Целенаправленное изучение девонского краевого вулканического пояса Казахстана (ДВП), предпринятое по инициативе впервые выделившего эту структуру А.А. Богданова [2] путем проведения крупномасштабной геологической съемки, выявило структурные формы различного ранга и генезиса. При палинспастических построениях, "снятии" результатов вторичных, наложенных тектонических деформаций, реконструируются первичные формы залегания вулканитов, сопоставляющиеся с хорошо изученными в мезозойско-кайнозойских вулканических поясах. При этом детальное картирование вулканических и вулкано-тектонических структур ДВП, дислоцированных в пологие моноклинали с углами падения 20-30° и вскрытых эрозионно-денудационным срезом на глубину в несколько километров, дает возможность "заглянуть" в недра вулканических построек и получить их разрез практически до самых магматических камер.

Первичные формы залегания, как и особенности девонского вулканизма вообще, различны в разных частях рассматриваемого наиболее четко выраженного широтного сегмента ДВП – в Шубаркульском вулканическом массиве на западе и в пределах риолитового максимума Ащису-Баянаульской зоны на востоке (рис. 1).

Самой распространенной первичной формой залегания вулканитов ДВП на всех его участках являлись вулканические плато, или равнины, особенно протяженные, до первых десятков километров, в случаях, когда они сложены риолитовыми игнимбритами, связанными с трещинными извержениями и образованием вулкано-тектонических депрессий (на востоке), и полифирокластическими дацитами, риодацитами и риолитами ("автомагматическими кристаллобрекчиями") с жерловинами центрального типа, приуроченными к зоне Алгабасского разлома, ограничивавшего ДВП на западе [8].

Положительными формами вулканического рельефа ДВП являлись стратовулканы и экструзивные купола. Постройки первых "перешли в разрез" и фиксируются жерловыми телами и прижерловыми фациями [6], а также протяженными аллювиально-пролювиальными шлейфами, спускавшимися с высоких вулканических гор, как, например, у эйфельских вулканитов на западе [8].

Экструзивные купола флюидальных сферолитовых риолитов, единичные в западной части широтного сегмента ДВП, более характерны для восточной, где также слагают своеобразный "аккреционный" вулканический массив, расположенный южнее пос. Баянаул (рис. 2). Хорошо видна на аэрофотоснимках контрастная перемежаемость потоков темных базальтов и светлых риолитов, образующих крупные - до 2-3 км в основании и до 500 м по мощности линзы (купола в разрезе), сливающиеся и надстраивающие друг друга (рис. 2; 3). Экструзивные купола сопровождаются прикупольными брекчиями и литокластическими туфами флюидальных риолитов – отложениями туфовых лавин.

Характерными отрицательными первичными формами являются вулкано-тектонические депрессии, широко распространенные в пределах Ащису-Баянаульского риолитового максимума, совпадающего с гравитационным минимумом, существование которого объясняется существенной гранитизацией субстрата [1]. Это обстоятельство и объясняет интенсивность проявления здесь кислого магматизма в плутонической и вулканической формах и образование в связи с ним описываемых структур.

Наиболее крупная депрессия – Семизбугинская, размером 40х22 км, может быть отнесена к типу полигональных [11] или "хаотических". Действительно, в ее пределах откартировано несколько отдельных блоков, просевших на разную глубину (рис. 4). В ее северо-восточной части, в районе пос. Бельагаш, определена амплитуда вулкано-тектонического проседания, равная 2 километрам [7]. Две другие депрессии – Токзакская и Восточно-Кызылтауская, являются, по-видимому, результатом погружения монолитных блоков и имеют меньшие размеры.

На правобережьи реки Айдос, у горы Жуантобе, расположена уникальная в ДВП структура кальдерного проседания типа лаккокальдеры [10]. Это проседание было подготовлено предшествовавшим плутоническим поднятием над "лакколитом".

Такое поднятие устанавливается по положению кальдеры в пределах локальной внутридевонской антиклинальной структуры с выходом в ее ядре базальтоидов нижней части разреза нижнего девона (рис. 5) и перекрытием их среднедевонскими грубообломочными фангломерато-брекчиями, содержащими глыбы до 2-5 м нижележащих базальтоидов. Амплитуда этого поднятия была более 1000 м, что определяется мощностью размытой над сводом антиклинали верхней части разреза нижнего девона.

Размер Жуантобинской лаккокальдеры в плане 10х15 км. Выполняющие ее породы у контакта, вблизи борта провала, залегают почти вертикально, у подошвы - полого, вписываясь в региональную моноклиналь. Амплитуда проседания кальдерообразующего грабенообразного блока фиксируется перемещением вниз по разрезу нижней базальтоидной толщи (рис. 5) и составляет 1,5 км. Обращает на себя внимание дисгармоничная по отношению к общей моноклинальной структуре района складчатая структура вмещающих и подстилающих пород, которая так же, как и вертикальное залегание пород у края кальдеры, может объясняться действием механизма клина при кальдерном проседании [4], создавшим усилия локального горизонтального сжатия.

Пространство магматической камеры, в которую погружался блок при кальдерном опускании, занято такими же гранитоидами, как и в трещинной приразломной интрузии, структурно контролируемой кольцевым разломом, ограничивающим лаккокальдеру. К этому же интрузивному комплексу относятся микромонцограниты многочисленных силлов, расположенных в непосредственной близости к кальдере и фиксирующих обстановку вертикального растяжения, господствовавшую при кальдерном проседании. Это проседание было, по-видимому, достаточно длительным, так как, в отличие от вышеописанных вулкано-тектонических депрессий, лаккокальдера выполнена различными пластами - преимущественно риолитовыми туфобрекчиями, реже игнимбритами и вулканогенно-осадочными породами с отпечатками ископаемой флоры эйфельского возраста.

Указанные структуры, как отмечалось выше, характерны также для мезозойско-кайнозойских вулканических поясов активных окраин континентов, возникших над сейсмофокальными зонами Беньофа [3, 5, 9 и др.]. О возможности существования в раннем и среднем девоне подобных палеозон Беньофа, погружавшихся под каледонский континент и спровоцировавших образование девонского вулканического пояса Казахстана, свидетельствует петрохимическая зональность: вулканиты средне-основного состава фронтальных частей пояса как на западе [8], так и на востоке принадлежат известково-щелочной серии, а тыловых частей - субщелочной серии (рис. 6).

Список литературы

11. Komuro H. Mechanism of Caldera Formation: Experimental Approach 29-th Intern. Geol. Congr. // Kyoto. Abstr. Volume 2, 1992, p. 481.