big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Герцинский этап

Палеогеографическая обстановка в течение раннего девона продолжала оставаться очень сходной с той, которая характеризовала конец каледонского геотектонического этапа. Район представлял собой обширную область размыва, откуда шел интенсивный снос обломочного материала. Однако местами происходило и отложение последнего. Вероятно, это были наиболее пониженные участки древнего додевонского рельефа. К их числу должен быть отнесен, например, участок современного положения бассейна р. Каштогай, где сохранились довольно мощные толщи песчаников, гравелитов, конгломератов и алевролитов. Отложение осуществлялось в результате деятельности временных потоков, формировавших местами древний подгорно-веерный пояс. Одновременно в зоне, примыкавшей к Главному Каратаускому разлому (урочище Мынжилги), происходили сильные вулканические извержения, сопровождавшиеся широкими излияниями, вначале смешанных по составу лав, а затем главным образом лав кислых. Наряду с эффузивными процессами здесь шло накопление обломочного материала. В результате вдоль указанной зоны разломов накопились мощные толщи отложений пирокластического типа.

В среднем девоне условия начали изменяться. Продолжавшиеся тектонические движения дифференцировались, и на месте крупного общего поднятия стали возникать линейно вытянутые более частные формы поднятий и прогибов. Многие из них, возможно, были связаны с системами разрывных нарушений и представляли собой горсто и грабеноподобные образования. На основании анализа данных Е. А. Похвисневой можно предполагать, что образование ряда этих форм началось в период накопления наиболее древних частей разреза тюлькубашской свиты. В частности следует указать на наличие нескольких очень узких впадин, протягивавшихся вдоль свода современной Бессазской антиклинали, заполненных аргиллитами, алевролитами и песчаниками основания конгломератовой пачки тюлькубашской свиты. Присутствие среди этих пород прослоев диабазовых и андезитовых порфиритов свидетельствует о вулканической деятельности, проявлявшейся в эту эпоху на очень ограниченной площади.

Дифференциация тектонических движений к середине тюлькубашской эпохи достигла, по-видимому, максимальной величины. В это время происходило накопление мощных конгломератовых толщ. Обломочный материал, шедший на их формирование, поступал главным образом с Кокджотского поднятия, существовавшего в это время в виде горной гряды. Менее значительная область размыва располагалась на юго-западе и представляла собой также довольно узкую полосу возвышенностей, ориентированную параллельно Кокджотской. По сторонам от этих поднятий протягивались сходные по форме, относительно довольно узкие зоны прогибов, в пределах которых и концентрировалась основная масса обломков.

К концу тюлькубашского времени дифференциация тектонических движений в Каратау стала уменьшаться. Основной областью размыва по-прежнему являлась полоса Кокджотских поднятий. К юго-западу от них почти вся территория современного хребта, вероятно, представляла собой область прогибания, ибо в ее пределах в эту эпоху происходило накопление мощных толщ песчаных и песчано-глинистых осадков. Возможно, что прогибание не было повсеместным и небольшие участки этой территории являлись относительно поднятыми. Они могли служить дополнительными источниками сноса обломочного материала. Е. А. Похвиснева, например, указывает три таких участка: Суундыксайский, Интымакский и Ирымгузский. Однако не исключено, что их было больше.

Многие ранние исследователи Каратау полагали, что накопление обломочных пород тюлькубашской свиты происходило в прибрежно-морских условиях. Такой точки зрения придерживался, например, И. И. Машкара (1939). Позднее М. С. Потапова высказала мнение, что эти породы имеют континентальное происхождение и связаны с деятельностью главным образом наземных потоков. Эта точка зрения была развита Е. А. Похвисневой, которая сумела ее хорошо аргументировать. Действительно, с этих позиций многие факты получили достаточно ясное истолкование, тогда как ранее они казались противоречивыми. Так, в частности, стало понятным отсутствие в толще конгломератов морской обычно уплощенной гальки, отсутствие в песчаниках косой слоистости морского типа, наличие четкой, но чрезвычайно локальной ритмичности разреза этих пород и многое другое. Вероятно, в рассматриваемый отрезок времени район современного хребта Каратау представлял собой зону предгорий, в пределах которой происходило накопление подгорно-веерного и равнинно-долинного поясов пролювиального и аллювиального обломочного материала (Попов, 1954).

Начало фаменского времени ознаменовалось в Каратау погружением большей части его территории и широкой морской трансгрессией. С этого момента море уже почти не покидало поверхность района вплоть до конца среднего карбона. Вместе с тем обнаруживающиеся в его пределах довольно многочисленные следы перерывов осадконакопления указывают на постоянную миграцию береговой линии морских бассейнов и следовательно на его активную тектоническую жизнь. В течение всего этого весьма продолжительного времени на площади Большого Каратау происходило накопление главным образом карбонатных и глинисто-карбонатных осадков. Терригенные отложения, встречающиеся как в фаменском, так и в каменноугольном комплексах, составляют по отношению к ним ничтожный процент.

Наиболее трудно реконструируется обстановка, существовавшая в районе в самом начале фаменского века, в период накопления пород корпешской пачки. Как мы видели, последняя характеризуется довольно пестрым составом, что само по себе косвенно свидетельствует об очень неустойчивых, быстро «меняющихся внешних условиях. Наличие мощных толщ аргиллитовых и алевролитовых брекчий и конгломератов указывает на явления размыва. Их широкое распределение на площади отмечает региональный характер происходивших в то время процессов, денудации и захоронения. Вместе с тем плохая окатанность обломков (а иногда и ее полное отсутствие) и их очень незначительная прочность в известной мере противоречат такому заключению. Понять и правильно объяснить эти факты можно лишь допустив, что разрушались в данном случае не породы, а еще не вполне литифицированные осадки и что транспортировки обломков почти не происходило, так как они захоронялись главным образом на месте своего образования.

Во второй половине корпешского времени обстановка стала более стабильной. Район был покрыт мелководным морем, в пределах которого отлагались глинистые, глинисто-карбонатные и реже карбонатные илы. Небезынтересно отметить, что в рассматриваемое время, по-видимому, проявлялась слабая вулканическая деятельность. Об этом свидетельствует присутствие в отдельных слоях корпешской пачки пирокластического материала. Возможно, что выбросы продуктов извержений происходили за пределами рассматриваемого здесь района и разносились по площади ветром или водой.

Переход к курсайскому времени ознаменовался расширением морского бассейна. Глинистые осадки сменились карбонатными. Резко увеличилось богатство органического мира. С этого момента и до конца хантагинского времени район не выходил из-под уровня моря. Почти непрерывно на всей его площади происходило осадконакопление, приостанавливавшееся лишь спорадически на небольших участках.

Поскольку хантагинская свита состоит из многочисленных карбонатных и глинисто-карбонатных пачек, каждая из которых отлагалась в несколько отличных условиях и отмечала собой определенный ритм седиментационного процесса, чередование данных пород являлось результатом последовательного изменения глубины хантагинского морского бассейна. Как и обычно, периоды наиболее интенсивного развития фауны и флоры (водоросли) совпадали с отложением карбонатных осадков. Во многих случаях в некоторых пачках концентрация органических остатков была настолько значительной, что она и обусловливала их преимущественно карбонатный состав. Это относится, например, ко многим участкам рабатской пачки, где наблюдаются массовые скопления раковин комаротехий, или к породам курсайской пачки, где в столь же больших количествах концентрировались местами шаровидные водоросли.

Приведенный в первой части данной работы обширный фактический материал позволяет с достаточной детальностью судить о характере условий хантагинского морского бассейна. Береговая зона последнего, как уже отмечалось, проходила вдоль северо-восточного склона современного хребта. К юго-востоку, в сторону Приташкентской впадины и горных дуг Тянь-Шаня этот бассейн, по-видимому, был открыт, ибо здесь повсюду находятся нижнефаменские морские осадки.

Схема фаций и мощностей хантагинской свиты фаменского яруса Каратау и её аналогов - коголысайского и частично донгузтауского горизонтов Северо-Западного Тянь-Шаня

Карбонатный и глинисто-карбонатный комплекс данного возраста констатируется в пределах Боролдайского, Таласского, Сурамского, Пскемского, Чаткальского и других хребтов (рис. 125). Судить о наличии морских условий к западу, в сторону северной части современной Северо-Кызылкумской синеклизы, довольно трудно. Возможно, что на участке среднего течения р. Сырдарья, где ныне непосредственно под молодыми рыхлыми отложениями залегают докембрийские породы, хантагинское море отсутствовало. Однако полной уверенности в этом нет. Никаких фациальных изменений данных пород в пределах юго-западных склонов Каратау, которые могли бы указывать на приближение береговой зоны, здесь не наблюдалось.

Анализируя закономерности распределения мощности хантагинской свиты и изменения ее фаций, нетрудно прийти к выводу, что территория в рассматриваемое время испытывала общее, но, по-видимому, неравномерное погружение. Северо-западная часть Центрального Каратау прогибалась сравнительно мало. Напротив, его юго-восточная часть испытывала весьма значительные вертикальные перемещения. Этот вывод вытекает из уже рассмотренных ранее особенностей изменения мощности хантагинскон свиты. Ее наибольшие значения фиксируются в пределах юго-восточных частей современных антиклинальных зон. Наряду с этим здесь, наблюдается и наиболее отчетливая дифференциация мощности. Увеличение последней происходило на участках, расположенных между крупнейшими куполовидными антиклиналями, причем самые значительные мощности свиты были локализованы вдоль их юго-восточных нериклиналей. Эта особенность наводит на мысль, что в данном случае происходила частично взаимная компенсация поднятий и прогибов.

Как уже отмечалось, области максимальных значений мощности хантагинской свиты фиксируются в пределах не синклинальных, а антиклинальных современных зон. Это указывает на инверсию тектонического плана, в результате которой прогибы позднее трансформировались в довольно значительные поднятия. При этом участки антиклинальных зон, претерпевшие инверсию, располагались между теми их частями, которые длительное время испытывали только поднятие.

Еще более интересная картина тектонической инверсии наблюдается в пределах синклинальных зон. В ряде случаев были отмечены сокращения мощности фаменских отложений в направлении их осевых частей. Наряду с этим констатировались расхождения и в углах падения турнейских и фаменских отложений. Эти факты свидетельствуют о том, что в рассматриваемое время на участках современных синклиналей, по-видимому, частично располагались антиклинальные формы. Так, например, подобные соотношения наблюдались на юго-востоке Бельмазарской, на северном крыле Икансинской, на юго-западном крыле Келинчекской синклиналей и в ряде других участков различных синклинальных зон.

Анализ мощности хантагинской свиты на территории Центрального Каратау позволяет выявить и некоторые другие черты его тектонического развития. Сопоставление мощности свиты с современным структурным планом района дает возможность установить, что ее максимальные значения локализованы не точно в центральных частях современных антиклинальных зон, а. на участках, несколько смещенных относительно их осевых линий.

Это обстоятельство указывает на определенное смещение во времени границ соответствующих структурных элементов района (в частности зон). В связи с этим кажется мало вероятным наличие во всех случаях прочно зафиксированных в пространстве швов (например, глубинных разломов), определявших конфигурацию этих элементов. Лишь отдельные участки границ последних, вероятно, могли контролироваться крупными разрывными смещениями. Примером служит Беркутинская синклиналь, юго-западная граница которой осложнена разрывным смещением, морфологически и, вероятно, генетически связанным с этой складчатой структурой.

Между окончанием накопления хантагинской свиты и началом отложения хатынкамальской свиты был, по-видимому, некоторый перерыв. На это указывают наличие довольно мощных брекчий и конгломератобрекчий в основании хатынкамальской свиты, следы размыва в верхних пачках хантагинской свиты, местные выпадения ее из разреза и т. д. Вероятно полного осушения всей современной территории Большого Каратау в данное время не происходило, но его отдельные участки могли служить областями размыва. Особыми условиями характеризовался район северозападного Каратау, который в рассматриваемое время представлял собой сравнительно стабильную зону, перекрытую неглубоким морским бассейном с крайне замедленной седиментацией.

Большой интерес представляет вопрос о происхождении среднепалеозойских брекчий Каратау и в частности брекчий из основания хатынкамальской свиты. Ясно, конечно, что они не имели ничего общего с продуктами механического дробления пород в результате предполагавшихся здесь некоторыми исследователями надвигов и щарьяжей. Подавляющая масса брекчий, вероятно, возникла в результате деятельности волн в зоне прибоя. Поскольку чаще всего в их составе встречаются не гальки, а щебень, следует думать, что транспортировка обломочного материала была незначительной. Вместе с тем, широта распространения брекчий свидетельствует о наличии многочисленных источников сноса. В рассматриваемом случае обломки могли поступать с уже существовавших в то время крупных положительных тектоническихформ и в частности с таких, как Карабулакская, Учайрыкская, Бессазская и другие.

Ранее уже обращалось внимание на то обстоятельство, что последовательность типов брекчий (аргиллитовых и карбонатных) в разрезе шукурбулакской пачки является обратной по отношению к последовательности пород, слагающих подстилающую их хантагинскую свиту. Такие соотношения могли возникнуть лишь при явлениях глубокого размыва сводов указанных крупных антиклиналей. Важно напомнить так же, что многие обломки аргиллитов из шукурбулакских брекчий оказались покрытыми с поверхности сетью трещин и мелких дендритов. Это свидетельствует о происходившем в то время выветривании щебня и, следовательно, о значительной длительности имевшего место перерыва. В этих же породах были зафиксированы следы косой слоистости, по типу напоминающей слоистость дельтовых выносов. Возможно, что на отдельных участках деятельность волн усиливалась и деятельностью подводных течений.

Наряду с аргиллитовыми брекчиями в разрезе шукурбулакской пачки, как уже указывалось, были встречены и карбонатные брекчии, характеризующиеся большой однородностью состава, незначительной окатанностью обломков и сравнительно тонким слоистым цементом. Вероятно этот тип брекчий, как и в случае образования корпешских брекчий, мог частично возникнуть в результате повторного взламывания не вполне окрепших осадков на сравнительно больших глубинах. Причиной, способной вызвать такое взламывание, могли служить крупные, спорадически возникавшие волны типа цунами.

Накопление брекчий сменилось накоплением тонкослоистых глинистых осадков той же шукурбулакской пачки, что свидетельствует о существенно изменившихся условиях седиментации. Наличие в отдельных прослоях этих пород отпечатков кристаллов каменной соли указывает на периодическое увеличение солености морского бассейна. Возможно, что это были отложения замкнутых или полузамкнутых водоемов, представлявших собой в данное время своеобразные лагуны.

Как уже известно, вся вышележащая толща хатынкамальской свиты, начиная с божбамбулакской пачки и кончая акбулакской пачкой, состоит из карбонатных и глинисто-карбонатных пород. Эти отложения могли сформироваться в условиях новой фазы трансгрессии фаменского моря. Вместе с тем дифференциация тектонических движений в районе стала еще более значительной. Опускание оказалось локализованным главным образом на юго-востоке Центрального Каратау. Именно здесь и происходило накопление отложений хатынкамальской свиты. По всей вероятности, хатынкамальский морской бассейн продолжал быть открытым к юго-востоку в направлении современных дуг Тянь-Шаня (рис. 126). К северо-западу и северу он вряд ли простирался достаточно далеко. Во всяком случае, здесь нигде не были найдены остатки пород свиты. Если в этих районах хребта и происходила седиментация, то она отличалась крайней незначительностью. Данная область была по-прежнему областью относительной стабилизации, где накопление осадков, вероятно, сопровождалось их периодическим сносом.

Анализируя закономерности распределения мощности хатынкамальской свиты на площади Центрального Каратау, нетрудно прийти к выводу, что происходившее в данное время прогибание этого района было весьма неравномерным. Наибольшее погружение испытывали участки, прилегавшие к юго-восточным периклиналям Учайрыкской, Карабулакской и других крупнейших антиклинальных складок.

Схема фаций и мощностей хатынкамальской свитыфаменского яруса Каратау и её аналога - сайрамского горизонта северо-западного Тянь-Шаня

Эти участки располагались главным образом в центральных частях современных антиклинальных зон (в частности Мынжилгинской и Миргалимсайской), но захватывали частично и смежные синклинальные зоны (например Бельмазарскую). Наряду с этим центральные части некоторых синклинальных зон (например Восточно-Бельмазарская синклиналь) в рассматриваемое время представляли собой, по-видимому, области поднятий. Важно отметить, что одновременно с крупнейшими складчатыми формами стали возникать и более мелкие, преимущественно линейные складки, которые к концу накопления хатынкамальской свиты захватили почти весь нижний комплекс пород фаменского яруса.

После завершения хатынкамальского осадконакопления вся территория Центрального Каратау оказалась поднятой и подверглась значительной денудации. На это указывает несогласное залегание куркебайской свиты на сильно размытой поверхности подстилающих отложений и мощная толща брекчий и конгломерато-брекчий в ее основании. Эти породы выполняли многочисленные и нередко довольно глубокие промоины, имевшие в большинстве случаев довольно узкие V-образные поперечные профили и сравнительно крутые борта. Промоины приурочивались обычно к швам разрывных смещений в подстилающих отложениях или к участкам локализации мелких резких складок. По всей вероятности, они возникали в результате деятельности временных потоков, существовавших частично в субаквальной обстановке. Рельеф того времени, вероятно, был достаточно контрастным, причем главным образом в результате происходивших здесь складкообразовательных процессов. Многие синклинальные и антиклинальные складки, по-видимому, представляли собой прямые формы рельефа — впадины и гряды. В справедливости такого вывода убеждают закономерные изменения мощности тарсайских брекчий, о которых уже неоднократно упоминалось выше. Крупнейшие антиклинальные складки являлись объектами денудации и служили местными источниками обломочного материала.

Наряду с этим отмечаются случаи, когда значительные размывы приурочивались к осевым частям синклиналей. Вероятно последние представляли собой в ту эпоху своеобразные долины и размывались вдоль своих днищ. Процессы складкообразования и осадконакопления в рассматриваемый отрезок времени в какой-то мере компенсировали друг друга. Антиклинальные складки срезались, а синклинальные заполнялись обломочным материалом, в результате чего происходило частичное выравнивание рельефа.

Накопление карбонатных кулжобайских илов ознаменовало собой новое погружение района, оказавшегося в это время почти полностью перекрытым морским бассейном. Последний отличался незначительной глубиной и сероводородным заражением, на что указывает бедность органического мира.

Вероятно, в куркебайское время обстановка была сейсмически неспокойной. Об этом свидетельствует наличие среди известняков и доломитов кулжобайской пачки прослоев карбонатных брекчий, образовавшихся в результате периодических моретрясений. Кроме того, об этом же косвенно свидетельствует и наличие весьма многочисленных подводно-оползневых складок, обнаруженных в породах кулжобайской пачки. (Складки данного типа обычно располагаются в осевых частях более крупных синклиналей, образованных подстилающими отложениями.)

Судя по характеру распределения мощности куркебайской свиты, областью наибольшего прогибания во время ее накопления была северо-западная часть современного хребта. Напротив, на юго-востоке располагалась область поднятий, с которой, по-видимому, происходил снос обломочного материала. Во всяком случае общая картина распределения мощности данной свиты к началу формирования турнейского яруса свидетельствует именно о таком характере соотношений прогибов и поднятий рассматриваемой территории.

В амансайское время наибольшее погружение района оказалось локализованным на сравнительно небольшой площади — на участке расположения горного плато Анкоз. На остальной территории района были, по-видимому, те же морские условия, хотя осадки этого моря почти не сохранились. Весьма пестрый состав пород амансайской свиты позволяет сделать вывод, что обстановка в это время продолжала оставаться изменчивой. Изменчивость условий являлась прямым результатом тектонической активности района. На это указывает и локально развивавшаяся в этих отложениях очень интенсивная складчатость (например, в бассейне р. Аккуз). Вероятно это были подводно-оползневые деформации, образовавшиеся на крыльях более крупных тектонических форм.

К концу амансайского времени поверхность района вновь оказалась поднятой и значительно выровненной. Впадины были заполнены осадками в результате неравномерной седиментации и отчасти за счет нагромождения оползневых масс. Поднятые участки испытали глубокую денудацию. Особенно сильно были срезаны крупнейшие антиклинальные складки. В частности, например, очень глубокий размыв произошел на своде Учайрыкской антиклинали. Как было показано, породы амансайской свиты, контактируют здесь непосредственно с отложениями тюлькубашской свиты, что свидетельствует о выпадении из разреза на данном участке почти всего фаменского яруса.

Таким образом, вторая половина фаменского века в Каратау характеризовалась в целом редукцией морского бассейна. Периодически здесь возникали и вновь исчезали внутренние поднятия и прогибы. В одних случаях они развивались последовательно на одних и тех же участках, в других происходила тектоническая инверсия и на месте поднятий формировались прогибы, а на месте прогибов — поднятия. В результате осуществлялась частая миграция зоны побережья, сопровождавшаяся явлениями размывов, выпадением отдельных компонентов разреза и образованием пачек карбонатных и глинистых брекчий и конгломератов.

Общая картина распространения фаменских отложений на территории Каратау и прилегающих к нему областей показана на рис. 127. Интересно то, что современный хребет Каратау в конце фаменского века представлял собой сравнительно узкий и глубокий трог, который, возможно, замыкался к северу и открывался к югу, переходя в этом направлении в широкую, но сравнительно мелкую депрессию. Об этом можно судить по небольшим мощностям развитых здесь фаменских отложений. Как правило, толща этих пород в разрезах Таласского Алатау и других расположенных к юго-востоку хребтов не превышает сотен метров. Переходя к рассмотрению каменноугольной истории района, следует заметить, что соотношения между фаменскими и турнейскими отложениями на территории современного хребта Большой

Схема фаций и мощностей фаменского яруса Каратау и Северо-Западного Тянь-Шаня

Каратау в его разных частях различны. Во многих местах северозападных районов хребта наблюдаются совершенно постепенные переходы верхних частей фаменского разреза в турнейские. Но гораздо чаще, и особенно в Центральном Каратау, между ними фиксируются резкие несогласия. В основании нижнетурнейской толщи обычно располагаются карбонатные брекчии, которые местами сменяются конгломератами. Последние преобладают в частности в разрезах северо-востока хребта в пределах Караадырской синклинальной зоны. Те и другие обломочные породы широко распространены на площади и однозначно указывают на интенсивность и дифференцированцость колебательных движений района в начале нижнекаменноугольной эпохи.

С течением времени обстановка стабилизировалась, и весь район погрузился под уровень моря, в пределах которого началось накопление более или менее однородных карбонатных осадков. Судя по характеру слоистости этих последних, по частому присутствию среди них линз сингенетичных брекчий, наличию следов микроразмывов и другим особенностям их строения, глубина этого морского бассейна была незначительной (вряд ли превышала 100—200 м). Соленость воды, по-видимому, была довольно высокой (до 4%), так как разрез турнейского комплекса пород в значительной мере слагается первичными доломитами. Присутствие в породах сероводорода может быть объяснено жизнедеятельностью бактерий, вызывавших общую зараженность этим газом всего турнейского морского бассейна.

Так как в пределах Большого Каратау существенных фациалькых изменений в нижнетурнейских породах не отмечалось, следует думать, что вся его территория в данное время была более или менее равномерно погружена под уровень моря. Вместе с тем небольшие различия в типах развитых здесь карбонатных пород свидетельствуют о некоторых различиях и в условиях их накопления. В пределах западных и северо-западных районов хребта, до меридиана нижнего течения р. Хантаги, породы нижнетурнейского подъяруса (главным образом его уюкской свиты) характеризуются частой перемежаемостью доломитов и известняков, имеющих тонкую (дециметры) слоистость и тончайшую (миллиметры) полосчатость. По-видимому, накопление этих пород происходило на очень небольшой глубине при локальных периодических изменениях солености и щелочности морского бассейна. На участке между реками Хантаги и Коккия Центрального Каратау условия были более стабильными. Разрез уюкской свиты нижнего турне в этом районе также слагается известняками и доломитами. Но эти породы обособляются здесь в довольно мощные пачки. Вероятно, химический состав морской воды менялся тут менее часто, что, возможно, было следствием несколько большей глубины водного бассейна. Наконец, на юго-востоке Центрального Каратау в рассматриваемое время вновь имела место изменчивая обстановка, проявившаяся в отложении довольно мощных шламовых, почти неслоистых известняков и карбонатных брекчий. Нижнетурнейский морской бассейн был здесь наиболее мелководным.

К концу нижнетурнейского времени, судя по довольно однородному составу накапливавшихся в это время карбонатных осадков (бельмазарская пачка) и значительной их мощности, условия стабилизировались. Погружение охватило весьма значительные площади, и вся территория современного хребта, а также и многие примыкающие к ней районы были полностью покрыты морем. В связи с тем что на востоке Центрального Каратау в верхах нижнего турне преобладают известняки, можно полагать, что морской бассейн здесь характеризовался нормальной соленостью. Несколько иные условия в данное время были, по-видимому, на территории Северо-Западного Каратау, где в разрезе указанных пород присутствуют первичные доломиты.

На рубеже нижне- и верхнетурнейского времени на территории Центрального Каратау, в частности в его северо-восточной части, произошли резкие дифференцированные движения, обусловившие явления глубокой локальной денудации. Как уже отмечалось, в отдельных участках района были обнаружены следы очень интенсивных размывов, приведших к уничтожению мощных толщ нижнетурнейских и верхнефаменских отложений. Наиболее показательна в этом отношении крупная погребенная долина, проходящая через современную гору Сырнай и, по-видимому, следовавшая отсюда в направлении верховьев бассейна р. Хантаги. Эта долина почти полностью выполнена конгломератами сырнайской пачки, относимой автором к основанию верхнетурнейского комплекса. Снос обломочного материала происходил в юго-восточном направлении, о чем свидетельствует первичный наклон этой древней формы рельефа. Так как борта долины хорошо сохранились, ее возникновение и захоронение должны были произойти очень быстро. Вероятнее всего она образовалась в результате деятельности подводных течений. Это подтверждается своеобразной формой галек сырнайских конгломератов, которые, как отмечалось, имеют большей частью округлую, а не уплощенную форму. Как известно, такая форма обломков свидетельствует о их оглаживании в процессе поступательного перекатывания, а. не колебательных движений в зоне прибоя. На это же указывают большая мощность всей толщи конгломератов и их локальное распространение.

В течение первой половины верхнетурнейского времени обстановка в районе продолжала оставаться неспокойной, о чем можно судить по весьма пестрому составу пород аксайской пачки беркутинской свиты. Как мы видели, в ее строении принимают участие не только карбонатные, но и терригенные породы — мергели, брекчии и др. Резко изменяются и мощности всех этих пород. Особое внимание привлекают однородные по составу светлые известняки, слагающие гряду Аккозских гор. По всей вероятности, в рассматриваемое время здесь произошло глубокое погружение, охватившее очень незначительную площадь (несколько десятков квадратных километров). Любопытно, что погружение оказалось приуроченным частично к северо-западной периклинали Учайрыкской антиклинали, а частично к ранее сформировавшейся верхнефаменской впадине. Таким образом, на одном участке здесь констатируется инверсия тектонического режима, а на смежном — явные следы его унаследования. Наличие большого количества остатков сине-зеленых водорослей в толще светлых аксайских известняков указывает на специфическую обстановку морского бассейна, характеризовавшегося сравнительно незначительной соленостью, большой прозрачностью, способствующей глубокому проникновению солнечных лучей в толщу воды и несомненно высокой среднегодовой температурой.

По всей вероятности, в аксайское время на территории Большого Каратау морские условия не были повсеместными. Возможно, что областью суши являлась зона современного Кокджотского горста, а также таких крупных антиклиналей, как Бессазская, Учайрыкская, Карабулакская и др. Однако для окончательного решения этого вопроса пока еще нет необходимых данных. Косвенно об этом свидетельствует характер палеогеографической обстановки в рассматриваемое время на территории смежного Байджансайского района. Таким образом, следует думать, что тектоническая активность на рубеже нижнего и верхнего турне проявлялась достаточно широко, хотя и не повсеместно.

Во второй половине верхнего турне обстановка вновь изменилась. Обширные площади района, а также и сопредельные области начали опускаться и господствующими стали условия открытого, хотя, вероятно, и неглубокого моря. Соленость этого бассейна была незначительной (не превышала 2—4%). Несколько пониженной должна была быть и его щелочность, что способствовало выпадению кремнезема и образованию многочисленных кварцевых и халцедоновых конкреций. Морской бассейн этого времени изобиловал различными организмами. В породах оргайлысайской пачки найдено очень много остатков как микро-, так и макрофауны. Населявшие этот бассейн крупные одиночные кораллы свидетельствуют о его значительной чистоте, обширных размерах и сравнительно постоянной температуре.

Начало визейского века ознаменовалось в Каратау общим отступлением моря, обусловленным новой волной дифференциальных тектонических движений района. По всей вероятности многие участки площади выступили из-под водной поверхности и превратились в источники терригенного обломочного материала. К их числу должны быть отнесены Кокджотское, Жамантас-Жанкурганское, Бессазское, Кызылатинское и ряд других крупнейших антиклинальных сооружений. К сожалению, отложения визейского яруса сохранились только в центральных, наиболее опущенных частях синклинальных зон, в связи с чем судить о характере их распространения и фациальных изменениях очень трудно.

Однако косвенно о неравномерном осадконакоплении в рассматриваемое время свидетельствует состав визейского комплекса пород, среди которых имеется много терригенных, образовавшихся несомненно за счет разрушения близлежащих участков суши.

Судя по тому, что в основании яруса в пределах Каратау располагаются пестрые по составу, главным образом обломочные породы, процесс денудации в этот отрезок времени был наиболее интенсивным. Вероятно перечисленные выше антиклинальные структуры оказались достаточно глубоко эродированными, так как в числе компонентов обломков нижней пачки визейского яруса (казанбузарской) встречаются такие, которые образовались при разрушении девонских, а возможно и более древних отложений.

Наряду с обломочными породами в нижних частях яруса присутствует большое количество пирокластического материала в виде туфов и туффитов. Это указывает на возрождение вулканической деятельности, проявившейся главным образом на северо-востоке хребта вдоль зоны многочисленных разрывных нарушений Главного Каратауского разлома. Вероятно, в данный отрезок времени в отдельных местах района и за его пределами происходили внедрения в основном кислых магматических расплавов. Возможно, что большинство этих внедрений в настоящее время еще не вскрыто денудацией и располагается в толще палеозойского комплекса на участках крупных герцинских антиклинальных структур. На это косвенно указывают результаты геофизических, в частности гравиметрических наблюдений. Следует думать, что некоторые из полиметаллических месторождений района были некогда связаны с ныне еще не вскрытыми древними плутонами.

К концу нижневизейского времени палеогеографическая обстановка в районе начала изменяться. Границы морского бассейна вновь расширились, так как в середине визейского века снова началось карбонатное осадконакопление. Эта линия развития продолжалась как в средне-, так и в поздневизейское время. Многие из возникших ранее островов прекратили свое существование и перестали служить местными источниками обломочного материала. Однако наиболее крупные поднятия, например Кокджотское, вероятно, продолжали существовать. С них периодически поступали обломки, накапливавшиеся в смежных впадинах и образовывавшие слои и линзы главным образом карбонатных брекчий. Наибольшее число обломочных пород встречается на севере хребта в пределах Караадырской синклинальной зоны. Наряду с отложениями карбонатных илов шло накопление пирокластического материала, образовавшего многочисленные прослойки ярко окрашенных пепловых туфов и туффитов. Это указывает на вновь проявившуюся в это время вулканическую активность района Обилие остатков фауны в породах визейского яруса свидетельствует о весьма благоприятных условиях для жизнедеятельности организмов. Соленость морского бассейна была по преимуществу нормальной. Лишь в отдельные отрезки времени она несколько увеличивалась, на что указывает присутствие в разрезе прослоев первичных доломитов. Щелочность бассейна была пониженной, о чем свидетельствует большое количество халцедоновых выделений. Возможно, что обилие кремнезема было связано с частым привносом пирокластического материала.

В конце визейского века море покинуло большую часть территории современного хребта Каратау. Вероятно, в этот период вновь возросла тектоническая активность, и процесс общего поднятия района сопровождался последовательно развивавшимся складкообразованием. Следует думать, что ныне существующие крупные, главным образом пологие синклинальные структуры района, в строении которых участвуют породы турнейского и визейского ярусов, были созданы местными вертикальными движениями земной коры, происходившими именно в рассматриваемое время.

Судить о продолжительности перерыва в осадконакоплении между нижней и средней эпохами карбона в настоящее время очень трудно. Однако учитывая, что в основании среднекаменноугольного разреза, сохранившегося на крайнем юго-востоке Большого Каратау (Актасская мульда), располагается толща конгломератов, можно предполагать, что здесь имел место значительный размыв, который мог продолжаться длительное время. Позднее указанная часть хребта погрузилась под уровень моря, открывавшегося в южном направлении. Что касается всей остальной территории современного Каратау, то в среднекаменноугольное время она представляла собой область сноса. Развивавшееся поднятие сопровождалось новым пароксизмом складкообразования, а также внедрением небольших интрузий. Этот процесс представлял собой последний этап тектонической жизни района, завершивший формирование всего герцинского мегантиклинория Большого Каратау в целом.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.