Геологическое строение земной коры Казахской складчатой области характеризуется большой сложностью, вызванной «мозаичностью» распространения палеозойских складчатых структур, вытянутых в разных направлениях и «рассекающих» изолированные массивы и блоки докембрийских сиалических образований разной величины и конфигурации [4]. С позиции геосинклинальной концепции эти блоки рассматривались как обнаженные на поверхности фрагменты фундамента палеозойских геосинклиналей и назывались срединными массивами. Однако с установлением океанической природы офиолитовой ассоциации пород в пределах складчатых структур [6], палеозойские эвгеосинклинали Казахстана стали рассматриваться как фрагменты существовавшего якобы в палеозое (неопротерозое-палеозое) крупнейшего Палеоазиатского океана и называться офиолитовыми зонами, тогда как срединные массивы отождествовались с микроконтинентами.
Имеющийся фактический материал по особенностям палеозойских офиолитовых зон Казахской складчатой области показывает, что процессы их заложения, развития и стабилизации в качестве складчатых структур происходили согласно положениям тектоники литосферных плит (ТЛП), проявленные, однако, не в глобальном (всепланетарном) масштабе, а - в региональном. Факт пространственной обособленности и структурно-формационной самостоятельности каждой офиолитовой структуры Казахстана в отдельности можно показать на примере особенностей двух представленных ниже офиолитовых структур Казахской складчатой области, более подробно изученных и описанных нами. При этом необходимо отметить, что обособление офиолитовых сутур от соседствующих осуществлено по принципу установления наличия в их пределах близвозрастных фрагментов всех трех членов офиолитовой ассоциации пород (триады Штейнманна).
Тектурмасская офиолитовая структура вытягивается в северо-восточном направлении (азимут простирания СВ. 75º) на 250 км при ширине 10-15 км, занимая центральную линию складчатой области и как бы отделяя каледонскую Кокшетау-Северо-Тянь-Шанскую складчатую систему от герциниской Жонгаро-Балхашской. Структура имеет меланжевое строение [1], выполнена в основном офиолитовыми и островодужными образованиями раннего палеозоя и «рассекает» силурийские флишевые отложения: на севере - Нуринского, на юге - Сарысуйского синклинориев.
Данная структура, как и другие офиолитовые структуры земной коры Казахстана, характеризуется сравнительной полнотой набора фрагментов геологических формаций, фиксирующих как этап открытия океанического бассейна в условиях растяжения, так и этап его последующего закрытия. Последний этап сопровождался, видимо, неимоверным сжимающим напряжением (стрессом), что привело к меланжированию слагающих структур комплексов горных пород. Поэтому некоторые из указанных формаций присутствуют в офиолитовых структурах фрагментарно - в виде отдельных «обрывков разреза», затертых блоков, олистоплак и протрузий. Тем не менее, именно этот факт, т.е. полнота фрагментов набора геологических формаций, является одним из самых сильных аргументов в пользу самостоятельности палеозойских офиолитовых структур, представляющих собой полноценные сутуры [8].
Представительные выходы формаций континентального рифтогенеза и пассивных континентальных окраин в пределах Тектурмасской офиолитовой структуры редки. Так, ряд авторов [1] отмечает наличие в данной структуре «обрывков разрезов» фтанитов, мраморизованных известняков, полимиктовых песчаников неясного генезиса и возраста, наличие которых, с определенной долей условности, можно сопоставлять с меланжированными фрагментами формаций пассивных континентальных окраин. Офиолитовая ассоциация пород представлена прорванными дайками диабазов небольшими массивами и протрузиями серпентинитов, cерпентинизированных гарцбургитов и габбро-диабазов, сильно дислоцированными фрагментами разрезов базальт-диабазов и красных яшм, рассматривающихся обычно в составе так называемых карамурунской и тектурмасской свит соответственно. Возраст офиолитов по канодонтам соответствует О2 l-ld [5]. Формации островных дуг представлены дислоцированными фрагментами разрезов пестроцветных туффитов кислого состава, рассматривающихся обычно в составе так называемой базарбайской свиты. К олистостромовой формации можно отнести плохо отсортированные крупнозернистые терригенные отложения, выделенные различными исследователями под разными названиями (зонгарская свита А.В. Авдеева [1], куланотпесская и аирская свиты О.В. Минервина [5] и др.). Флишевые отложения в пределах самой сутуры пользуются ограниченным распространением, тогда как северное и южное обрамления сутуры, наоборот, сложены исключительно граувакками флиша, которые рассматриваются обычно в составе ермекской свиты Нуринского и мергенбайской свиты Сарысуйского синклинориев. Возраст этих отложений раннесилурийский как на севере, так и на юге.
Характер контакта собственно Тектурмасской офиолитовой структуры с обрамляющими ее флишевыми отложениями противоречивый. В районе Тектурмасского месторождения яшмоидов, превращенных в микрокварциты, результатами буровых работ однозначно доказано тектоническое надвигание ордовикского яшмоидного комплекса офиолитов на силурийский граувакковый флиш Сарысуйского синклинория. При этом надвиг представлен не «пластиной» или же «покровом», как это обычно представляется, а сильно дислоцированным (изоклинальная складчатость) яшмово-микрокварцитовым комплексом, слагающим несколько узких, но вытянутых параллельно сутуре увалов, которые заметно выступают на фоне сглаженного рельефа равнины, сложенной слабодислоцированными и более сильно подверженными к выветриванию граувакками сероцветного флиша. Отсутствие «корней» этих увалов, т.е. выклинивание яшмокварцитов на некоторой глубине было доказано буровыми и горнопроходческими работами. В бытность господства геосинклинальной концепции указанные взаимоотношения двух комплексов пород в районе месторождения традиционно трактовалось как антиклинальный выступ ордовикских кремнистых образований среди граувакковых песчаников силурийского флиша, а характер взаимоотношения центральной офиолитовой структуры и ее флишевого обрамления рассматривался как «эвгеосинклинально-миогеосинклинальная пара».
Бозшакольская офиолитовая структура расположена на крайнем севере обнаженной части Казахской складчатой области. Структура рассматривается в составе каледонидов Кокшетау-Северо-Тянь-Шаньской складчатой системы, входящей в состав Казахской складчатой области. Слагающие офиолитовую зону палеозойские комплексы протягиваются в северо-восточных румбах (азимут простирания - порядка СВ 40-50º) на расстояние до 100 км при ширине порядка 25-35 км. Предполагаемое северо-восточное продолжение складчатой зоны перекрыто осадочным чехлом южных окраин Западно-Сибирской эпипалеозойской плиты. Противоположное юго-западное продолжение также «утопает» под осадочный разрез Оленти-Шидертинского синклинория, заполненного девонско-каменноугольными флишоидными отложениями. Офиолитовая структура вдоль своего простирания «зажата» между Ащикольским (на северо-западе) и Бозтальским (Шакшанским) (на юго-востоке) докембрийскими сиалическими блоками, перекрытыми формациями окраинноморского рифтогенеза и флиша. Площади указанных блоков ныне имеют статус синклинориев, поскольку геологический возраст обнажающихся в них осадочных и осадочно-вулканогенных образований значительно моложе комплексов, отмечающихся в самой центральной офиолитовой структуре. Что касается сиалического состава разреза коры данных синклинориев в целом, то такая особенность устанавливается геофизическими данными: ареалам распространения Ащикольского и Шакшанского синклинориев свойственны отрицательные аномалии силы тяжести, тогда как в самой Бозшакольской структуре - положительные [9].
Особенности вещественного состава и структурно-текстурных особенностей, слагающих сутурную структуру, и ее обрамлений горных пород дают возможность констатировать присутствие здесь фрагментов полного набора геологических формаций, свойственных как этапу открытия предполагаемого палеозойского океанического бассейна, так и его обратного захлопывания. Так, с аналогами формации континентального рифтогенеза можно сопоставлять фрагментарные выходы преимущественно базальтовых и андезитовых порфиритов повышенной натриевой щелочности и их туфов при подчиненной роли терригенных отложений, рассматривающихся обычно в составе так называемой бозшакольской свиты ориентировочно ранне-среднекембрийского возраста (€1b-€2am). Формация пассивных континентальных окраин представлена 255-метровым «чудом сохранившимся» разрезом чисто осадочной (амагматичной) трансгрессивной серии терригенных и терригенно-карбонатных пород позднекембрийско-раннеордовикского возраста, расчлененной «первооткрывателем» этого разреза Н.К. Ившиным [3] на три свиты: терригенно-карбонатную майданскую (€2am-m), терригенную кояндинскую (€3) и терригенно-карбонатную сатпакскую (О1t1). Офиолитовая ассоциация пород представлена прорванными дайками диабазов (темирастауский комплекс параллельных даек), мафит-ультрамафитовыми интрузивными массивами, так называемого ажейского комплекса [9], базальт-дибазами, рассматривающимися обычно в составе борукаевской и кескенсорской свит, а также яшмами желдиадырской и ержанской свит. Результаты определений остатков конодонтовой фауны в них позволяют допустить среднекембрийско-среднеордовикский возраст (€2m-O2ld) офиолитов [8]. К формациям островных дуг следует отнести обрывки разрезов хорошо дифференцированной, явно выраженной гомодромной серии вулканитов, представленных лавами и туфами андезитового, андезит-дацитового, риолит-дацитового и риолитового состава с прослоями кремнистых алевролитов и линзами известняков с ископаемыми остатками фауны; в более поздние этапы проявления вулканизма отлагалась, вероятно, легко узнаваемая специфическая толща пестроцветных (бирюзовые, голубые и лиловые тона) туффитов кислого состава. Все указанные выше разновидности пород предыдущими исследователями включены в состав так называемых олентинской, майсорской, иткалганской свит [9], хотя они слагают отдельные изолированные и перемешанные с «чужеродными образованиями» обрывки разрезов, затертые блоки, олистоплаки и т.д. Ориентировочный возраст островодужной серии - вторая половина тремадокского века раннего ордовика-средний ордовик (O1t2-O2?). Формация окраинноморского рифтогенеза представлена антидромным комплексом богатых калием порфиритов базальтового, базальт-андезитового и андезитового состава и ассоциирующих с ними осадочных отложений, объединенных в так называемую торайскую серию. Выходы серии приурочены в основном к Ашикольскому синклинорию (северо-западное обрамление сутурной зоны), ее разрезы расчленены на три свиты - ащикольскую (O1ar), коскольскую (O2l-k) и балшыкбайскую (O3) [9]. К образованиям олистастром Б.Ф. Хромых [9] отнес крупнообломочные терригенные отложения позднеордовикского возраста, объединив их в тынкудукскую свиту. Эти отложения приурочены в основном к зонам сочленения Бозшакольской сутуры с Шакшанским и Ащикольским синклинориями. Флишевая формация приурочена в основном к Шакшанскому синклинорию (юго-восточное обрамление сутуры) и представлена еркебидаикской свитой ритмически переслаивающихся терригенных отложений. В них обнаружены остатки граптолитов кародокского века среднего ордовика (O2k) [2].
Указанные выше особенности отмеченных выше палеозойских офиолитовых структур, так же, как других подобных структур Казахстана, заставляют нас рассматривать их как микроокеанические сутурные структуры, образовавшиеся в межплитных условиях, а не в «внутриплитных», как это предполагается многими мобилистами. Допущение межплитной природы формирования каждой офиолитовой струтуры в отдельности при ведущей роли механизма проявления тектоники плит в региональных масштабах предопределяет совмещение в пространстве разных структурно-формационных зон [7] и, соответственно, «перемешивание» фрагментов разрезов, затертых блоков и олистоплак разных геологических формаций. Поэтому палеозойские (неопротерозойско-палеозойские) офиолитовые структуры по своему геологическому содержанию, несмотря на свои миниатюрные размеры, лучше отвечают понятию «офиолитовый микропояс палеозоя (неопротерозоя-палеозоя)», чем понятию «офиолитовая зона».
Допущение формационной и структурной самостоятельности каждой палеозойской (неопротерозойско-палеозойской) офиолитовой структуры и идентификация их в качестве микропоясов, заложение, развитие и становление которых происходили в соответствии с положениями тектоники плит, равносильно допущению существования на лике позднедокембрийско-палеозойского континента сотен и тысяч «короткоживущих микроокеанов», открытие и закрытие которых происходили попеременно. Другими словами, можно предположить, что проявление плитной тектоники применительно к палеозойскому (неопротерозойско-палеозойскому) этапу развития планеты характеризуется специфичностью, проявленной маломасштабностью созданных в тот период геохронологии тектонических структур земной коры. Как бы то ни было, любая палеозойская (неопротерозойско-палеозойская) офиолитовая структура на поверку оказывается палеоокеаном в миниатюре, развитие которого шло индивидуально для каждой структуры в отдельности и подчинялось законам плитной тектоники (циклу Вильсона). Общая схема этого развития такова [8]: утонение докембрийской сравнительно тонкой континентальной литосферы в условиях растяжения (рифтогенная стадия) → разрыв континентальной литосферы в условиях продолжающегося растяжения из-за противоположно отходящего дрейфа континентальных берегов и образование между ними океанической литосферы посредством спрединга (океаническая стадия) → обратный дрейф континентальных берегов (зачастую одного из них), приведший к смыканию бортов океанической структуры в условиях сжатия, расчленение вновь образованной океанической литосферы на субдуцирующую и обдуцирующую составляющие; образование энсиалической островной дуги вдоль вновь созданной активной окраины как результат субдукции и начало образования окраинных морей в задуговом пространстве континентального плеча; формирование аккреционных призм на континентальном плече в виде чешуйчатых надвигов «кусков» океанической литосферы (офиолитовой ассоциации пород) как результат обдукции (островодужная стадия) → практически полное смыкание континентальных бортов былого микроокеанического бассейна с попеременным закрытием сначала самого микроокеана, а затем и окраинных морей с «припечаткой» фрагментов геологических формаций островных дуг и окраинных морей к линии спаивания (будущей сутуре) и «перемешиванием» посредством многочисленных тектонических покровов, надвигов и шарьяжей фрагментов геологических формаций закрывшегося микроокеана и «припечатанных» друг к другу островных дуг и окраинных морей (предколлизионная стадия) → перерождение бокового сжатия в вертикальную складчатость в условиях проявления последних импульсов стрессовых напряжений, вызванных столкновением континентальных берегов былого микроокеана, проявление повсеместной изоклинальной складчатости надвиговых комплексов, приведшее к окончательному перемешиванию геологических формаций разной геотектонической (геодинамической) природы, но создающих иллюзию наличия моноклинально наращивающихся разрезов (коллизионная, или орогеническая стадия) → прекращение стрессовых напряжений, денудация орогенов, полное господство вертикально направленных движений вверх, вызванных стремлением ареала структуры к изостатическому равновесию, вывод корневых частей былого орогена на земную поверхность; становление сутуры и ее обрамлений ( платформенная стадия).
Таким образом, совокупность имеющихся данных по особенностям палеозойских (неопротерозойско-палеозойских) офиолитовых структур Казахской складчатой области обязывает назвать их следами палеоокеанов. В отличие от палеорифтов, эти структуры по пути своего становления прошли основные стадии цикла Вильсона. Такую складчатую структуру нельзя называть палеорифтом, который является более частной структурой по отношению к самому океану и фиксирует только начальный этап его раскрытия. Как справедливо отмечает американский ученый-геолог К. Бюрке [8], «рифты обычно не преобразовываются в сильно деформированные линейные пояса без прохождения промежуточной океанической стадии» (с. 52).
Резюмируя изложенное, отметим, что можно допустить возможность существования малых окаеанов в палеозое (неопротерозое-палеозое) при гигантских размерах их современных аналогов. Соответственно, чтобы отличить палеозойские (неопротерозойско-палеозойские) океаны от современных (мезозой-кайнозойских) океанов, в геологическую литературу необходимо официально ввести термин «микроокеан», а для обозначения палеозойской (неопротерозойско-палеозойской) специфики проявления плитной тектоники - термин «умеренный мобилизм» применительно к этим периодам развития планеты [8].
Рецензенты:
Бекмухаметов А.Е., д.г.-м.н., профессор, главный научный сотрудник Института геологических наук им. К.И. Сатпаева Министерства образования и науки Республики Казахстан, г. Алматы.
Омирсериков М.Ш., д.г.-м.н., профессор, директор Института геологических наук им. К.И. Сатпаева Министерства образования и науки Республики Казахстан, г. Алматы.
Библиографическая ссылка
Сеитов Н.С. ОСОБЕННОСТИ ОФИОЛИТОВЫХ СТРУКТУР КАЗАХСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ КАК ДОКАЗАТЕЛЬСТВО РЕГИОНАЛЬНОГО ХАРАКТЕРА ПРОЯВЛЕНИЯ ТЕКТОНИКИ ПЛИТ В ПАЛЕОЗОЕ // Современные проблемы науки и образования. – 2013. – № 6. ;URL: https://science-education.ru/ru/article/view?id=10807 (дата обращения: 19.04.2024).