Ü В оглавление сборника, посвященного 45-летию ЦКЭ МГУ

Тевелев Ал.В., Тевелев Арк.В., Завражнов В.Н.

РАЗВИТИЕ ПОСТТЕЛЬБЕССКИХ СТРУКТУР ПРИСДВИГОВОГО РАСТЯЖЕНИЯ И СЖАТИЯ В ЦЕНТРАЛЬНОМ КАЗАХСТАНЕ

Введение

Рассматриваемая территория охватывает обширную гетерогенную область Центрального Казахстана (от Сарысу-Тенизского поднятия на западе до Токрауской впадины на востоке), посттельбесская1 история которой, однако, представляется относительно однородной. В пределах всех ее разновозрастных и тектонически разнородных блоков (таконский Западно-Балхашский блок, неоднократно активизированный впоследствии; собственно тельбесский Жаман-Сарысуйский блок; западный сегмент девонского Казахстанского краевого вулканического пояса; Токрауский сегмент позднепалеозойского Балхаш-Илийского вулканического пояса) формируются специфические фаменско-раннекаменноугольные наложенные структуры, а в центре и на востоке – позднепалеозойские вулканические прогибы и кальдеры, интрузивные массивы и т.д. Локальные посттельбесские структуры сходны во многих отношениях:

1Тельбесский тектонический цикл, в нашем понимании, состоит из двух стадий: формирования прогиба (ранний палеозой – начало живета) и орогенной (конец живета – фран).

– четко выражено посттельбесское (предфаменское) несогласие;

– ареалы распространения осадочного нижнего карбона и вулканогенного верхнего палеозоя (где он есть) примерно совпадают;

– и осадочные, и магматические структуры ограничены диагональной (ромбической) сетью разрывов;

– интрузивные тела, расположенные в пределах этих структур, имеют более или менее четкую полигональную плановую форму;

– осадочные прогибы, полигональные вулкано-тектонические депрессии (блок-кальдеры), магмоподводящие зоны, интрузивные массивы, дайки и их рои обладают упорядоченными и сходными структурными рисунками.

Контролирующие посттельбесское структурообразование диагональные зоны разрывов имеют позднедевонский-раннепермский возраст и, обычно, глубинное заложение. Детальное геологическое картирование различных объектов в пределах рассматриваемого региона, проведенное авторами за последние 25 лет в составе Центрально-Казахстанской экспедиции геологического факультета МГУ, показало, что смещения по разновозрастным позднепалеозойским диагональным разрывам включают средне- и малоамплитудную сдвиговую составляющую и что существует достаточно жесткая зависимость ориентировок разрывных нарушений и их кинематики, а именно: северо-западные разрывы являются правыми сдвигами, а северо-восточные – левыми. Кроме того, установлена корреляция между ориентировками структурных элементов и динамическими условиями их образования: зоны интенсивных дислокаций, фиксирующие условия сжатия, как правило, субширотны, а пучки даек и цепочки палеовулканов, формирующиеся в условиях растяжения, чаще всего субмеридиональны. Для некоторых объектов нами уже разработана модель их формирования в условиях присдвигового растяжения [4]. Эти динамические обстановки сохранялись продолжительное время (по крайней мере – с фамена до конца перми), о чем свидетельствуют частые случаи многократного использования одних и тех же зон растяжения разновозрастными интрузивными образованиями (мелкими плутонами, жерловинами, дайками и т.п.).

Описанный структурный рисунок и установленные закономерности позволяют предложить простую модель развития значительной части посттельбесских образований.

Структурная модель

Предполагается, что посттельбесская структура рассматриваемой территории развивалась в условиях относительно однородного поля напряжений с субмеридиональной ориентировкой оси главного сжатия и субширотной – оси главного растяжения. Преимущественно хрупкое, блоковое деформирование верхней коры региона сопровождалось формированием двух основных сдвиговых (сколовых) систем – северо-западной системы правых сдвигов и северо-восточной системы левых сдвигов, а также комплементарной им сети локальных субмеридиональных структур растяжения и субширотных структур сжатия, которые могут быть описаны как присдвиговые, несмотря на то, что ведущие механизмы посттельбеского деформирования остаются неизвестными (рис. 1).

Рис. 1. Модели формирования присдвиговых структур в условиях меридионального сжатия – широтного растяжения

 

А – ассоциация присдвиговых структур растяжения;

Б – ассоциация присдвиговых структур сжатия.

Сдвиги одного простирания и, соответственно, одного направления смещения достаточно отчетливо концентрируются в правосторонних и левосторонних доменах. Вместе с тем, ареалы транстенсивной и транспрессивной тектоники мигрируют внутри доменов, приспосабливаясь к флуктуациям регионального поля напряжений. Локальные структуры присдвигового сжатия и растяжения, в том числе структуры разных возрастных генераций, могут интерферировать самым различным образом, однако региональные соотношения количеств структур сжатия и растяжения явно меняются со временем, отражая, вероятно, количественные изменения компонент регионального поля напряжений (рис. 2). Различные соотношения магматических и амагматических элементов в строении этих структур – от полностью амагматичных прогибов Сарысу-Тенизского водораздела до вулкано-интрузивных комплексов Прибалхашья – обусловлены различной тепловой историей соответствующих районов и не связаны с амплитудами присдвигового раскрытия.

Рис. 2. Принципиальная схема возможных пространственных соотношений структур присдвигового сжатия и растяжения.

 

1-3 – структуры присдвигового растяжения разных генераций; 4 – структуры присдвигового сжатия; 5 – направления смещения блоков; 6 – сеть сколов; 7 – ведущие сдвиги.

В терминологии Вудкока, такие структурные комплексы соответствуют сдвиговым дуплексам растяжения и сжатия [6]. Структуры присдвигового растяжения, развитие которых инициировало магматическую деятельность, мы называем сдвиговыми магматическими дуплексами.

Ниже мы подробно рассмотрим типы вещественно-структурной реализации описанных тектодинамических условий на примере одного из наиболее изученных районов, а также проиллюстрируем принятую модель на других примерах. Некоторые сложности восстановления структурной эволюции конкретных элементов связаны с тем, что зоны растяжения только в редких случаях ориентированы строго меридионально, поскольку они чаще всего наследуют уже существующую разрывную сеть. В целом, однако, их отклонения от меридиональных ориентировок составляют не более 30° . Кроме того, длительное воздействие постоянных полей напряжения приводит к вращению первично диагональных сдвигов, постепенно приобретающих вторичное близширотное простирание. В этом случае то же самое поле напряжений не может быть реализовано по ним, а приводят к возникновению новых сдвигов.

Сортуз-Конырсорский участок

Общая геологическая позиция

Сортуз-Конырсорский участок (рис. 3) расположен на юго-западной периферии Токрауского сегмента Балхаш-Илийского вулканического пояса. Посттельбесские образования представлены здесь пестроцветной терригенной толщей нижнего карбона (слагает мелкие наложенные брахисинклинали) и позднепалеозойскими магматическими комплексами западной периферии Балхаш-Илийского вулканического пояса (образуют серию небольших вулканических мульд и интрузивных массивов).

Рис. 3. Геологическая схема Сотруз-Конырсорского участка

1 – жаксытагалинский гранит-порфировый комплекс (P1); 2 – топарский диорит-гранодиорит-гранитный комплекс (C2); 3 – вулканические комплексы Балхаш-Илийского вулканического пояса (PZ3); 4 – пестроцветный терригенный комплекс (C1); 5 – кызылэспинский лейкогранитовый комплекс (D3); 6 – красноцветный молассовый комплекс (D2-3); 7 – комплексы фундамента посттельбесских структур (S1–D2); 8 – интенсивно тектонизированные породы; 9 – стратиграфические и интрузивные контакты; 10, 11 – тектонические контакты: субвертикальные (10) и наклонные (11); генерализованное положение плоско-параллельных и линейных (стрелка) элементов структур тектонического течения.

Цифрами обозначены интрузивы: 1 – Каратас, 2 – Тасарал, 3 – Белькудук, 4 – Сортуз, 5 – Кендыкты; разрывы: 6 – Тюлькулинский взброс; зоны тектонизации: 7 – Новалинская, 8 – Западно-Тасаральская.

Фундамент этих структур был сформирован в таконскую фазу тектогенеза, а затем переработан в тельбесскую. В его составе выделяются несколько комплексов пород: раннепалеозойский (интенсивно тектонизированные вулканогенно-осадочные толщи); раннесилурийский (таконская морская моласса) и средне-позднедевонский (тельбесская континентальная моласса и магматические комплексы позднего девона – вулканиты и граниты, относящиеся к Казахстанскому краевому девонскому вулканическому поясу).

Структуры присдвигового растяжения

Наиболее простой из структур, сформированных в условиях присдвигового растяжения, является линейный интрузив Каратас жаксытагалинского комплекса ранней перми, который расположен в северо-восточной части участка и представляет собой мощную (до 300 м) субмеридиональную дайку гранит-порфиров протяженностью около 5 километров. Оба торца дайки ограничены разрывами запад-северо-западного простирания, а в середине она “смещена” таким же разрывом, имеющим вид правого сдвига, который не прослеживается, однако, в за пределы дайки.

Раскрытие магматической камеры дайки Каратас (рис. 4) происходило в зоне растяжения, приуроченной к субмеридиональному отрезку правого сдвига запад-северо-западного простирания и структурно реализованной как сдвиговый дуплекс растяжения с магматическим заполнением. Можно классифицировать данный магматический дуплекс как одинарный, простой. Амплитуда сдвига составляла около 400 м.

Рис. 4. Структурные обстановки развития сдвиговых магматических дуплексов растяжения в среднем карбоне и ранней перми (Сотуз-Конырсорский участок)

 

Цифрами обозначены сдвиговые дуплексы растяжения (см. условные обозначения к рис. 3)

Интрузив Тасарал представляет собой совокупность сближенных, плотно прилегающих друг к другу даек разнообразных по структуре и текстуре гранит-порфиров по меньшей мере четырех возрастных генераций, общей мощностью до 1 км и протяженностью до 15 км (жаксытагалинский комплекс). Простирание тела – северо-северо-западное, на обоих концах плавно переходящее в запад-северо-западное. На изгибах интрузив расщепляется в серию выклинивающихся даек, образующих своеобразные “конские хвосты”. Примерно в середине массива имеется коленообразный уступ, имеющий вид левого сдвига северо-восточного простирания, однако за пределы интрузива сдвиг не прослеживается.

Мы предполагаем (рис. 4), что интрузив Тасарал формировался в условиях растяжения на субмеридиональном изгибе правого сдвига северо-западного простирания путем пульсационного заполнения дискретно расширяющейся магматической камеры. В структурном смысле этот магматический дуплекс можно рассматривать как кинематический аналог комплекса параллельных даек. Амплитуда сдвига превышала 1000 м.

Дайковый пояс Белькудук представлен серией гранит-порфировых даек жаксытагалинского комплекса (трех или четырех возрастных генераций), прорывающих биотитовые граниты юго-восточного эндоконтакта Южно-Шокшанского гранитного массива позднедевонского возраста. Мощности отдельных даек изменяются от 1-2 до 15-20 метров, а суммарная достигает 200-300 метров. Пояс имеет генеральное северо-северо-западное простирание, на северном и южном концах плавно переходящее в запад-северо-западное, на котором дайки и выклиниваются. Общий контур поля распространения даек имеет в плане форму параллелограмма с северо-северо-западным простиранием длинной стороны и запад-северо-западным – короткой.

По нашим представлениям (см. рис. 4), дайковый пояс Белькудук (аналогично интрузиву Тасарал) сформировался в условиях присдвигового растяжения и пульсационного заполнения серии локальных отрывов, возникших в субмеридиональной “зоне перехвата” при развитии кулисообразного правого запад-северо-западного сдвига. Дайки в поясе разделены вмещающими породами, поэтому дуплекс можно классифицировать как множественный. Амплитуда сдвига составляла 300 – 400 м. Рассмотренные сдвиговые магматические дуплексы растяжения (Каратас, Тасарал и Белькудук) расположены в пределах единого домена, основу которого составляет Южно-Шокшанский гранитный массив. Здесь в ранней перми преобладали правые сдвиги северо-западного простирания и комплементарные им зоны растяжения. Особенностью этого домена является малая величина отношений амплитуд сдвиговых смещений к длинам зон растяжения, вследствие чего простирание магматических тел совпадает с простиранием последних.

Диорит-гранодиорит-гранитные массивы топарского комплекса (средний карбон) Сортуз и Кендыкты расположены в южной части района. Они прорывают, главным образом, комплексы фундамента. Массив Сортуз имеет четко выраженное северо-восточное простирание (длина около 8 км, ширина от 0,6 до 1,5 км). Интересно, что породы разных фаз внедрения сменяют друг друга по простиранию интрузива. Так диориты первой фазы сосредоточены в центральной части массива, гранодиориты второй фазы – в юго-западной, граниты третьей – в северо-восточной. В центральной части располагаются, кроме того, и мелкие тела постинтрузивных гидротермально-эксплозивных пород. Массив Кендыкты в первом приближении имеет в плане форму параллелограмма с субмеридиональной и северо-восточной ориентировкой сторон. Он сложен преимущественно диоритами, гранодиориты локализованы в центральной части массива, а небольшие тела гранитов откартированы по юго-западному контакту интрузива.

Таким образом, устанавливается, что формирование описанных интрузивов происходило в пульсационно раскрывающихся зонах присдвигового растяжения, развивавшихся в среднем карбоне на левых сдвигах северо-восточного простирания (рис. 4). Для этого времени выделяется южный домен, в пределах которого преобладали левые сдвиги северо-восточного простирания, причем суммарная амплитуда сдвигания была больше протяженности зон присдвигового растяжения, вследствие чего простирание интрузивов совпадает с простиранием сдвигов.

Обстановки развития вулканических комплексов восстанавливались при помощи палеовулканических реконструкций. На рис. 5 показана система локальных вулканических магмоподводящих зон, развивавшаяся от раннего карбона до ранней перми. Все зоны имеют северо-северо-западное простирание и фиксируются цепочками одновозрастных субвулканов и жерловин. Большая часть локальных магмоподводящих зон приурочена к тектоническим контактам небольших блоков фундамента, а с севера практически все они (за исключением раннепермских) ограничены по простиранию крупным разломом. По возрасту вулканогенных образований, приуроченных к конкретным магмоподводящим зонам, отчетливо прослеживается их миграция с запада на восток.

Рис. 5. Палеовулканическая схема Сортуз-Конырсорского участка

1-3 – раннепермская вулкано-плутоническая ассоциация: 1-2 – кызылкиинский вулканический комплекс (1 – жерловины, 2 – субвулканы); 3 – жаксытагалинский плутонический комплекс; 4, 5 – колдарский вулканический комплекс (4 – жерловины, 5 – субвулканы); 6, 7 – керегетасский вулканический комплекс (6 – жерловины, 7 – субвулканы); 8-11 – среднекаменноугольная вулкано-плутоническая ассоциация: 8,9 – калмакэмельский вулканический комплекс (8 – жерловины, 9 – субвулканы); 10 – топарский плутонический комплекс; 11 – гидротермально-эксплозивные образования; 12 – границы между блоками фундамента; 13-17 блоки фундамента, сложенные: терригенным нижним карбоном (13), вулканогенным верхним девоном (14), терригенным средним-верхним девоном (15), позднедевонским гранитами (16), вулканогенно-осадочным силуром (17); 18 – синвулканические кольцевые и радиальные разломы; 19 – контуры локальных вулкано-тектонических структур; 20, 21 – магмоподводящие зоны: крупные (20) и мелкие (21). 

По принятой модели локальные вулканические магмоподводящие зоны каменноугольного возраста на Сортуз-Конырсорском участке сформировались в субмеридиональной зоне перекрытия кулис левого сдвига северо-восточного простирания. Сдвиг развивался импульсно в течение длительного времени, причем частные зоны присдвигового растяжения мигрировали в пространстве с запада на восток за счет постепенного отмирания тыловых и зарождения фронтальных отрывов. Кинематически совокупность локальных магмоподводящих зон карбона достаточно близка к Белькудукскому поясу даек и может быть классифицирована как множественный сдвиговый магматический дуплекс. Суммарная амплитуда сдвига вряд ли превышает первые километры.

Структуры присдвигового сжатия

В пределах Сортуз-Конырсорского участка изучены два типа структур, сформированных в условиях сжатия: взбросы и зоны интенсивной тектонизации пород.

Тюлькулинский взброс расположен в южной части участка, имеет широтное простирание и ограничен с востока и запада диагональными разрывами сдвиговой кинематики. В висячем боку расположены таконская (S) и (D2-3) молассы, а в лежачем – пестроцветная толща (C1), слагающая мульду, наложенную на тельбесский фундамент. Посттельбесский возраст этого разрыва доказывается тем, что смещение затрагивает нижнекаменноугольные терригенные толщи. Интерпретация данных магнито- и гравиразведки показывает, что Тюлькулинский разрыв достаточно круто (около 60° ) падает на север. По принятой модели (рис. 6) он представляет собой широтный взброс, комплементарный системе северо-восточных левых и северо-западных правых сдвигов.

Новалинская зона милонитизации расположена в северо-западной части участка, имеет широтное простирание и размеры примерно 5 на 1,5 км. Она представляет собой сложно и неоднородно деформированный блок, сложенный в различной степени тектонизированными породами: от слабо катаклазированных песчаников до бластомилонитов [3]. Интересно, что зона имеет в плане форму более или менее правильного прямоугольника с достаточно резкими контактами. На севере и востоке она граничит с Южно-Шокшанским гранитным массивом, на юге – с силурийской вулканогенной молассой. Только западное ее ограничение не вполне определенно, здесь зона распадается на серию маломощных быстро выклинивающихся полос рассланцевания, гомологичных расщеплению хвостов дайковых тел в транстенсивных структурах. Плоскопараллельные структуры тектонического течения в пределах зоны в среднем погружаются на юг под углом 60° , а линейность – на юго-восток под углом 40° . Посттельбесский возраст Новалинской зоны доказывается тем, что в ее пределах в рассланцевание втянуты позднедевонские граниты кызылэспинского комплекса.

В рамках принятой нами модели Новалинская зона тектонизации сформировалась как сдвиговый дуплекс сжатия на широтном колене правого сдвига северо-западного простирания (рис. 6). Северо-восточное крыло сдвига целиком сложено гранитами Южно-Шокшанского массива. Оценить величину смещения по сдвигу трудно из-за отсутствия сколько-нибудь надежных маркеров, но, судя по мощности интенсивно тектонизированных пород, она должна быть весьма значительной.

Рис. 6. Структурные обстановки развития сдвиговых дуплексов сжатия в позднем палеозое

1 – участки интенсивной тектонизации; 2 – взбросы (треугольники по направлению падения сместителя); 3 – активные сдвиги; 4 – направления смещения по сдвигам.

Цифрами обозначены: Тюлькулинский взброс, 2 – Новалинская зона милонитизации.

Керегетасский участок

Керегетасский участок (рис. 7) расположен в пределах Жаман-Сарысуйского блока тельбесской консолидации, сложенного кремнисто-базальтовой (O2 – S1l1) и мощной флишоидной формациями (S1l3 – D2z v1); последняя включает верхнесилурийский олистостромовый комплекс. Посттельбесские структуры представлены здесь гранитоидными массивами Керегетас и Киикпай, а также Западно-Керегетасской зоной милонитизации.

Рис. 7. Геологическая схема Керегетасского участка

1 – кайнозойские образования; 2, 3 – топарский плутонический комплекс: 2 – граниты, 3 – диориты; 4 – кремнисто-базальтовый комплекс; 5 – флишоидный комплекс; 6 – олистостромовый комплекс; 7 – маркирующие пласты терригенных пород; 8 – зоны тектонизации; 9 – элементы залегания пластов; 10, 11 – контакты: 10 – тектонические, 11 – стратиграфические и интрузивные.

Структурные обстановки формирования гранитоидных массивов Керегетас и Киикпай (рис. 8) близки к обстановкам формирования описанных выше массивов Сортуз и Кендыкты (в зонах растяжения, комплементарных левым сдвигам восток-северо-восточного простирания), причем близкими оказываются и амплитуды раскрытия зон присдвигового растяжения (5–6 км). Существенное отклонение современного простирания сдвигов от северо-восточного объясняется их последующим вращением в результате длительного воздействия того же поля напряжений.

Рис. 8. Структурные обстановки развития сдвиговых магматических дуплексов растяжения и дуплексов сжатия для позднего палеозоя (Керегетасский участок)

1 – направление смещения по сдвигам; 2 – взброс (треугольники по падению сместителя); 3 – зона тектонизации (сдвиговый дуплекс сжатия); 4, 5 – сдвиговые дуплексы растяжения: 4 – первого этапа, 5 – второго этапа

Западно-Керегетасская зона милонитизации имеет протяженность около 8 км при мощности 1–1,5 км и довольно круто (60–80° ) погружается на юг. Она сформировалась как сдвиговый дуплекс сжатия на широтном колене правого сдвига северо-восточного простирания. Не очень ясны возрастные соотношения сдвиговых дуплексов растяжения и сжатия. Последние, вероятно, являются более молодыми.

Жаильминский участок

Жаильминский участок расположен в Атасуйском районе Центрального Казахстана, в пределах западного сегмента девонского вулканического пояса, который и составляет фундамент посттельбесской Жаильминской синклинали. Непосредственно в его пределах авторами исследования не проводились. Однако, анализ многочисленных литературных данных позволяет говорить о соответствии структурных обстановок формирования сиклинали с теми, что лежат в основе предлагаемой модели.

Жаильминская синклиналь (рис. 9) имеет характерную угловатую форму “бумеранга”, обращенного изгибом на юго-запад (общей длиной более 100 км). Она сложена терригенно-карбонатными толщами фамена – нижнего карбона, в низах разреза содержащими прослои субщелочных базальтов [5]. Основную роль в структуре мульды и ее развитии играют разрывы северо-восточного и северо-западного простирания, а наиболее глубоководные глинисто-кремнисто-карбонатные образования “приурочены к щелевидной впадине в осевой зоне ... палеограбена, сходного с эпиконтинентальными рифтами” [2, стр. 58]. Вулканические постройки также расположены в осевой части мульды, локализуясь, главным образом, вблизи субмеридиональных разрывов [1].

Рис. 9. Геологическая схема Жаильминского участка (составлена с использованием Геологической карты Центрального Казахстана м-ба 1:500000, 1985 г. и [5]).

1 – кайнозойские рыхлые отложения; 2, 3 – нижний карбон: 2 – визейский и серпуховской ярусы, 3 – турнейский ярус; 4 – верхний девон; 5 – тельбесский фундамент Жаильминской синклинали; 6 – геологические контакты: а) стратиграфические, б) тектонические.

Согласно принятой нами модели (рис. 10) Жаильминская синклиналь заложилась на жестком фундаменте в виде множественного дуплекса растяжения, развитие которого привело к объединению локальных прогибов в один.

Рис. 10 Структурные обстановки развития сдвиговых дуплексов растяжения для фамена – раннего карбона (Жаильминский участок)

1 – направления смещения по сдвигам; 2 – направления присдвигового растяжения; 3 – сдвиговые дуплексы растяжения; 4 – позднедевонские вулканические постройки.

Работа подготовлена при финансовой поддержке РФФИ, гранты 96-05-65519, 96-05-65521.

Список литературы

1. Бахтеев М.К., Васюков Ю.А., Сорокина И.М. Фаменский вулканизм западной части Центрального Казахстана // Советская геология № 4, 1977. С. 78-89.

2. Бахтеев М.К., Васюков Ю.А. Структурно-фациальная зональность и история развития Атасуйского рудного района (Центральный Казахстан) в девоне // Геология и разведка. Известия высших учебных заведений, № 2, 1980. С. 51-59.

3. Милеев В.С. Структурные исследования при крупномасштабном геологическом картировании и результаты изучения некоторых сложнодислоцированных комплексов // В сб.: “Геология и полезные ископаемые Центр. Казахстана”, ред. Ю.А. Зайцев. М.: “Наука”, 1977. С. 289-306.

4. Тевелев Ал.В., Тевелев Арк.В. Cопряженное развитие поверхностных впадин и магматических камер в условиях присдвигового растяжения // ДАН, 1996, т. 246, № 5.

5. Щибрик В.И., Бузмаков Е.И. Стратиграфия и литология фаменских и турнейских отложений Атасуйского рудного района // Советская геология, № 2, 1976. С.

6. Woodcock, N.H. & Fisher, M. Strike-slip duplexes//Journal of Structural Geology, 1986, vol. 8, № 7, pp. 725-735.

 Ü В оглавление сборника, посвященного 45-летию ЦКЭ МГУ