ГЕОЛОГИЯ
551.243
СТРУКТУРЫ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКОГО НАДВИГОВОГО ПОЯСА КИТАЙСКОГО ЮЖНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ
© 2012 г. Ю. С. Бискэ, Д. В. Алексеев, Ван Бо, Ван Фей, О. Ф. Гетман, А. В. Дженчураева, Р. Зельтманн, В. А. Аристов
Представлено академиком Ю.Г. Леоновым 18.05.2011 г. Поступило 20.05.2011 г.
ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2012, том 442, № 1, с. 74-78
УДК
Позднепалеозойский складчато-надвиговый пояс Южного Тянь-Шаня сформировался в результате столкновения Казахстанского, Алайско-го, Туранского и Таримского микроконтинентов (рис. 1). В киргизском секторе пояса реконструируется позднекаменноугольная зона субдукции, погружавшаяся к северу под Казахстанский континент. Время начала коллизии Казахстана с микроконтинентами Алая и Тарима определяется как середина московского века и конец позднего карбона соответственно. Основными элементами структуры пояса считаются покровы и надвиги южной вергентности, сформировавшиеся в позднем карбоне и ранней перми [1, 3, 4].
Модели китайского Тянь-Шаня предполагают как северное, так и южное падение зоны субдук-ции. Руководящая роль в большинстве вариантов приписывается структурам северной вергентно-сти. Возраст коллизии определяется разными авторами как поздний девон—ранний карбон [5, 9, 11], поздний карбон—ранняя пермь [7, 10], поздняя пермь и триас [13, 14] или как диахронный от раннего карбона до перми [6]. Противоречия в моделях не позволяют на сегодняшний день предложить единую схему строения и эволюции Южного Тянь-Шаня.
С целью сопоставления киргизского и китайского секторов пояса нами проведены структурно-геологические и стратиграфические исследования в китайском Южном Тянь-Шане по профилю от пос. Баинбулук до предгорий хребта Харк (Харкешань) севернее г. Куча (рис. 1). Полученные данные позволяют выявить крупноамплитудные тектонические покровы, ранее здесь неизвестные, и обосновать вывод о принципи-
Санкт-Петербургский государственный университет Геологический институт Российской Академии наук, Москва
Нанкинский университет, КНР Министерство природных ресурсов Республики Кыргызстан, Бишкек Natural History Museum, London, UK
альном сходстве позднепалеозойских структур китайского и киргизского Тянь-Шаня.
Крупный тектонический покров выявлен на северных склонах хр. Харк (рис. 2). Нижнедевонские известняки и кремнистые сланцы образуют здесь аллохтон, лежащий на сланцах и турбидитах гжельского и, возможно, ассельского ярусов. Структура параавтохтона представляет серию пластин, ограниченных взбросами южной вер-гентности. С севера на юг пластины сложены: массивными известняками верхнего визе и серпуховского яруса; сложно дислоцированными известняками и сланцами с горизонтами песчаников и конгломератов, содержащими форамини-феры верхнего девона(?), нижнего и верхнего карбона; известняками и сланцами московского яруса с турбидитами и олистостромами в кровле разреза (рис. 2). Находки фораминифер Archae-discus sp.; Betpokodiscus sp.; Haplophragmina sp.; Bradyina sp.; Plectostaffella sp.; Protriticites sp. в олистолите в точке 42°40' 37" с.ш., 83°40' 22" в.д. определяют возраст олистострома не древнее чем касимовский век позднего карбона (рис. 2).
Южнее вскрыты мелководные известняки с московскими фораминиферами, в том числе Pro-fusulinella constans Saf., Р. diffusa Sol., Aljutovella pojarkovi Dzhen., A. aff. tumida Bensh. Верхние 80 м карбонатного разреза содержат комплекс позднего карбона—ранней перми (не древнее касимовского века) с Quasifusulina longissima (Moell.), Quasifusulina(?) ex gr. dagmarae Putr., Schwagerini-formis ex gr. schwageriniformis (Raus.), Triticites cf. convexus Bensh. Выше согласно ложатся глинисто-известковые сланцы и терригенные турбиди-ты общей мощностью не менее 1.5—2 км [12]. В турбидитах и сланцах присутствуют олистоли-ты известняков размером от первых метров до первых сотен метров. В трех олистолитах найдены фораминиферы фамена—турне, московского и гжельского веков. Последнее ограничивает возраст турбидитов в пределах гжельского века и, возможно, ранней перми. Пласты параавтохтона собраны в прямые и наклонные складки субширотного простирания, сжатые и почти изокли-
о
и
к
К
•с
м
£
90° в .д.
ТЕЗ*/Л
Рис. 1. Тектоническая схема Тянь-Шаня. Геологическая основа с использованием [15]. 1 — Южный Тянь-Шань: позднепалеозойский складчато-надвиговый пояс; 2 — Казахстан-Тянь-Шаньский массив: агломерат докембрийских микроконтинентов и раннепалеозойских офиолитов с наложенными островодужными комплексами; 3 — Срединный Тянь-Шань: докембрийский микроконтинент, позднедевонско-раннекаменноугольная пассивная окраина Казахстана; 4, 5 — до-кембрийские микроконтиненты: 4 — Таримский, 5 — Туранский; 6 — средне- и позднепалеозойские аккреционные комплексы и островные дуги Джунгаро-Балхашской и Алтайской областей; 7,8— магматические дуги: 7— поздний девон—каменноугольная Или-Восточнотянынаньская, 8 — каменноугольные — Гиссарская (Г), Чаткало-Кураминская (К) и Богдошаньская (Б).
О н та
•<!
п
•<!
Е
Я
О
Со й я
и
и
о
Со
о я
о §
о
и я
м о и о
"Ч
о
я
§
£
О)
76
БИСКЭ и др.
83°40' в.д.
Рис. 2. Геологическая схема района перевала Телемет, хр. Харк. 1 — четвертичные отложения; 2 — верхний карбон (гжельский ярус) и нижняя пермь (ассельский ярус): глинистые сланцы и турбидиты с олистолита-ми; 3 — верхний карбон (московский и касимовский ярусы): мелководные известняки с горизонтами песчаников и сланцев; 4 — верхний девон(?), нижний и верхний карбон: известняки и глинистые сланцы с пластами песчаников и конгломератов; 5 — нижний карбон (верхний визе и серпухов): массивные известняки; 6 — нижний и средний девон: карбонаты с пачками кремней и кремнистых сланцев; 7 — силур и девон: известняки, мраморы, слюдистые сланцы, офи-олиты; 8 — точки палеонтологических сборов (слева направо): кораллы, брахиоподы, строматопоры, фо-раминиферы, амфипоры; 9 — разломы (слева направо): надвиги, взбросы и сдвиги.
нальные в терригенных отложениях и более пологие в карбонатах.
Аллохтон, сложенный породами нижнего девона, обнажается на водоразделах к западу от дороги Баинбулук—Куча (рис. 2). В низах пластины развиты плитчатые известняки и кремнистые сланцы, сменяющиеся вверх по разрезу массив-
ными мелководными известняками. Плитчатые известняки в точке 42°36'07"с.ш., 83°38'01" в.д. содержат пласты со скоплениями ценостеумов Amphipora sp. и табулятами Favosites kozlovskii (Sok.); F.? cf. nitidus Chapman, характерными для лохковского и пражского ярусов нижнего девона. Отметим, что находки девонских Amphipora и Cladopora впервые сделаны здесь при геологической съемке масштаба 1:200000 [12], однако структура тектонического покрова не была расшифрована и девонский аллохтон объединялся в единую толщу с турбидитами верхнего карбона.
Останец аллохтона шириной около 5 км образует пологую синформу. Мощность толщи в составе этой пластины превышает 500 м. Поверхность надвига субпараллельна напластованиям висячего крыла и дискордантна по отношению к прямым складкам в породах параавтохтона. Девонские кремнисто-известковые сланцы в основании аллохтона деформированы в лежачие складки, осевые поверхности которых параллельны поверхности надвига. Направление надвигания по ориентировке складок определяется как южное (170°— 200°). Корни тектонического покрова скрыты на севере под четвертичными отложениями Баинбу-лукской впадины. Горизонтальная амплитуда покрова оценивается в 10—15 км или более.
Аналогичные нижнедевонские известняки с кораллами лохковского—пражского ярусов и подчиненными пачками кремнистых пород слагают и приводораздельную область хр. Харк в районе пер. Телемет (рис. 2). Западнее перевала к северу от оз. Куле они перекрыты массивными светлыми известняками с ранне- и среднедевонскими (не моложе эйфельского века) Caliapora sp., Heliolites ex gr. porosus Goldf. Более молодые отложения в этом типе разреза достоверно не установлены. Общая мощность колонки достигает 1.5 км.
К югу от девонских карбонатов в зоне разлома восточно-северо-восточного простирания, проходящего по долине с оз. Куле, обнажаются базальты и кремни с радиоляриями среднего и позднего девона и силурийские габбро, часто рассматривающиеся как офиолиты [5, 7, 11]. Западнее озера (42°27'01" с.ш., 83°15'44" в.д.) в зеленых кремнях нами найдены конодонты верхнего франа Ancyrodella lobata Br. et Mehl., Palmatolepis orbicularis Ovn. et Kuzm., а карбонатные турбидиты на северном берегу озера (42°27 ' 00 " с.ш., 83° 18 ' 50 " в.д.) содержат комплекс фораминифер позднего визе— нижнего башкира: Diplosphaerina sp.; Earlandia (Quasiearlandia) vulgaris (Raus. et Reitl.); Palaeo-nubecularia ex gr. fluxa Reitl.; Monotaxinoides con-vexus Brazhn.; Insolentitheca variabilis Brazhn.; En-dothyra (Similisella) similis Raus. et Reitl.; En-dostaffella sp.; Eostaffella cf. paraparva Gan.; E. aff. postmosquensis Kir.; Pseudoendothyra sp. Палеонтологические данные свидетельствуют, что, скорее всего, эти отложения изначально входили в
СТРУКТУРЫ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКОГО НАДВИГОВОГО ПОЯСА
77
стратиграфическую последовательность отдельной покровной пластины и были отложены в глубоководном бассейне, который существовал здесь минимум до конца визе и вероятно до начала позднего карбона.
В южной части хр. Халыктау преобладают глубоководные отложения — яшмоиды и кремнистые сланцы с подчиненными турбидитами и известняками. В их основании лежат мелководные известняки с Favosites ex gr. stellaris Tschern. раннего и среднего девона (эмс—эйфель). Более древние карбонаты с кораллами Favosites ferganensis (Orl.) пржидолия—лохкова, встречаются в обломках тектонических меланжей. В глинистых яшмах (42°20 ' 12' 'с.ш., 83°15 '21 " в.д.) нами найдены коно-донты Palmatolepis cf. transitans Mull.; Ancyrodella ro-tundilofa (Bryant) низов франского яруса. В пачках известняков определены фораминиферы фамена— турне (точка 42°19 '52 " с.ш., 83°15 '34 "в.д.) и среднего—позднего визе (42°19 '36 "с.ш., 83°15 '14 " в.д.).
Ранее в этих же разрезах отмечались радиолярии среднего девона, верхнего девона и нижнего карбона, а также конодонты Gnathodus nodosus Bishoff, G. pseudos
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.