Южный Тянь-Шань: к новому геологическому синтезу

Размещено на http://www.allbest.ru/

Южный Тянь-Шань: к новому геологическому синтезу

Ю.С. Бискэ, Санкт-Петербургский государственный университет,

Рассмотрены новые результаты исследований геологии палеозойского коллизионного сооружения Южного Тянь-Шаня (ЮТШ) -- Тянь-Шаньского орогена. Его фундамент состоит в основном из фрагментов допалеозойской континентальной коры. Докембрийские блоки в непосредственном обрамлении ЮТШ (Ишим-Нарынский, в том числе СрТШ, Центрально-Тянь-Шаньский, Каракум-Таджикский, Таримский), а также внутри южнотяньшанского пояса (Кызылкумо-Алай и др.) содержат кору с возрастом 2700-1800 млн лет и продукты ее переработки, возникшие в ходе расколов и последующей конвергенции конца протерозоя (900-600 млн лет).

ЮТШ образовался на месте Туркестанского океана, раскрытого в Кызылкумском сегменте не позже 750 млн лет; его центральная часть (между Таримским и Нарынским (СрТШ) блоками) -- до середины ордовика; восточная (китайская) часть -- не позже конца ордовика. Палеозойская конвергенция выражена энсиалическими островными дугами или активными окраинами, образование которых началось в позднем ордовике, затем весьма активно шло в силуре и в раннем девоне. Последовавшее развитие пассивных окраин происходило в основном в девоне и раннем карбоне и было дополнено внутриплитным базальтовым или бимодальным магматизмом.

Конвергенция возобновилась в визе, но на юго-западе и крайнем востоке пояса сопровождалась задуговым спредингом. В среднем карбоне она привела к коллизии и закрытию океана. Коллизией образован большой пояс надвигов южного направления (Букантау -- Кокшаал -- Халыктау), который и составляет наиболее характерную сквозную особенность ЮТШ. Известны также надвиги к северу, как более ранние, так и поздние. Надсубдукционный магматизм раннего -- среднего карбона и высокобарический метаморфизм проявились на северной окраине ЮТШ в тылу главного пояса надвигов. Активные окраины в карбоне лучше представлены на западе, что предполагает там больший масштаб сокращения океанического пространства. Раннепермский постколлизионный магматизм ЮТШ и его обрамления, максимальный в период 290-270 млн лет, представлен разнообразными гранитами и щелочными породами, а также базальтами и проявлениями ультрабазитов.

В притаримской части пояса внедрены более однородные А-граниты типа рапакиви, возникшие в основном за счет коры этого континента. Они известны также на окраине Тарима в необычной позиции перед надвиговым фронтом, что можно увязывать с воздействием тепловой энергии Таримского мантийного плюма. Значительная часть термально-метаморфизованных комплексов, традиционно относившихся к докембрию, в действительности образовалась в палеозое на активных континентальных окраинах обрамления ЮТШ (кассанские, атбашинские и др. метаморфиты) или в постколлизионной обстановке (Гармский массив). В ряду регионов Центрально-Азиатского пояса резко проявленная альпинотипная природа ЮТШ, а также слабая сохранность офиолитов и отсутствие (?) остатков энсиматических островных дуг отличают это сооружение от типичных аккреционных островодужных «алтаид» восточного Казахстана и приджунгарского Тянь-Шаня.

Ключевые слова: Южный Тянь-Шань, палеозой, докембрийская кора, офиолиты, надсубдукционный магматизм, коллизионный магматизм, метаморфические комплексы, Таримский плюм.

The Southern Tian-Shan: Upgrading the geologic synthesis

Yu. S. Biske; St. Petersburg State University

New geological results concerning the 2500 km length Southern Tian-Shan (STS) Late Paleozoic collisional belt are revised. The STS basement consists mainly of Proterozoic continental crust fragments. Precambrian terrains of the STS immediate environment (Ishim-Naryn micro continent with its Middle Tian-Shan outcrop, Central Tian-Shan, Karakum-Tajik, Tarim) as well as presumed blocks inside the STS belt (Kyzylkum-Alay etc.) embrace the ancient Precambrian crust of ca. 2700-1800 Ma and its parts that were reworked and converged in the Late Proterozoic (900-600 Ma) active margin. The STS orogenic belt in the Turkestan ocean had emerged not later than 750 Ma in the Kyzylkum segment; before the Middle Ordovician in the central segment between Tarim and Central TS terrains; not later than Late Ordovician in the eastern (Chinese) segment.

Active margins or Paleozoic island arc magmatism started in the Late Ordovician and developed in the Silurian -- Early Devonian. Passive margin sedimentation in Devonian to Early Carboniferous expands thanks to intraplate basalt or bimodal volcanism. The general convergence with some back-arc rifting and spreading resumed in Visean and completed with continental collision in the Late Carboniferous. The great Bukantau -- Kokshaal -- Halyktau top-to-the-south thrust belt is the most expressive result of the collision, despite the fact that some top-to-the-north thrusts, both earlier and later, are also known. The Mississippian and Early Pennsylvanian magma- tism of the active Kazakhstan margin as well as HP-UHP metamorphism emerged in the northern flank of the STS suture in the rear position to the main thrust belt direction.

This active margin is better-presented in the western STS segment and implies greater volume of the ocean space consumed here. The Early Permian post-collisional magmatism of the STS and its frame, 290-270 Ma at its peak, presents a variety of granitoids, alkali rocks and also basalts with some ultrabasites. Among them are Rapakivi-type A-granite magmas that intruded the marginal (lower) part of the Kokshaal-Halyktau thrust continuity and expanded the Tarim margin in the unusual frontal position. This could be the result of Tarim mantle plum impact. In the Central Asian Orogenic Belt, well manifested alpine-type structure of STS, as much as poor persistence of ophiolites, absence of primitive arcs, keep the STS aside of accretionary “Altaids” such as the Eastern Kazakhstan or Junggar margin of the same Tian-Shan mountains.

Keywords: Southern Tien Shan, Paleozoic, Precambrian crust, ophiolites, suprasubduction magmatism, collisional magmatism, metamorphic complexes, Tarim plume.

Введение

Южный Тянь-Шань (ЮТШ) мы будем представлять в широком смысле как единое линейное коллизионное сооружение, которое простирается от низовьев АмуДарьи на 60° в. д. до гор Бэйшаня около 91° в. д. (рис. 1 и 2). ЮТШ был сформирован в конце палеозоя (в герцинскую эпоху, если использовать традиционный для русскоязычной литературы термин) в результате соединения Казахстанского палеоконтинента на севере и двух материковых масс -- Каракум-Таджикской и Таримской, перемещавшихся с юга и, скорее всего, сблизившихся изначально. Главный геологический признак ЮТШ -- морские формации силура -- карбона, в том числе глубоководные, а также разнообразные палеозойские вулканиты и офиолитовые комплексы, присутствующие в складчато-надвиговой структуре. ЮТШ образует южную ветвь Урало-Монгольского складчатого пояса, который в литературе последнего времени чаще называют Центрально-Азиатским (Windley et al., 2007; Han and Zhao, 2017, и др.) и считают итогом эволюции Палеоазиатского океана с его окраинами (Зоненшайн и др., 1990).

Палеозойская структура ЮТШ, история и динамика ее образования ранее обсуждены в ряде сводных публикаций (Поршняков, 1973; Burtman, 1975; Буртман, 1976, 2006; Wang еt al., 1990; Бискэ, 1996; Бискэ, 2004; Biske and Seltmann, 2010, и др.). Фактический материал, лежащий в их основе, отражен на региональных геологических картах и в описательных монографиях, опубликованных до 2000 г., в том числе в работах (Расчленение..., 1976; Стратифицированные..., 1982; Геология..., 1998). Структурно-геологические модели, использованные при массовом картировании, основаны главным образом на изучении стратиграфических колонок и палеонтологической корреляции, а также петрохимических данных.

За последние 20-30 лет положение в региональной геологии сильно изменилось -- основной прогресс связан теперь с массовым поступлением аналитических данных и изотопным датированием. В силу известных причин данные по западным сегментам ЮТШ накапливались медленно, но зато особенно обширна новая информация по китайской части ЮТШ. Модели геодинамики для восточного сегмента этого региона обсуждены во многих англоязычных работах (Windley et al., 2007; Charvet et al., 2007; Charvet et al., 2011; Wilhem et al., 2012; Han and Zhao, 2017; Xiao et al., 2013; Wang, 2011, и др.). При этом для восточных районов ЮТШ ощущается недостаток как раз стратиграфических данных и региональногеологических сводок. Последняя геологическая карта китайского Тянь-Шаня в масштабе 1 : 1 000 000 (Geological., 2007) также не отражает ряда важных геологических новостей (Алексеев и др., 2015). В ряде новых обзоров палеозойская геодинамика всего Тянь-Шаня обсуждалась на региональном фоне (Буртман, 2015; Самыгин и др., 2015).

Весь складчатый пояс (см. рис. 1 и 2) для рассмотрения удобно делить с запада на восток на ряд сегментов:

— кызылкумский;

— западный, от Нуратинских гор до Таласо-Ферганского сдвига;

— центральный, до меридиана пика Хан-Тенгри;

— восточный, или китайский (в его пределах китайские авторы, в свою очередь, различают западный (до озера Боздон) и восточный Тянь-Шань).

Северную границу пояса в пределах горных территорий довольно отчетливо показывает офиолитовая Южно-Тянь-Шаньская сутура, осложненная сдвиговыми смещениями. Она обозначает след Туркестанского океана (Буртман, 1976; Буртман, 2006), частично измененный постколлизионными сдвигами и надвигами. С запада на восток сутура включает в себя Северо-Кызылкумский (Бухарин и др., 1985), Северо-Нуратинский, Южно-Ферганский, Атбаши-Иныльчекский, Нарат-Кавабулакский шовные фрагменты (см. рис. 1 и 2). Роль южной границы пояса довольно условно приписывается различным разрывным линиям.

Рис. 1. Южный Тянь-Шань в структуре Центрально-Азиатского орогена (Atlas..., 2008; Han et al., 2017): 1 -- граница сплошного мезозойско-кайнозойского чехла; 2: а) коллизионные пояса на месте палеозойских океанов, сформированные главным образом в карбоне: ЮТШ -- Южно-Тянь-Шаньский, БДж -- Балхаш-Джунгарский, ТМ -- Тагило-Магнитогорский, Вл -- Валерьяновский (Зауральский); б) то же с преобладанием островодужных образований; 3 -- континентальные массы позднепалеозойской Евразии: а) в основном докембрийские массы, с палеозойским осадочным чехлом, в том числе: СрТШ -- Срединный Тянь-Шань, ЦТШ -- Центральный Тянь-Шань; б) аккретированные в кембрии-силуре с участием докембрийских фрагментов, в том числе СевТШ -- Северный Тянь-Шань (Иссык-Куль); 4 -- коллизионные комплексы Памира и Цайдама--Циляньшаня; 5 -- офиолиты, вне масштаба (с запада на восток: Сл -- Султануиздаг, Дт -- Джетымтау, Т -- Тамдытау, Кр -- Каратерек, КА -- Келемата-Атойнакские тела, Ср -- Сартале-Надир, Ак -- Актурские тела, Ц -- Цзиген, Сб -- Сарыбулак, Кг -- Когарт-Балейгон, Кч -- Караарча, Х -- Хейиншань, К -- Куле, С -- Серке- яйляк, Д -- Далубай, Гл -- Гулугол, У -- Увамен, Юш -- Юшугол-Тонхуашань, СС -- Сядон-Сяохуаншань); 6 -- главные межблоковые границы: а) позднепалеозойские сутуры, бергштрихи указывают направление поддвига (СК -- Северо-Кызылкумская, СН -- Северо-Нуратинская, ЮФ -- Южно-Ферганская, АИ -- Атбаши-Иныльчекская, НК -- Нарат-Кавабулакская, Н -- Терскейская, или линия Николаева, З -- Зеравшанская); б) сдвиги, в том числе постпалеозойские (ТФ -- Таласо-Ферганский, Дж -- Джунгарский, Сн -- Сингеер, С -- Синсинся); прочие объекты, в том числе массивы метаморфических пород: Гр -- Гармский, К -- Кассанский; гранитные: Г -- Гиссарский, Сн -- Сонкульский, Дж -- Джангартский

Рис. 2. Орографическая схема Тянь-Шаня: Ат. -- Атойнакский хребет, В. Ал. -- Восточный Алай, Б. -- горы Бозбутау, Дж. -- Джанджирский хребет, Борк. -- Уланский и Борколдойский хребты

Мы рассмотрим регион ЮТШ в историко-геологическом плане, стремясь отразить основные достижения исследований за последний примерно 10-летний период и ограничиваясь ссылками на более ранние обобщения.

Предыстория Южного Тянь-Шаня: активная окраина Родинии

Строение и история допалеозойского фундамента Тянь-Шаня освещены изотопно-геохимическими исследованиями, особенно данными датирования высоко-метаморфизованных образований в составе континентальной коры региона. Традиционно на базе общих представлений о термальной эволюции Земли (Белькова и др., 1969, 1972; Ахмеджанов и др., 1975, и ряд более поздних сводок) для них в основном предполагался раннедокембрийский возраст. Сейчас выясняется, что основная часть метаморфических комплексов Тянь-Шаня сформировалась позже, в неопротерозое (обычно 900-600 млн лет) либо чаще всего в результате коллизии в конце палеозоя (320-270 млн лет).

Признается обычно (Печерский и Диденко, 1995; Ое е1: а1., 2014; Самыгин и др., 2015), что континентальные массы Тянь-Шаня и Казахстана первоначально относились к северной (в то время), гондванской части постгренвильского континента Родинии. Они разделились в конце докембрия -- раннем палеозое, образовав серию континентальных блоков и океанские пространства, в том числе Туркестанский океан, на месте которого позже возник пояс ЮТШ. Линии расколов могли заново разделить (но не всегда) разновозрастные фрагменты прежней докембрийской коры.

Северное обрамление ЮТШ составляет на западе Ишим-Нарынский, или Сырдарьинский, блок, в своей горной восточной части известный как Срединный Тянь-Шань (СрТШ). Восточнее, в китайском сегменте региона, массив СрТШ выклинивается или же замещается блоками докембрия в хребте Нарат и восточнее, которые описывают как Центральный Тянь-Шань (ЦТШ) и чаще рассматривают в качестве фрагментов того же СрТШ (см., например, работы (Han et al., 2016; Zhong et al., 2015; Zhong et al., 2017)). Более северные докембрийские выступы китайские авторы относят к Илийскому континенту, соединяя его с Киргизским Северо-Тянь- Шаньским, или Иссык-Кульским, блоком.

Допалеозойская кора СрТШ -- ЦТШ известна по редким выходам на востоке Киргизии (р. Куйлю), где она сложена гранитами и гнейсами раннего докембрия с возрастами 2330-1800 млн лет (Kroner et al., 2017), и в хребтах Нарат и Эрбен, а также в районе г. Балунтай в Китае (Wang, 2014). Первичное единство СрТШ с Таримом можно обосновать отсутствием здесь явно выраженных событий мезопротерозоя, притом что весьма отчетливы проявления термальных событий, происходивших 830-705 млн лет. Сюда относятся бимодальный, в основном кислый и субщелочной, эффузивный магматизм серии Большого Нарына в пределах Киргизии (Киселёв, 2001; Konopelko et al., 2017a) и неопротерозойские гранито-гнейсы, образованные около 900-800 млн лет в том числе по нижнепротерозойскому субстрату блоков Нарата -- Эрбена (Long et al., 2011; Алексеев и др., 2015; Wang, 2017; Zhong et al., 2017; He et al., 2018).

Что касается докембрийских масс Северного Тянь-Шаня, то главные термальные события относятся здесь к концу мезопротерозоя, т. е. к гренвильской эпохе (1300-1000 млн лет), хотя частично они наложились на более древний континентальный субстрат (Kroner et al., 2013).

На южном фланге ЮТШ относительную целостность после распада окраины Родинии сохранили Каракум-Таджикский и Таримский малые континенты.

Таримский палеоконтинент -- крупнейший из названных объектов, фундамент его частично обнажен вдоль южных склонов Тянь-Шаня и в Куруктаге. Континентальная кора Тарима представлена серыми (ТТГ-типа) Тоналит-трондьемит-гранодиоритовая серия. гнейсами с возрастом 2700-2600 млн лет; они интрудированы гранитами около 2530 млн лет и залегают в виде линз среди нижнепротерозойских (возрастом 2000-1800 млн лет) парагнейсов. Метаморфизм, происходивший 1100-1000 млн лет, также проявляется в Тариме, но главным образом в его юго-западной части (Xu et al., 2013).

В западной части палеозоид ЮТШ их южное обрамление устанавливается по выступам кристаллических пород в юго-западном Гиссаре и Гармском массиве, в пределах Таджикистана, которые рассматриваются как фрагменты Кара- кум-Таджикского континентального массива. Не подтвердилось традиционное представление о раннедокембрийском возрасте гранито-гнейсов в этих выступах (Белькова и др., 1972, и ряд более поздних сводок), подкрепленное в то время изотопно-свинцовыми определениями возраста. Новые данные показали значительно более позднее становление континентального фундамента Таджикистана.

Магматический субстрат гранито-гнейсов Гарма имеет возраст 661-552 млн лет, при Nd-модельных значениях 1000-2200 млн лет и при наличии древних ядер цирконовых зерен в граните, указывающих на термальные перестройки фундамента в пределах 1100-900 и 850-740 млн лет назад (KaBner et al., 2016; Konopelko et al., 2015). В парагнейсах метаморфического гармского комплекса, а также в палеозойских метапесчаниках Фан-Каратегинского района (ягнобский комплекс) и в юго-западном Гиссаре (обизарангская свита) значения возраста докембрийских обломочных зерен цирконов группируются в несколько пиков в интервале 1000-535 млн лет, чаще всего 650-550 млн лет (Konopelko et al., 2015; Worthington et al., 2017). Близкий возраст получен для ксеногенных цирконов в пермских гранитах Зеравшана (Konopelko et al., 2017b) -- 850-500 млн лет и для популяции обломочных цирконов -- 630580 млн лет, которая, по последним сведениям автора и Р.Х. Миркамалова, была обнаружена в девонских и нижнепалеозойских песчаниках Кызылкумо-Алайского микроконтинента.

Судя по этим данным, фундамент южного обрамления ЮТШ в западном секторе состоял из разновозрастных фрагментов и по степени преобразования в конце докембрия был сходен с Таримским. При этом последние магматические события протерозоя здесь отчетливо моложе и еще продолжались в кембрии.

В неопротерозое на тянь-шаньской окраине Родинии происходили сложные движения, проявлявшиеся не только в растяжении, но также и в аккреции и скучивании у активных окраин (Киселев, 2001). По оценке (Ge et al., 2014), наращивание аккреционной системы к северу (в современных координатах) было даже основным результатом позднедокембрийских событий. Предполагается, что океан, кора которого субдуцировала под таримскую окраину Родинии, представлен офиолитами, известными в восточной части гор Кельпинтаг У китайских авторов принят вариант названия Kepin. (Kepin) у северной окраины современного Тарима (Ge et al., 2014). Комплекс типа MORB Mid-Ocean Ridge Basalts -- базальты срединно-океанских хребтов. имеет здесь Sm/Nd-возраст около 900 млн лет и покрывался осадками вплоть до периода 730 млн лет назад, судя по спектру обломочных цирконов (рис. 3). По ⁴⁰Ar/³⁹Ar- датировкам, эти образования в аккреционной призме возникли не позже 750700 млн лет назад, но скорее -- несколько раньше, и превратились в голубые сланцы (аксуйские) (Zhang С. et al., 2013).

На континентальной окраине, которая с некоторой пространственной условностью реконструируется восточнее в горах Куруктаг и имеет здесь андийский тип развития, из-за утолщения коры в возрастном интервале 900(?)-835-785 млн лет происходил гранулитовый метаморфизм, анатексис и образовались граниты. Последовавшее растяжение коры вызвало внедрение базитовых даек (820-770 млн лет) и А-гранитов около 740 млн лет, а также эксгумацию аксуйских высокобарических пород, что могло привести к раскрытию краевого моря севернее современного Куруктага (Ge et al., 2014), однако данные об этом бассейне недостаточны, и наследование его палеозойским океаном сомнительно. В южном подножии Тянь-Шаня, между г. Байчен и горами Куруктаг, к этому этапу относятся еще более поздние, в основном щелочные докембрийские гранитоиды, датированные в интервале около 707-627 млн лет. Часть из них была позже превращена в гнейсы, которые в районе севернее г. Аксу ранее принимались за мезопротерозойские (Chen et al., 2000; Ge at al., 2014, Huang et al., 2013). На северной окраине Тарима спектр обломочных цирконов в палеозойских песчаниках проявляет наиболее молодые протерозойские кластеры возрастом 704 млн и 638 млн лет (Huang et al., 2018), на северо-западной окраине, по нашим предварительным данным, -- 740 млн и 605 млн лет.

Рис. 3. Модель развития окраины Родинии в области северного Тарима в позднем протерозое (Се е! а1., 2014)

Щелочной бимодальный магматизм эпохи после 750 млн лет широко проявлен также на севере Тянь-Шаня и в Казахстане, в целом он сопровождает распад Роди- нии (Самыгин и др., 2015).

Внутренняя часть палеозойского ЮТШ, несомненно, также включала континентальные блоки с докембрийской корой, которые в начале палеозоя были отрифтованы от континентального обрамления, а в конце оказались погребены тектоническими коллизионными покровами и затем частично мобилизованы в виде гранитных расплавов. Существование таких микроконтинентов (возможно, не полностью изолированных) фактически было показано по присутствию мелководных песчано-карбонатных отложений верхней части кембрия в Туркестанском хребте и Нуратау и верхнего ордовика в Зеравшанском хребте (Расчленение..., 1976; Бискэ, 1996). Сейчас оно подтверждено через древний модельный возраст (1060-1780 млн лет) пермских гранитоидов Зеравшанского и Туркестано-Алайского хребтов (Konopelko et al., 2017, 2018).

Осадочный чехол конца неопротерозоя -- нижнего палеозоя

В последовавший период относительной стабилизации региона неопротерозойские ледниковые диамиктиты перекрыли континентальную кору окраинной Родинии, в том числе Тарим и Срединный Тянь-Шань. Подошва их моложе 725 млн лет, как это следует из спектров обломочных цирконов, которые содержатся в них на северной окраине Тарима, а кровля -- не древнее 542 млн лет (Zhang et al., 2012; Rojas-Agramonte et al., 2014). Они составили нижний элемент платформенного чехла, который содержит также излияния базальтов, датированные в районе Аксу (горы Кельпинтаг) и в Куруктаге возрастом около 615-600 млн лет. Плитный комплекс чехла древних массивов Тарима и Казахстана, в стратиграфическом объеме кембрия -- нижнего ордовика, составляют шельфовые карбонаты, частично замещенные глинистыми граптолитовыми фациями (Зубцов, 1961; Репина и др., 1975; Стратифицированные., 1982; Бухарин и др., 1985; Geological., 2007; Стратиграфический., 2001; Popov et al., 2009; Неевин и др., 2011).

Недавние варианты реконструкций (Самыгин и др., 2015; Domeier, 2017) представляют допалеозойское разделение и значительные расстояния между континентальными блоками Казахстана и Тарима в кембрии -- ордовике, однако палеомагнитные или палеобиогеографические данные пока не содержат прямых на это указаний. Наоборот, большое сходство в строении неопротерозой-кембрийских чехлов Тарима и Ишим-Нарына (СрТШ), общность фаун Тарима с казахстанскими, а также с северо- и южнокитайскими, до ордовика включительно (Popov et al., 2009), позволяет допускать по крайней мере близость расположения этих континентальных массивов. На рис. 4 и 5 показан вариант частичного разделения Тарима и Ишим-Нарына в начале кембрия, с последующим (уже на зрелой стадии развития возникшего бассейна) образованием сходных шельфовых комплексов среднего кембрия -- начала ордовика (Неевин и др., 2011).

Рис. 4. Геодинамика Южного Тянь-Шаня: начало кембрия (540-520 млн лет)

Иной тип разреза нижнего палеозоя свойствен чехлу Каракум-Таджикистана: здесь кембрийские известняки неизвестны, а мелководные песчано-карбонатные отложения начинаются со среднего-верхнего ордовика и переходят в нижний силур (Расчленение ..., 1976). Такая особенность образует контраст с областью Тарима-Срединного Тянь-Шаня. Наконец, между Каракум-Таджикским и СрТШ блоками, т. е. внутри современного ЮТШ, кембрий представляют маломощные известняки и алевро-песчаники шельфового типа в Туркестанском хребте (Рабутский террейн, по (Бискэ, 1996)), а также, по-видимому, склонового происхождения, которые известны здесь же и в Нуратинских горах (живачисайская и рухшифская свиты) и покрываются батиальными нижнеордовикскими граптолитовыми сланцами.

Рис. 5. Геодинамика Южного Тянь-Шаня в конце ордовика (460-445 млн лет) Усл. обозначения см. рис. 4.

Западнее в Кызылкумском сегменте кембрию должны соответствовать флишоидные слои в составе «бесапанской серии» (Стратиграфический..., 2001). В целом спектр кембрийских отложений указывает на присутствие в западных сегментах ЮТШ фрагментов пассивной окраины, возможно, отчлененных от Каракум-Таджикского континента (рис. 3).

Как в восточном (Ren et al., 2017), так и в западных сегментах ЮТШ спектры обломочных цирконов указывают на перерыв магматической активности около 520-480 млн лет, что близко к периоду формирования карбонатных шельфов.

Начало Туркестанского океана (конец протерозоя -- ордовик)

Туркестанским океаном можно называть бассейн, существовавший в палеозое между Каракумом -- Таримом на юге и континентальными блоками древнего Казахстана -- Ишим-Нарынским (СрТШ), Центрально-Тянь-Шаньским, Илий- ским -- на современном севере. Почти в том же самом смысле китайские авторы (например, Wang et al., 2018) используют название «Южно-Тянь-Шаньский океан». Отдельные части Туркестанского океана могли появиться в разное время ((Wilhem et al., 2012) и обсуждение ниже). Явное геологическое отличие: западных сегментов ЮТШ в сравнении с восточными -- это достаточное развитие на западе, особенно в Кызылкумах и Нуратау, склоновых и батиальных отложений кембрия--ордовика, при полном их отсутствии на дневной поверхности в восточных сегментах. Различия в возрастах офиолитов носят тот же характер.

Основная часть офиолитов тяготеет к северной границе ЮТШ или находится в составе аллохтонов, перемещенных со стороны этого шва. В пределах кызылкумского и западного сегментов ЮТШ известны древние базиты в основании глубоководных серий осадков. Возраст 757 ± 21 млн лет (определенный по методу SIMS, SHRIMP-II) получен для габбро в составе офиолитового (?) вулканического основания карбонатно-кремнисто-сланцевой тасказганской свиты поднятия Джетымтау в Кызылкумах (см. рис. 1 и 2) (Миркамалов и др., 2012). Такая дата согласуется с возрастом микрофоссилий в самой тасказганской свите (Стратиграфический..., 2001). Восточнее, в Зеравшано-Гиссарской области, горифские метабазальты более надежно определяются как толеитовые типа E-MORB и щелочные типа OIB Ocean Island Basalts. и грубо датированы (Pb-изохронный возраст) в пределах 583-745 млн лет (Баратов и др., 1983; Volkova and Budanov, 1999). Возраст более молодых вулкано-терригенных осадков в составе «ягнобских» метасланцев -- не древнее 530 млн лет по обломочным цирконам (Worthington et al., 2017).

На крайнем западе области в Султануиздаге (Dolgopolova et al., 2017) проявлены офиолиты середины кембрия, судя по возрасту (505 млн лет) пла- гиогранитов в этом выходе. К венду (Сайдыганиев, 2009) и нижнему кембрию в пределах Кызылкумов--Южной Ферганы относятся небольшие фрагменты морских по условиям проявления вулканитов, в том числе надсубдукционных (Бискэ, 1987).

Следующая стадия раскрытия Туркестанского бассейна датирована по офиолитам Южноферганской сутуры. В аллохтоне Сартале-Надир (Южная Фергана) офиолиты неизвестного возраста перекрыты раннеордовикскими кремнистыми осадками. На них, в свою очередь, изливались базальты окраинно-морского типа (Герман и Будянский, 1990; Абакумова и Шинкарев, 1994; Куренков и Аристов, 1995). К концу ордовика (448 млн лет) относятся метагаббро из офиолитов Северного Нуратау (Миркамалов и др., 2012). В восточном продолжении той же сутуры в районе гор Келематау и в Атойнакском хребте залегают ордовикские или раннесилурийские метаофиолиты типа MORB (Шванов, 1983; Христов и др., 1986; Генералова, 1999), перекрытые (?) палеонтологически датированными силурийскими кремнями (Пучков и др., 1987). Офиолиты среднего ордовика на р. Каратерек в Чаткальском хребте (Иванов и др., 2002) представляют уже краевой задуговый бассейн на северной окраине Туркестанского океана (Alexeiev et al., 2016) (рис. 5 и 9).

Новые океанские бассейны и активные окраины ЮТШ в середине палеозоя (конец ордовика -- ранний карбон)

Датирование и геохимическое изучение остатков океанской коры и острово-дужных серий, избежавших разрушения и поглощения в конце палеозоя, показали достаточно сложную историю раскрытия и исчезновения отдельных частей коры Туркестанского океана. Конвергентные процессы, выраженные магматизмом надсубдукционного типа, аккретированными турбидитами и зафиксированные локальными несогласиями, более отчетливо проявляются в регионе со второй половины ордовика.

Кызылкумский и западный сегменты ЮТШ. Бассейн океанского типа в раннем палеозое заполнялся здесь вулкано-терригенными осадками склонового и батиального типа. Широко представлены турбидиты среднего и верхнего ордовика, вплоть до лландоверийских (Расчленение..., 1976; Стратифицированные..., 1982; Бискэ, 1996; Геология., 1998; Стратиграфический., 2001), которые залегают поверх граптолитовых сланцев низов ордовика: к ним же относится стратиграфически верхняя часть «бесапанской серии» золоторудного района Мурунтау.

Рис. 6. Модель геодинамической эволюции кызылкумского и западного сегментов Южного Тянь-Шаня с изменениями

Ранняя, додевонская, складчато-надвиговая структура этих толщ (Мухин и др., 1991), с участием мелких офиолитовых фрагментов неизвестного возраста, позволяет представить их как длительно развивавшуюся аккреционную систему внутри Туркестанского океана (см. рис. 5 и 7). Южнее, по левобережью р. Зеравшан, основание наблюдаемого разреза составляют известково-щелочные, преимущественно кислые вулканиты и мелководные грубобломочные породы с известняками (алтыаульская свита Зирабулакских гор (Стратиграфический., 2001)), которые можно рассматривать как вулканический пояс активной окраины Каракум-Таджикистана. Направление субдукции в таком случае южное. Полимиктовые песчанистые турбидиты верхнего ордовика в Мурунтау -- Северном Нуратау могут указывать на другую, отдельную, островную дугу внутри океана.

Рис. 7. Геодинамика Южного Тянь-Шаня в конце силура--начале девона (425-400 млн лет). Условные обозначения см. рис. 4.

На востоке Зеравшано-Гиссарского района надсубдукционные вулканиты ордовика были метаморфизованы в карбоне (см. далее) и входят под названием норватской свиты в состав «ягнобского», или фан-каратегинского, комплекса (Расчленение..., 1976; Volkova and Budanov, 1999). Позднеордовикский возраст метаандезитов (450 млн лет) подтвержден U--Pb-датированием (Worthington et al., 2017), что близко к прежним палеонтологическим данным.

В силуре северная окраина Каракум-Таджикского континента приобрела пассивный характер. Уже в пограничных ордовик-силурийских отложениях Зеравшано-Гиссара содержатся зрелые кварцевые песчаники и карбонаты, в том числе доломиты, далее здесь сформировался карбонатный комплекс силура -- девона. Соответственно, в начале силура (ранний-средний лландовери) здесь и на всем западе ЮТШ батиальные граптолитовые сланцы пришли на смену склоновым песчанистым турбидитам конца ордовика.

Внутреннюю часть Туркестанского океана в кызылкумском и западном сегментах ЮТШ характеризуют лишь редкие фрагменты верхнеордовикских вулканомик- товых осадков с граптолитами и примесь ордовикских цирконов в кластике силура -- девона. Силурийские островодужные серии верхнего лландовери (телича) и венлока все же сохранились в виде небольших разобщенных тектонических пластин и встречаются от Мурунтау на западе до Ферганского хребта на востоке (Бискэ, 1991, 1996). Вулканиты пока что имеют лишь общую петрохимическую характеристику и палеонтологические датировки. Исключением является габбро из офиолитового аллохтона в массиве Тамды в Кызылкуме (см. рис. 1 и 2), для которого по Nd--Hf-изотопной характеристике допускается внутриокеанское островодужное происхождение и получен возраст 438 млн лет (Dolgopolova et al., 2017).

Продукты разрушения и переотложения силурийских вулканитов, главным образом в виде песчанистых турбидитов, очень широко представлены в тех же районах ЮТШ и более всего в Туркестанском хребте (Шванов, 1983; Бискэ, 1996). По спектрам возрастов обломочных цирконов в девонских и в более молодых песчаниках подтвержден пик вулканизма около 430-420 млн лет (Kassner et al., 2016).

Продолжение и завершение внутриокеанской субдукции в западном сегменте ЮТШ установлено по нижнедевонским островодужным вулканитам Туркестанского хребта, локально проявленным под карбонатным чехлом Алайского микроконтинента (Бискэ, 1996).

Рис. 8. Геодинамика Южного Тянь-Шаня: начало среднего карбона (около 315 млн лет): Дж -- Джижикрутский прогиб, Б.-Улан. -- Баубашата-Уланский террейн, Ю -- бассейн депрессии Большой Юлдуз. Остальные условные обозначения см. рис. 4.

На северном фланге Туркестанского океана, в западном его сегменте, в течение ордовика -- нижнего девона установлены те же конвергентные процессы. Традиционно (Зубцов и др., 1974; Геология..., 1998; Стратифицированные..., 1982), исходя из шельфового состава отложений верхнего девона и нижнего карбона, в Срединный Тянь-Шань включались территории северного обрамления Ферганской депрессии, однако и ранее было ясно, что Кураминский хребет и восточная часть Чаткальского имеют более поздний, силурийский возраст «каледонского фундамента». С современных позиций эту часть СрТШ можно описать как аккреционный комплекс вдоль южной активной окраины уже Палео-Казахстана, сформированный в течение позднего ордовика -- начала девона.

Ордовикский надсубдукционный магматизм с возрастом 467-445 млн лет был показан в Северной Фергане в горах Бозбутау (Alexeiev et al., 2016) для кислых вулканитов, которые ранее (Стратифицированные., 1982) считались позднепротерозойскими или девонскими. Метаморфизованные дациты и граниты того же возраста (450 млн лет) обнаружены в Чаткальском хребте на р. Кассансай, где их аккреция привела к угловому несогласию в основании силурийских вулканитов (район пер. Чанач) и должна была закончиться до внедрения здесь же силурийских гранитов (420 млн лет) (Alexeiev et al., 2016). Континентальный субстрат ордовикских эффузивов подтвержден Nd--Hf характеристикой и древним модельным возрастом. Таким образом, блок Бозбутау следует рассматривать как фрагмент континентальной коры, первоначально отделенный на севере от СрТШ задуговым бассейном, вошедший в состав Чаткал-Атбашинской дуги (см. рис. 5) и позже аккретированный уже к единому Казахстану.

Силурийский активно-окраинный магматизм Северной Ферганы продолжился в сходной обстановке, наращивая аккретированный комплекс к югу. В горах Моголтау (юго-западный Чаткал) показано внедрение в силуре (425-416 млн лет) гранитной магмы континентального происхождения с Nd-отрицательным составом и докембрийским модельным возрастом (Dolgopolova et al., 2017; Konopelko et al., 2017b). Граниты соответствуют, скорее всего, той же энсиалической дуге, что и силурийские вулканиты перевала Чанач. Мощные нижнесилурийские турбидиты Чаткальского хребта с известняковыми олистостромами на р. Сумсар (Риненберг, 1990) могли образоваться в ее желобе. С севера силурийская дуга была отделена от Палео-Казахстана краевым морем, песчано-глинистые осадки которого известны в узбекской части Чаткальского хребта (Геология..., 1998). Завершающая фаза среднепалеозойского активно-окраинного магматизма в Чаткало-Кураминском районе имеет ранне-среднедевонский возраст, что подтверждено U--Pb-датировкой 397 млн лет для внедренных здесь гранитов (Dolgopolova et al., 2017).

После завершения надсубдукционного магматизма в девоне обломочный материал из аккретированных вулканических дуг должен был массово поступать с окраины Казахстана на континентальный склон Туркестанского океана. Основная его часть, очевидно, была поглощена на новом этапе субдукции в карбоне. Остатки сохранились в материале аккреционной призмы, были изменены до зеленых сланцев, выведены к поверхности и находятся в составе канских, майлисуйских и пр. метатурбидитов, составляющих верхний тектонический покров коллизионной структуры ЮТШ.

Островные дуги Кызылкумо-Алая с юга отделялись глубоководным Зеравшанским (Вашанским) бассейном, медленно заполнявшимся глинисто-кремнистыми осадками (см. рис. 5-7).

Центральный и восточный сегменты ЮТШ. На востоке океан должен был возникнуть путем отделения от Тарима континентальных блоков Срединного и китайского Центрального Тянь-Шаня. Офиолитовые фрагменты, датирующие это событие или ряд событий, представлены в сутуре Атбаши-Иныльчек, которая продолжает Южноферганскую сутуру и образует северную границу ЮТШ (см. рис. 1 и 2). Далее к востоку она известна как сутура Нарат-Кавабулак (иначе -- Акеяз-Тонхуашань). Офиолиты имеют широкий спектр датировок (Jiang et al., 2014; Han and Zhao, 2017; Wang et al., 2018). Наверно, из него можно исключить наиболее древние офиолиты Далубай возрастом 600-590 млн лет, приуроченные к хребту Нарат (Yang et al., 2005; Wang et al., 2011): скорее всего, они представляют не собственно восточное продолжение Туркестанского океана, а фрагмент более древнего, Терскейского, бассейна между Таримом (в том числе

Центральный и, тогда еще возможно, Срединный Тянь-Шань) и Северо-Тянь- Шаньским блоком (см. рис. 4). Швом этого бассейна западнее является Терскей- ская сутура ордовикского возраста, которую на востоке наследует более поздняя Нарат-Кавабулакская. Совмещение Терскейской сутуры (иначе, восточной части «линии Николаева») с Нарат-Кавабулакской и их офиолитовых тел могло быть следствием позднего субпродольного левого сдвига, сместившего СрТШ относительно блока ЦТШ.

В таком случае древнейшим, хотя и косвенным свидетельством раскрытия океана являются фрагменты кислых вулканитов конца ордовика (460 млн лет) в Атбашинском хребте, составлявших, очевидно, восточную часть Чаткало-Атбашинской островной дуги (Alexeiev et al., 2016). Продолжением того же конвергентного процесса являются гранодиориты возрастом 436 млн лет в Атбашинском хребте (Alexeiev et al., 2016), а много восточнее -- островодужные габбро и плагиограниты возрастом 442 млн лет, интрудирующие офиолиты Увамен в районе г. Балунтай. Последние по геохимическим особенностям относятся к срединно-океаническому типу (Wang et al., 2018), но прямой датировки не имеют. Прочие офиолитовые тела центрального и восточного ЮТШ оказываются силурийскими или более молодыми: 397 и 422 млн лет по цирконам из габбро Джанджирского хребта (Wang еt al., 2015), от 407 млн лет и моложе в офиолитовых массивах Юшугол, Тонхуашань на востоке той же сутуры (Han et al., 2017). В Атбашинском хребте срединно-океанические офиолиты Сарыбулака перекрыты батиальными осадками среднего -- верхнего девона (Алексеев и др., 2007).

Таким образом, Туркестанский океан на востоке раскрывался не позже ордовика, но вряд ли и много раньше, если учесть, что древнейшие батиальные осадки в Уланском и Кокшаальском хребтах (район пика Данкова) представлены в виде граптолитовых сланцев лландовери, восточнее они вообще неизвестны, а карбонатные платформы развивались лишь начиная с лудлова (Бискэ и др., 1986).

Центральный и восточный ЮТШ включают еще вторую, более южную, группу офиолитовых фрагментов, расположенную вдоль края Таримского массива. Для пород в ее составе значения возраста в пределах 424-392 млн лет получены для массивов Куле, Хейиншань, Серкеяйляк (Han et al., 2011; Ge et al., 2012; Ge et al., 2014; Zhao et al., 2015; Wang et al., 2017; Wang et al., 2018) и 392 ± 15 млн лет для массива Цзиген на китайском склоне Восточно-Алайского хребта (Han and Zhao, 2017). На территории Киргизии эта группа представлена малоизученными телами у перевала Караарча и в долине р. Когарт (Геологическая..., 2008): последнее, впрочем, имеет продолжение на южном склоне Кокшаальского хребта и датировано здесь возрастом около 450 млн лет (габбро массива Балейгон, сводка (Wang et al., 2017)). Западнее эта цепочка длится, возможно, до хребта Актур в Алае (см. рис. 1 и 2). Окраинная природа южных офиолитов частично подтверждается геохимическим типом габбро и базальтов (Wang et al., 2011).

Не ясно, представлены ли двумя названными группами офиолитовых тел аллохтонные фрагменты одного бассейна (Han and Zhao, 2017) или два разных бассейна (Wang et al., 2011; Алексеев и др., 2015; Wang et al., 2018), из которых северный более древний. На рис. 7 отражен второй вариант реконструкции. Его можно предпочесть, если принять во внимание, что к концу силура -- началу девона микроконтинентальные блоки внутренней части ЮТШ, такие как массивы Восточного Алая, а также Улан и Борколдой (Бискэ, 1996, 2004), Эрбен-Телемет (Алексеев и др., 2015; Бискэ и др., 2018), уже были обособлены от Тарима и покрывались карбонатными платформами.

Силур Таримской окраины в той ее части, что вовлечена в надвиговый пояс ЮТШ, представлен почти исключительно магматическими образованиями над- субдукционного типа и продуктами их разрушения (Pu et al., 2011; Wang, 2016; Алексеев и др., 2015). Вулканические толщи вскрыты в верховьях р. Акеяз (Pu et al., 2011) и наиболее полно -- в районе депрессии Большой Юлдуз (Алексеев и др., 2015). На запад проявления этого типа прослежены до верховьев р. Аксу в Киргизии, в этом последнем районе они раньше оценивались нами как рифтовые (Бискэ и Шилов, 1998). Вдоль северной окраины современного Тарима в хребтах Халыктау (Харке) и Куруктаг прослеживается пояс габбро-диоритовых и грано- диорит-монцогранитных интрузий с возрастом в интервале 460-400 млн лет (Ge et al., 2012; Zhao et al., 2015; Dong et al., 2016). Самые молодые гранитоиды этого пояса относятся к среднему девону (Lin et al., 2013), а в Куруктаге есть эффузивы с аргоновыми датировками до позднедевонских (Zhang and Xiao, 2010). Все проанализированные магматические продукты Таримского окраинного пояса включают вещество протерозойского фундамента и имеют значения модельного возраста чаще всего 1400-1600 млн лет (Ge et al., 2014). В том же поясе проявлен термальный метаморфизм, достигающий местами амфиболитовой фации (Han et al., 2011; Алексеев и др., 2015).

Соответственно этим событиям, на Таримской платформе силур представлен песчаниками, которые залегают несогласно (Carroll et al., 2001), отражая тем самым поднятие конца ордовика. В осадочных комплексах от силура и выше по разрезу на современном севере Тарима, в Кельпинтагском и Куруктагском поднятиях, а также в скважинном материале из Таримской плиты повсеместно четко фиксируется массовая популяция цирконов с возрастами более 430-420 млн лет (середина силура) (Dong and Li, 2016; Han et al., 2015). Отмечается, что снос обломочного материала на Тарим в силуре шел с севера и северо-востока (Liu et al., 2012), т. е. источником его был вулканический пояс самой же активной Таримской окраины в пределах современного горного поднятия Кокшаала, Халыктау и восточнее.

Поднятие и денудация на платформе происходили вплоть до конца среднего девона, создав местами глубокий (до 3-5 км) эрозионный срез и пологое угловое несогласие (Lin et al., 2012). Снос материала с Таримской окраины шел также на северо-запад, в бассейн ЮТШ, продолжаясь местами вплоть до раннего карбона, и привел к формированию большого объема склоновых песчаных турбидитов: они прослежены от Восточного Алая вдоль Кокшаала на восток до р. Куча (Алексеев и др., 2015). Раньше мы недооценивали роль активного магматизма как источника этого материала, хотя присутствие в нем вулканического компонента было обнаружено (Бискэ и др., 1986; Бискэ, 1996).

На северной стороне бассейна континентальный блок Центрального Тянь-Шаня в Наратском хребте также интрудирован монцогранитами и диоритами конца ордовика, силура и девона (Ma et al., 2014; Chen B. et al., 2014; Zhong L. et al., 2015; Zhong L. et al., 2017), что подтверждено также возрастом 478-355 млн лет для палеозойских цирконовых зерен в песчаниках девона--нижнего карбона ЦТШ (He et al., 2018).

Таким образом, восточная часть Туркестанского (Южно-Тяньшанского) океана возникла (Lin et al., 2013; Han et al., 2015) или расширялась (Алексеев и др., 2015) в ордовике -- девоне путем раскола краевого вулканического пояса Таримской активной окраины, обращенной к Джунгарской части Палеоазиатского океана (см. рис. 7). Процесс мог быть связан и с проградацией к востоку Туркестанского бассейна, и с задуговым расколом окраины Джунгарского океана. Последней и очевидно максимальной фазе раскола соответствуют офиолиты уже с раннекаменноугольными датировками -- бассейны Гулугол (около 334 млн лет) и Юшугол (342 млн лет) (Jian et al., 2014; Han and Zhao, 2017), входящие также в состав северной сутуры ЮТШ. В этой фазе раскрытие океанской впадины могло произойти в тылу фамен-раннекаменноугольного (370-340 млн лет) Илийского вулканического пояса на Джунгарской окраине (Wang et al., 2006; Zhong et al., 2017) (рис. 7). Осадочные породы бассейна Гулугол неизвестны.

Формирование карбонатных шельфов и батиалей в силуре -- среднем карбоне

Девонские горячие точки. Длительный период последующего становления пассивных окраин Туркестанского (Южно-Тянь-Шаньского) океана выражен через формирование карбонатного чехла и на его окраинных шельфах, и на аккретированных или вулканических внутриокеанских поднятиях (Христов и Миколайчук, 1983; Бискэ, 1996; Biske and Seltmann, 2010; Алексеев и др., 2015; Alexeiev et al., 2017). Характерно, что устойчивое развитие карбонатных платформ в пределах ЮТШ началось с позднего венлока (меришкорский горизонт, по бентосу) или лудлова на западе региона, но лишь в пржидоле или, чаще, в лохкове -- на востоке. Здесь, на северной окраине Тарима, известняковый покров появляется еще до окончания активно-окраинного магматизма (Бискэ и др., 2018). Сейсмическое профилирование в чехле Таримского континента также показало переход от сжатия к растяжению в конце силура (Han et al., 2015).

Строение, цикличность развития, фаунистические комплексы верхнего силура -- среднего карбона в принципе одинаковы по всему простиранию ЮТШ, в том числе его китайский сегмент. Характерно затопление карбонатных шельфов и платформ в среднем -- позднем девоне и раннем карбоне, что связано с неполной компенсацией погружения на пассивной стадии развития континентальных окраин (Алексеев и др., 2015). На окраинах Тарима, Каракум-Таджикистана, а также внутренних карбонатных платформ ЮТШ ранее были показаны переходы от карбонатных отмелей к склоновым турбидитам, батиальным кремнисто-глинистым или обломочно-карбонатным осадкам (Расчленение..., 1976; Бискэ, 1996; Барда- шев, 2008). На южной окраине Казахстанского континента карбонатный комплекс верхнего девона -- нижнего карбона почти не сопровождается подобными замещениями в сторону Туркестанского океана (Alexeyev et al., 2017). Здесь вероятно последовавшее в конце палеозоя тектоническое поглощение переходных фациальных зон как результат субдукционной эрозии.

Базальтовые внутриплитные серии океанического типа (OIB), образованные обогащенными магмами горячих точек (hot spots), также широко распространены в пределах ЮТШ (см. рис. 7), в стратиграфическом интервале от верхнего силура до фамена (Поршняков, 1973; Христов и Миколайчук, 1983; Бискэ. 1996; Biske and Seltmann, 2010; Safonova et al., 2017). Они проявлены как внутри океанских батиалей, так и на карбонатных платформах, где чередуются с известняками (Safonova et al., 2016). Отмечены также девонские внутриплитные базальты на континентальной коре северного обрамления ЮТШ (Zhong et al., 2017).

В некоторых местонахождениях (Джанджирский хребет, горы Баубашата) базальты на уровне верхов нижнего девона сопровождаются риодацитовыми лавами в количестве до 20 % всего объема излияний. Отсутствие в базальтах геохимических признаков контаминации континентальным материалом заставляет считать эти разности дифференциатами базальтовой магмы. В таком случае следует относить эти примеры к исландскому типу горячих точек (Safonova et al., 2016). Какого- либо влияния девонских горячих точек на горизонтальные движения не замечено.

По палеомагнитным данным для среднего -- позднего девона (Буртман и Дворова, 2018), раскрытие Туркестанского океана привело к расхождению центров Казахстанского и Таримского континентов примерно на 16° по широте, или примерно на 1700 км, что много больше расстояния, условно показанного на рис. 7. Ширина океана, однако, могла быть не столь большой, если последовавшее в конце палеозоя сближение континентов происходило со значительным продольным левым сдвигом Казахстана относительно Тарима и вдоль девонского магнитного меридиана.

Конвергенция и континентальная коллизия в карбоне. Закрытие Туркестанского (ЮТШ) океана

Последовательность событий, связанных с конвергенцией литосферных блоков и закрытием океана, была вначале определена на биостратиграфической основе, через оценку возраста кровли шельфовых карбонатов и перекрывающих олистостромо-турбидитовых осадков глубоководных желобов (Бискэ, 1996; Бискэ и др., 2003). Изучение и датирование надсубдукционных магматических и метаморфических серий карбона существенно дополнили полученную картину.

Развитие вулканических окраин и аккреция на границах ЮТШ (340320 млн лет). В юго-западной, Зеравшано-Гиссарской, части ЮТШ наиболее эффектным результатом конвергентных событий начала карбона является вулканический активно-окраинный пояс Каракум-Таджикского континента. Вулканиты, ныне представленные в осевой части Гиссарского хребта (сиоминская серия, согласно (Расчленение..., 1976)) и в его юго-западных отрогах, палеонтологически датированы, по сведениям Д.Л. Конопелько, как визейские: U--Pb-датировка термального метаморфизма, гранитов и базитовых даек в юго-западном Гиссаре полностью подтвердила их возраст 345-330 млн. Дальнейшее развитие окраины привело к ее расколу и образованию в серпуховском веке малого океанского Гис- сарского бассейна (см. рис. 6 и 8), от которого сохранились офиолитовые фрагменты Южно-Гиссарского (Кундаджуазского) шва. Здесь можно видеть некоторую аналогию с упомянутым выше и близким по времени раскрытия бассейном Гулу- гол в восточном сегменте области. Одновременно в вулканическом поясе началось внедрение габбро-плагиогранитов ранних фаз большого Гиссарского батолита, оно продолжалось и далее, в период после отметки 321 млн лет (Konopelko et al., 2017).

Магматический процесс могли вызвать субдукция к северу Палео-Тетического океана (Dolgopolova et al., 2017) либо обратное погружение коры южной ветви Туркестанского бассейна к югу (см. рис. 6, 8). Результатом последнего процесса можно полагать надвиговую структуру Фанских гор и Зеравшанского хребта, описанную в работе (Volkova and Budanov, 1999), однако фактически в нее вошли уже и отложения среднего палеозоя на таджикском шельфе. Субдукция сопровождалась метаморфизмом различных ступеней, в том числе до глаукофановых сланцев, создавшим упомянутый выше ягнобский комплекс и его аналоги в Восточном Алае. Эксгумация метаморфитов, скорее всего, относится к середине визе, что фиксировано угловым несогласием при образовании Джижикрутского прогиба в северной части Гиссарского хребта и обосновано биостратиграфически работами В.И. Лаврусевича и др. (Бискэ, 1996; Worthington et al., 2017). Визейский возраст (339-327 млн лет) установлен также для лолабулакского мигматит-гнейсового комплекса на западе Зеравшанского хребта (Миркамалов и др., 2012), хотя основные проявления термального метаморфизма в Зеравшано-Гиссаре более поздние (Konopelko et al., 2015).