений является также глубоководная известково-кремни-сто-сланцевая формация малой мощности, выполняющая некомпенсированные троги, возникшие при деструкции северного края Алайского микроконтинента в девоне. Начало орогенного этапа ознаменовалось накоплением упомянутой выше флишево-олистостромовой толщи, продолжавшимся на крайнем юге до начала перми. Эта толща содержит конседиментационные гравитационные покровы, во фронтальной части распадающиеся на олистоплаки и олистолиты, иногда образующие целые горы. Нижняя пермь представлена морской (на севере) молассой, на юге флишоидной формацией, а верхняя - грубой континентальной крас-ноцветной. В тылу двигавшихся к югу покровов накопление моласс в межгорных прогибах началось уже в среднем карбоне.
Южный Тянь-Шань имеет типично выраженную покровную структуру (см. рис.5-24), впервые установленную в 1960 г. Г.С.Поршняковым. Тектонические покровы двигались в Восточном Тянь-Шане и в северной Букантау-Кокшаальской зоне Западного Тянь-Шаня к югу и развивались в том же направлении. Нижние покровы сложены карбонатами сорванного чехла Алайского микроконтинента; они надвинуты в Западном Тянь-Шане на верхнепалеозойский флиш, а в его восточной части и в Восточном Тянь-Шане этот флиш выполняет передовой прогиб и подстилается кремнисто-карбонатным конденсированным нижним карбоном и мощным терригенным девоном склона Тарим-ского континента. Деформации затронули и шельф окраины Тарима, включая и внутренний шельф в районе гор Келпинтаг. На карбонатных покровах стратиграфически залегает флишево-олистостромовая толща среднего-верхнего карбона, а выше, уже тектонически, кремнисто-сланцевые покровы силура - нижнего карбона. Следующая группа покровов сложена основными вулканитами силура-нижнего девона, перекрываемыми пелагическими кремнисто-карбонатными отложениями. И наконец, самая верхняя группа покровов образована офиолитами и возникшими в основном по ним же метаморфитами -зелеными сланцами, реже амфиболитами, эклогитами, голубыми сланцами.
В ранней перми весь этот пакет покровов был сложно дислоцирован в систему син- и антиформ, а в его
тылу на юге Ферганской впадины и в Кызылкум ах возник тыльный молассовый прогиб. С эпохой этих деформаций совпадает внедрение раннего комплекса коллизионных гранитоидов (330-300 млн лет).
В сакмарском веке ранней перми структура усложнилась горизонтальным изгибом складок, наиболее ярко проявленным в образовании знаменитой Восточно-Ферганской сигмоиды, впервыые описанной Д.И.Мушкетовым. Эти изгибы сопряжены с движениями по левосторонним продольным сдвигам. Вскоре после образования Восточно-Ферганской сигмоиды в ее вершине произошел разрыв, началось образование Таласо-Ферганского сдвига, смещение по которому к концу перми достигло 170 км и продолжается и в современную эпоху.
В Западном Тянь-Шане, как указывалось выше, к югу от основного покровно-надвигового Букантау-Кокшаальского пояса выделяется более южный Гисса-ро-Восточноалайский пояс, характеризующийся уже не южным, а северным направлением смещения покровов. Разделом между ними служит сдавленный встречными надвигами узкий молассовый прогиб. Последовательность покровных пластин в этом поясе не расшифрована столь детально и уверенно, как в Букантау-Кок-шаальском поясе. В строении покровов участвуют практически те же типы формаций, но определенным отличием служит появление флишево-олистостромовой формации уже в раннем карбоне. Она слагает один из нижних покровов этого пояса, надвинутый на передовой прогиб, выполненный флишево-олистостромовой формацией более молодого возраста (верхи нижнего - верхний карбон). Местами из под этого надвига появляются чешуи известняков девона. Средние покровные пластины сложены девонскими (D, 3) вулканитами, авыше-среднепалеозойскими известняками, в нижней части разреза шельфовыми, а выше глубоководными, кремнистыми, стратиграфически перекрыва-емыми флишево-олистостромовыми образованиями нижнего карбона. А в еще более высоких (гипсометрически) покровах появляются нижне- и среднепалеозой-ские зеленые сланцы, образованные по офиолитам Зе-равшанского «океана». Весь этот пакет Зеравшано-Восточноалайских покровов сопровождается с юга тыловым Каракульским прогибом. На этот прогиб с юга надвинут Южно-Гиссарский карбон-пермский вул-кано-плутонический пояс, включающий огромный Гиссарский гранитный батолит. Этот пояс наложен уже на северный край Каракумо-Таджикского микроконтинента с докембрийским фундаментом и чехлом из терригенного верхнего ордовика - нижнего силура и карбонатного верхнего силура - среднего девона. Образование Южно-Гиссарского вулкано-плутоническо-го пояса достаточно очевидно связано с субдукцией литосферы Зеравшанского «океана» под микроконтинент, а в визе-башкире пояс осложнился рифтом, породившим Южно-Гиссарский бассейн с океанской корой, вероятно красном орского типа. Этот бассейн вскоре, уже в среднем-позднем карбоне, испытал замыкание.
Завершение становления покровно-складчатой структуры Южного Тянь-Шаня сопровождалось интрузиями гранитоидов не только в обрамляющих поясах - Кураминском и Южно-Гиссарском, но и в пределах центральной части самого покровно-складчатого сооружения. Эта генерация гранитоидов имеет возраст конца карбона - перми (290-250, с кульминацией 270 млн лет) и включает субщелочные и щелочные разности.
Эта мегазона наиболее четко выражена в Киргизии к востоку от Таласо-Ферганского разлома, а восточнее, в Синыдзяне, она выклинивается, а ограничивающие ее сутуры сливаются. Граница между Срединным и Северным Тянь-Шанем была давно намечена В.А.Николаевым и стала называться «линией Николаева»; ныне ее называют Киргизско-Терскейской (она проходит между этими хребтами), так же как и бассейн с океанской корой, в результате закрытия которого в позднем ордовике она образовалась. Другая сутура - Атбаши-Илынчекская, отделяет Срединный Тянь-Шань, а на китайской территории - Северный Тянь-Шань от Южного. Грубо говоря, Срединный Тянь-Шань занимает и в историческом плане промежуточное положение между в основном каледонским Северным Тянь-Шанем и «чисто» герцинским Южным Тянь-Шанем, испытав воздействие как каледонского, так и герцинского тектогенеза и магматизма.
Срединный Тянь-Шань обладает раннедокембрий-ским фундаментом, обнаженным к югу от оз. Иссык-Куль и покрытым позднедокембрийским-раннепалео-зойским шельфовым карбонатно-терригенным чехлом, составляющим автохтон или паравтохтон. Бассейн с океанской корой, отделивший его отКазахстании, возник в конце венда - начале кембрия и активно раскрывался до тремадока включительно, причем достаточно рано в нем появилась энсиматическая вулканическая дуга, расположенная вблизи северной (тогда западной) активной окраины бассейна. В арениге бассейн вступил в стадию замыкания, которая в основном завершилась в карадоке. Она была вызвана субдукцией коры бассейна под Северный Тянь-Шань и сопровождалась образованием на северотяньшаньской окраине вулканического пояса и накоплением на ее склоне тур-бидитов и олистостром.
Коллизия Северо- и Срединно-Тяньшаньского континентальных блоков в позднем ордовике имела также своим следствием обдукцию офиолитов на окраину первого из них, складчатость и надвиги южной верген-тности, перемещения по сдвигам и, наконец, внедрение крупных плутонов гранитоидов, продолжавшееся и в силуре. Одновременно, включая ранний девон, продолжался и вулканизм.
С этого времени Срединный Тянь-Шань вошел в состав Казахско-Киргизского микроконтинента и в среднем и первой половине позднего девона стал ареной накопления мощной и грубой красноцветной мо-лассы типа британского Олд Реда, очевидно, за счет сноса с центральных районов микроконтинента. Затем, в фамене - раннем карбоне наступила эпоха ослабления тектонической активности и трансгрессии с превращением мегазоны в карбонатную платформу -пассивную окраину располагавшегося южнее Туркестанского бассейна с океанской корой. Но в конце раннего - начале среднего карбона пассивная окраина превратилась в активную благодаря субдукции коры Туркестанского «океана» и была надстроена мощным вул-кано-плутоническим поясом, протянувшимся сюда с Урала. Развитие этого пояса продолжалось в течение всего позднего палеозоя; он наиболее полно представлен в Кураминском хребте, отделяющем Ташкентский оазис от Ферганской долины.
Строение Срединного Тянь-Шаня к западу от Та-ласо-Ферганского разлома несколько отличается от охарактеризованного выше для его восточного сегмента. Офиолитовая сутура здесь обнажена только на небольшом участке в Чаткальском хребте, докембрийс-кий фундамент выступает лишь в Кассанском поднятии в северном борту Ферганской впадины, нижний палеозой имеет малую мощность. Зато более полно развит терригенный силур.
Слагающие Срединный Тянь-Шань толщи в итоге двух эпох деформаций - каледонской и герцинской, приобрели довольно сложную структуру, характеризующуюся, в частности, надвигами как северной, так и южной вергентности. Наблюдаются и сдвиговые смещения.
Эта система простирается на 3500 км через республики Центральной Азии, Казахстан, Узбекистан и Киргизию и северо-западный Китай (Синьцзян) отхр. Ка-ратау на северо-западе до хр. Бэйшань на востоке , сначала в северо-западном, а затем в субширотном направлении, достигая в ширину почти 300 км. Естественным восточным ограничением системы служит косой, северо-западного простирания Джун-гарский разлом - правый сдвиг, протягивающийся из Центрального Казахстана, возникший в позднем палеозое и активный и в современную эпоху. Он отделяет Тянь-Шаньскую систему от Джунгарской, о которой речь пойдет в следующем параграфе. На северо-востоке и севере Тянь-Шаньская система граничит с Казахско-Киргизским микроконтинентом, к основной части которого принадлежит и Северный Киргизско-Китайский Тянь-Шань, представляющий его резко поднятую на неотектоническом этапе южную окраину. В раннекаледонскую эпоху к Казахско-Киргизскому микроконтиненту примкнула мегазона Срединного Тянь-Шаня, до этого представлявшая начиная с венда или начала кембрия самостоятельный микроконтинент, продолжением которого на северо-западе служит Сырдарьинский погребенный докембрийский массив, а аналогом в структуре Урала - Зауральская зона. Наибольшим структурно-историческим единством отличается Южно-Тяньшаньская мегазона, особенно в своей восточной части, отделенной от западной другим, после Джунгарского, крупным правым сдвигом северозападного простирания -Таласо-Ферганским, делящим весь Тянь-Шань на Западный и Восточный и уходящим на северо-западе в хр. Каратау. Южно-Тяньшаньская мегазона граничит в Восточном Тянь-Шане с Тарим-ской платформой. В Западном Тянь-Шане она расширяется и включает на юге узкий Алайский микроконтинент, рассматриваемый как продолжениеТаримско-го, и еще южнее- Зеравшанскую зону, граничащую уже с Каракумо-Таджикским микроконтинентом, на северный край которого наложена Южно-Гиссарская-Калаихумбская офиолитовая зона. В этих границах Южно-Тяньшаньская мегазона в орографическом плане захватывает и северные хребты Памира, отделенные в современном рельефе Ал айской долиной. К тому же Зеравшанская зона находит свое северо-западное продолжение в Туаркыре и Мангышлаке и далее в Предкавказье, т.е. принадлежит уже Средиземноморскому поясу. Однако ее строение будет рассмотрено в данном разделе вместе с остальным Южным и Срединным Тянь-Шанем.
Этот регион занимает центральное положение в Урало-Охотском поясе. На севере и северо-западе слагающие его домезозойские образования погружаются под молодой чехол Западно-Сибирской плиты, Тургай-ского прогиба и Туранской плиты и могут быть прослежены по данным бурения и геофизики; на востоке Обь-Зайсанская позднегерцинская зона служит разделом между данным регионом и Алтае-Саянским того же пояса, на юге он примыкает к Таримской докемб-рийской плите, а на юго-западе отделяется от Средиземноморского пояса погребенным продолжением Таримской платформы; здесь эти два пояса почти непосредственно соприкасаются друг с другом.
В самом общем плане в строении региона можно различить три главных элемента (мегазо-ны). Центральное место занимает Казахстано-Киргиз-ский срединный массив - микроконтинент в Палеоазиатском океане с докембрийским фундаментом, рекон-солидированным в раннекаледонскую эпоху текто-генеза, в позднем ордовике. С юго-запада и юга его окаймляет каледоно-герцинская, подновленная на неотектоническом этапе покровно-слкдачатая система Тянь-Шаня (ее северная часть относится к первой ме-газоне). На востоке и северо-востоке к массиву примыкают каледоииды северо-восточного Казахстана, а южнее герциниды Джунгарии.