Тектоническая эволюция раннепалеозойских островодужных систем

Комплексы ранне – среднекембрийской островной дуги

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги

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.

1 – кайнозойские отложения; 2 – терригенно-карбонатные толщи фамена-карбона; 3-7 – комплексы Восточного сегмента Чингиз-Северотяньшаньского пояса: 3 – эффузивы средне-основного состава и вулканогенно-осадочные породы О₃, 4 – терригенные и вулканогенно-осадочные породы О₃, 5 – терригенные породы О₃, 6 – известняки и туфогенные породы О_2-3, 7 – эффузивы среднего и основного состава О₂; 8-13 – комплексы Сарыаркинского пояса: 8-11 – комплексы позднекембрийско-раннеордовикской островной дуги: 8 – кремнисто-туфогенные породы О_1-2, 9 – эффузивы среднего состава и вулканогенно-осадочные породы О₁, 10 – эффузивы среднего и кислого состава, вулканогенно-осадочные породы Є₃-О₁t, 11 – эффузивы и вулканогенно-осадочные породы среднего состава Є₃-О₁, 12 – терригенно-карбонатные, кремнисто-терригенные и туфогенные породы Є₂-О₁, 13 – эффузивы основного, среднего и кислого состава, вулканогенно-осадочные породы Є₂; 14 –17 – гранитоиды: 14 – C₃-P₁, 15 – S₂, 16 – O₁, 17 – Є₂; 18 – разрывные нарушения: а) границы тектонических покровов, б) прочие.

Для вулканических комплексов позднекембрийско-раннеордовикской дуги также как и для более древних образований устанавливается изменение их возрастного диапазона по простиранию Сарыаркинского пояса. В Южном, Юго-западном, Северном и Северо-восточном сегментах вулканические серии охватывают возрастной диапазон позднего кембрия – тремадока, в то время как в Восточном сегменте – второй трети позднего кембрия-раннего аренига [Геология СССР. Т. ХХ, 1972; Никитин, 1972; Борисенок, 1985; Геология …, 1987; Спиридонов и др., 1988; Хромых, 1986; Миколайчук и др., 1997; Дегтярев, Толмачева, 2005; Дегтярев, Рязанцев, 2007]. После прекращения вулканической активности произошло отмирание вулканической дуги, а дифференцированные вулканические серии позднего кембрия – раннего ордовика были перекрыты кремнисто-туфогенными и кремнисто-терригенными толщами, которые согласно с постепенным переходом залегают на вулканитах. В Северном и Северо-восточном сегментах эти толщи имеют позднетремадокско-аренигский, а в Восточном – позднеаренигско-раннелланвирнский возраст [Никитин, 1972; Борисенок, 1985; Хромых, 1986].

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

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

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

Комплексы кембрийско-раннеордовикских бассейнов с океанической корой

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

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

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

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

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

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

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

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

Особенности состава и строения терригенных и кремнисто-терригенных толщ нижнего ордовика – лланвирна свидетельствует, что их накопление происходило в бассейне, имевшем глубину, достаточную для формирования флишевых серий. Бассейн имел гетерогенный фундамент, в строение которого участвовали островодужные и офиолитовые комплексы Сарыаркинского пояса и докембрийские сиалические образования, поставлявшие обломочный материал для терригенных толщ. Присутствие среди этих толщ дифференцированных вулканитов аренигского возраста свидетельствует о существовании короткоживущей энсиалической островной дуги, развивавшейся уже после закрытия кембрийского бассейна с океанической корой и коллизии энсиматических островных дуг с докембрийским континентальным блоком. Формирование океанической коры, субдукция которой явилась причиной возникновения этой дуги, вероятно, происходила в это время в Джунгаро-Балхашской области.
Формирование Сарыаринского вулканического пояса происходило на протяжении аренига – первой половины лланвирна в результате тектонического совмещения комплексов ранне-среднекембрийской и позднекембрийско-раннеордовикской островных дуг с образованиями кембрйиско-раннеордовикских бассейнов с океанической корой. Причиной этих процессов явилась коллизия ансамбля кембрийско-раннеордовикских островных дуг с крупным докембрийским континентальным блоком, в состав которого входили сиалические массива Казахстана и Тянь-Шаня. Коллизия сопровождалась закрытием бассейна с океанической корой, который разделял островодужный ансамбль и континентальный блок. В строении Сарыаркинского пояса также могут участвовать комплексы аккреционных призм, формировавшихся в течение кембрия-раннего ордовика перед фронтом островных дуг, однако достоверно такие образования до сих пор не установлены. Выявлена гетерохронность коллизии ансамбля кембрийско-раннеордовикских островных дуг и континентального блока. В Южном и Юго-западном сегментах пояса коллизия, сопровождавшаяся формированием сложной покровно-складчатой структуры кембрийско-раннеордовикских островодужных и океанических комплексов, завершилась уже к середине аренига. В течении аренига-низов лланвирна здесь происходит накопление терригенных кремнисто-террегенных толщ неоавтохтона. В Северном, Северо-восточном и Восточном сегментах коллизия происходит только в середине лланвирна, а аренигско-нижнелланвирнские комплексы участвуют в покровно-складчатой структуре наряду с более древними островодужными и океаническими образованиями.

Глава I.II. Чингиз-Северотяньшаньский средне-позднеордовикский

вулканический пояс

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

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

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

Во всех сегментах пояса отчетливо выделяются два стратиграфических уровня проявления вулканизма, в промежутке между которыми происходило накопление флишоидных и туфогенно-терригенных толщ. Наиболее древним является уровень конца среднего ордовика (поздний лланвирн), который выявлен во всех сегментах пояса. Лучше всего среднеордовикский возраст вулканитов этого уровня обоснован в Восточном, Северном и Юго-западном сегментах. Время второго проявления вулканической активности различно и изменяется по простиранию пояса. В Южном, Юго-западном, Северном и Северо-восточном сегментах это середина карадока, а Восточном сегменте – конец карадока-ранний ашгилл [Геология СССР. Т. XL, 1971; Никитин, 1972; Минервин, 1774, Чу-Илийский…, 1980; Геология …, 1987; Хромых, 1986]. Таким образом, по простиранию пояса от Южного сегмента к Восточному происходит омоложение второго уровня вулканической активности. Аналогичные закономерности отмечены и для кембрийско-нижнеордовикских вулканических комплексов Сарыаркинского пояса. Для некоторых сегментов также отмечается омоложение вулканических серий вкрест простиранию структур от внешних зон ороклина к внутренним (Восточный и Северный сегменты). После завершения вулканизма происходит накопление терригенно-карбонатных или грубообломочных терригенных толщ, при этом в некоторых зонах формируются рифовые карбонатные постройки (Степнякская зона).

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

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

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

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

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

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

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

С заключительным этапом магматической активности в Южном, Юго-западном и Северном сегментах пояса связано интенсивное проявление гранитоидного магматизма, охватившего и докембрийские сиалические массивы, расположенные в тылу вулканического пояса. Внедрение гранитоидов произошло после прекращения вулканизма и накопления терригенно-карбонатных толщ в самом конце ордовика. Они обладают всеми особенностями надсубдукционных образований и имеют нижнекоровое происхождение.

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

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

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

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

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

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

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

Глава I.IV. Байдаулет-Акбастауский вулканический пояс

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

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

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

Верхнеордовикский комплекс во всех зонах в целом имеет близкое строение. Он сложен мощными толщами эффузивов, туфов и вулканогенно-осадочных пород базальт-андезибазальтового или базальт-андезит-дацит-риолитового состава. Для некоторых разрезов характерно появление вулканитов повышенной щелочности. В верхнеордовикских толщах на разных уровнях присутствуют горизонты или линзы органогенных известняков. С этим комплексом связаны основные колчеданно-полиметаллические месторождения (Майкаинская, Северо-Карагандинская и Акбастау-Космурунская зоны). Его формирование в Северо-Карагандинской и Акбастау-Космурунской зонах завершается внедрением гранит-гранодиоритовых интрузивов.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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