книги / Региональная геология СССР. Азиатская часть
.pdfи другие с площадью выходов до нескольких тысяч квадратных километров. Массивы эти характеризуются крутыми боковыми контактами, пологой кровлей и сложным многофазным строением. Среди слагающих пород резко преобладают граниты и гранодиориты, но в краевых зонах находятся относительно более ранние основные разности — сиенит-диориты, габбро-диориты и габбро; наиболее поздними являются лейкократовые граниты Жильная серия представлена гранит-порфирами и кварцевыми порфирами, пегматитами, аплитами и лампрофирами. Для этого комплекса имеется много определений абсолютного возраста, на основании которых можно говорить о его формировании в интервале 370— 420 млн. лет.
Особое значение имеют очень широко развитые и многообразно представленные в разных структурпо-фациальных зонах магма тические породы с р е д н е - п о з д н е п а л е о з о й с к о г о тектоно-магматического э т а п а .
В Северном Тянь-Шане с концом девонского и началом камен ноугольного периода связано накопление в наземных условиях основных, средних и особенно кислых вулканитов. Интрузивная деятельность была значительно более интенсивной. По геологиче ским данным четко устанавливается существование двух гипабпссалышх интрузивных комплексов — раннекаменноугольного и позднепалеозойского/ Интрузивы невелики и располагаются в пре делах узких линейно вытянутых зон северо-западного и северовосточного простираний. Положение отдельных массивов контро лируется разрывными нарушениями. В составе первого из назван ных возрастных комплексов участвуют диориты, диорпт-сненпты, гранодиориты, граниты и кварцевые порфиры, слагающие тела величиной до 100—200 км2, обычно же площади их значительно меньше. Второй комплекс представлен малыми интрузиями в виде небольших штоков, даек и некков. Они имеют многофазное строе ние и сложены щелочными сиенитами, трахитами, трахиандезптами, гранитами и жильными породами сиенитовой группы. Опре деления абсолютного возраста показывают значения от 240 до 280 млн. лет, находящиеся в полном соответствии с геологическими данными.
Особенно широко распространены средне- и позднепалеозой ские магматические проявления в Южном Тянь-Шане. В началь ном этапе развития, охватывающем весь средний палеозой, харак терно развитие эффузивных и интрузивных пород основного со става. Эффузивы представлены спилитами и диабазами, отчасти порфиритами, а интрузивные породы — ограниченно развитыми габбро-диабазами силурийского или раннедевонского возраста и более поздним, по-видимому, ранне-среднекаменноугольным габбро-перидотитовым комплексом. В состав последнего входят мелкие тела перидотитов, пироксенптов, серпентинитов и не сколько более крупные тела габбро и габбро-диабазов. Все эти породы образуют офиолитовый пояс огромной протяжешюстн,
281
прослеживающийся от Нуратау до восточных хребтов Кокшаальскоп системы.
В течение позднего палеозоя в разных районах Южного ТяньШаня происходит внедрение гранитоидов двух возрастных групп —- каменноугольных и пермских. Относительно более ранний много фазный комплекс первой группы (гранитоиды Нуратау) был сфор мирован в конце среднего карбона. В его составе участвуют дио риты, кварцевые диориты и граниты, образующие массивы вели чиной до нескольких сотен квадратных километров. Гранитоиды несколько более позднего комплекса этой же группы (позднекамен ноугольные) распространены наиболее широко. К ним относятся крупные массивы, в том числе огромный Гиссарский плутон, пло
щадь которого |
измеряется тысячами квадратных |
километров, |
и более мелкие |
интрузивы многофазного строения, |
состоящие из |
порфировидных гранитов и подчиненных гранодиоритов и кварце вых диоритов. В составе жильной серии находятся гранит-пор фиры и гранодиорит-порфиры, пегматиты, аплиты и лампрофиры.
В группе пермских гранитоидов также выделяется два ком плекса. Первый из них (вероятно, раннепермский) представлен мелкими, не более нескольких десятков квадратных километров, гипабиссальными массивами, вытягивающимися в виде широтных цепочек в Алайском, Гиссарском и Кокшаальском хребтах и свя занными с разрывными нарушениями. В составе их преобладают гранодиориты и монцониты, другие породы — сиенит-диориты, кварцевые диориты и особенно граниты — встречаются реже. Второй комплекс — алайский состоит из щелочных и субщелочных пород — нефелиновых, содалитовых, капкринитовых и щелочно земельных сиенитов, щелочных и нормальных гранитов, изредка гранодиоритов. Размеры интрузивов — от нескольких километ ров до 100 км2. Они известны в Туркестано-Алайской горной системе, в Зеравшанском и Гиссарском хребтах и в ряде мест прорывают нижнюю пермь. Одни исследователи считают их ранпепермскими, другие — позднепермскими. Формационный тип этого интрузивного комплекса и определения абсолютного возраста, дающие цифры от 180 до 237 млн. лет, свидетельствуют в пользу того, что он скорее всего завершает герцинский тектоио-магмати- ческий этап.
Очень своеобразно проявлен средне-позднепалеозойский маг матизм в Чаткало-Нарынской зоне, особенно в Чаткальской гор ной системе. Вулканическая деятельность этого этапа началась в силуре и спорадически продолжалась до среднего девона. В тол щах соответствующего возраста участвуют альбитофиры и дацитовые порфириты, другие породы имеют ограниченное распро странение.
Эпохой особенно бурной вулканической деятельности и много кратных интрузивных проявлений был весь поздний палеозой. Вулканические извержения в Чаткальской горной системе нача лись в намюре и продолжались до начала раннего мезозоя, времс-
2 8 2
нами почти затухая, но затем вспыхивая с новой силой. В течениеэтого времени накопились вулканические толщи огромной мощ ности. В конце среднего палеозоя происходили преимущественно подводные излияния основных лав, позже ведущая роль перешла к наземным извержениям центрального типа. В среднем и начале позднего карбона резко преобладали дацитовые и андезитовые лавы, затем на первый план выдвинулись кислые эффузнвы и их туфы. В конце позднего карбона и начале перми кислые и средние, отчасти основные излияния чередовались, но позже постепенно начали преобладать средние и, наконец, основные лавы. Послед ний этап вулканической деятельности, охватывающий вторую по ловину поздней перми и, вероятно, пачало триаса, характеризо вался излияниями исключительно кислых лав. В восточных райо нах Чаткало-Нарынской зоны эффузивная деятельность была несравненно более слабой и проявилась только местами в виде излияний в среднем карбоне и перми.
Внедрение разных по составу и геологическим условиям обра зования интрузивных комплексов происходило в Чаткало-Нарын ской зоне многократно. Наиболее древний комплекс, сформиро ванный в конце среднего карбона, состоит из кварцевых диоритов, диоритов и гранодиоритов с подчиненными сиенитами и габбро. Массивы этого возраста известны как в Чаткальской горной системе, так и дальше к востоку. В их составе находятся крупные вытянутые интрузивы и мелкие изометрические тела в ядрах антиклинальных складок.
Вконце позднего карбона внедрился второй комплекс, состоя щий из порфировидных лейкократовых гранитов, изредка диоритов
идругих пород гибридного происхождения. Структурное их положерие такое же, как среднекаменноуголышх массивов, размеры довольно крупные — до нескольких сотен квадратных километров.
Вначале пермского периода в западной части Таласского Алатау был сформирован очень своеобразный интрузивно-эффузив ный комплекс щелочных пород. Эффузивы представлены лейцптовыми базальтовыми порфиритами и их пирокластами. К интрузив ным членам комплекса относятся мелкие гипабиссальные тела шонкинитов, монцонитов, пироксенитов и щелочных базальтоидов.
ВЧаткальской горной системе наиболее ранний пермский возраст имеют гибридизироваипые породы — гранодпориты, сие нит-диориты, кварцевые диориты, монцонпты, а более поздний — комплекс лейкократовых гранитов, граипт-порфиров и граподио- рит-порфиров. Интрузивные тела в форме штоков и даек имеют небольшие размеры и лишь изредка достигают несколько десятков квадратных километров. Наиболее молодой гранит-порфировый комплекс (кызылнуринский) представлен небольшими гипабис сальными штоками и дайками и характеризуется значительным разнообразием входящих в него пород. Это преимущественно
гранит-порфиры и |
кварцевые порфиры, граносиеиит-порфпры |
и сиепит-порфиры, |
сопровождаемые жильной серией, состоящей |
283
из фельзпт-порфиров, диабазовых порфиритов и разнообразных лампрофиров. Комплекс этот был сформирован, по-видимому, уже раннем триасе.
Тектоника
Как уже говорилось выше, Тянь-Шань отчетливо разделяется на две части, отличающиеся особенностями строения и истории геологического развития: северная относится к каледонским складчатым сооружениям, а южная — к гердинским. Граница между ними определяется положением системы разломов «линии Николаева».
Каледонские сооружения Северного Тянь-Шаня вместе с каледонидами западной части Центрального Казахстана образуют единую зону ранней консолидации внутри палеозойской Урало-Сибирской геосинклинальной области.
Важную роль в складчатых сооружениях Северного ТяньШаня играют крупные выступы нижнего докембрия в Каратау, Киргизском хребте и в районе оз. Иссык-Куль (рис. 67), имеющие характер срединных массивов внутри раннепалеозойской геосин клинали. Общая характеристика их строения была дана В. А. Ни колаевым. «Внутренняя структура докембрия, — пишет этот ис следователь, — отличается большой сложностью и нередко харак теризуется сильно сжатыми изоклинального типа складками, почти отвесными или несколько наклоненными то к северу, то к югу. Складки, различные по величине, вплоть до мелкой плойчатости, осложнены многочисленными разрывами и дифференциальными движениями неоднородных по составу и физическим свойствам пачек и пластов, т. е. различными проявлениями дисгармонич ности и будинажа, региональным развитием кливажа, складок волочения и т. п. Лишь в отдельных случаях внутренняя слож ность строения не затемняет проявления более крупных и простых форм складчатой структуры, т. е. антиклинальных и синклиналь ных складок первого порядка, таких, как Макбальская брахиантиклиналь в Киргизском хребте» [79].
План каледонских структур в главных чертах согласуется с планом строения докембрийских поднятий и характеризуется двумя преобладающими направлениями простираний: северозападным на западе и восток-северо-восточным на востоке. Весь комплекс отложений от верхнего протерозоя до ордовика смят в систему крупных антиклиналей и синклиналей линейного типа, частосильно сжатых, вплоть до изоклинальных, и нередко име ющих веерообразное строение. Они осложнены дополнительными складками, которые часто наклонены в сторону смежных поднятий, и многочисленными разломами, благодаря чему местами структура приобретает чешуйчатое или блоковое строение. Вверх по страти графической вертикали характер складчатости изменяется: уже. в верхнеордовикских отложениях крупные складки более пологи и часто приближаются к брахиформпым.
2 8 4
Еще более пологая складчатость (платформенного или полуплатформенного типа) характеризует верхнедевонские и нижне каменноугольные отложения. Они образуют очень простые пологие складки облекания и моноклинали; крутые складки довольно редки и всегда связаны с надвигами.
Герцинские сооружения Южного Тянь-Шаня по особенностям внутреннего строения и истории геологического развития резко отличаются от каледонид Северного Тянь-Шаня.
ED? ЕШ5т*ЕЭ® ЕЭ" В /2Е 3;з
Рис. 68. Схема тектонического |
районирования Алайского |
хребта |
(по Д. П. |
Резвому). |
|
/ — погребенный Фергана-Кызылкумскпй срединный массив; геосинклпнальная система Южного Тянь-Шаня: 2 — Карачатырский приразломный сипкливорий; 3 — Ош-Ара- ванская тектоническая зона; 4 — зона Южноферганского глубинного разлома; 5 — Киргизайгинская вулканогенная зона; в — Кичикалайский аптиклинорий; 7 — СурметашГульчипский синклинорий; 8 — Ходжаачканский антиклинорий; 9 — Туркестанский прнрааломный синклинорий; Ю — Зеравшанский антиклинорий; 11 — гранитоиды;
12 — офиолиты; 13 — разломы
Западная половина складчатой системы Южного Тянь-Шаня характеризуется симметричным строением относительно своей центральной *— Зеравшанской части (рис. 68), которая образова лась из прогиба геосинклинальной системы. Эта часть в виде вееро образного антиклинория явилась областью раннего (позднесилу рийского) поднятия. К северу и югу от Зеравшанского антиклино рия располагаются менее крупные антиклинории, также вергентного строения; они сложены среднепалеозойскими породами, среди которых большую роль играют мощные известняки и доломиты, образующие хорошо сформированные линейные складки.
Синклинорные зоны, разделяющие антиклинории, сложены терригепными отложениями верхнего палеозоя и связаны с зонами глубинных разломов [93]. Наиболее крупные зоны такого рода —
286
п системой Терскей Алатау — с другой, что нашло выражение в идее о гигантской «горизонтальной флексуре», или «сигмоиде», как он назвал всю совокупность структурных элементов палеозой ского и мезозойско-кайнозойского возраста. Эта идея в последнее время признана несостоятельной. Один из известных знатоков геологии Тянь-Шаня Н. М. Синицын убедительно доказал,, что палеозойские структуры Восточного Алая не являются непосред ственным продолжением структур Ферганского хребта, а образуют крутую выгнутую на север дугу, и поэтому их продолжение сле дует искать в юго-западных отрогах Кокшаальской системы — южнее оз. Чатыркёль. Конфигурация этой «Восточно-Алайской дуги», как и другие важные особенности строения области стыка хребтов Алайского, Ферганского, Кокшаалтау и Заалайского, в частности, резкие изменения здесь простираний, по мнению этого исследователя, нужно рассматривать в связи с историей развития северо-западной части Таримской платформы.
Рассмотрим теперь вкратце тектоническое строение других регионов Южного Тянь-Шаня.
В северных хребтах Кокшаальской системы среднепалеозой ские отложения образуют несколько крупных складок с неясно выраженной вергентностыо, разбитых разломами на отдельные блоки. Крупные антиклинали и синклинали осложнены более мелкими. На южном склоне хр. Борколдой карбонатные отложе ния среднего палеозоя по серии крутых надвигов надвинуты на верхнепалеозойские песчано-сланцевые толщи Кокшаала, дисло цированные весьма интенсивно: они образуют сильно сжатые, часто изоклинальные складки, развивающиеся на фоне крупных структур более простого строения.
В хребтах Молдотау и Кавактау крупые складки простира ются широтно и разорваны многочисленными пологими на двигами, благодаря чему структура приобретает чешуйчатое строение.
Любопытными особенностями строения обладают Чаткальская горная система. Здесь отмечаются элементы древней структуры в виде Кассанской антиклинали, в строении которой принимает участие докембрий. По особенностям соотношения с более моло дыми породами и по своей морфологии она близка к упоминав шейся выше Макбальской антиклинали. Средний палеозой обра зует здесь ряд крупных брахиантиклинориев северо-восточного простирания со сложным внутренним строением. В крайней северо-западной части системы отмечается веерообразное расхо ждение шарниров складок. На юго-западе широко развитые здесь вулканогенные отложения верхнего палеоэоя смяты в довольно простые, но разбитые многочисленными разломами складки мери дионального простирания.
Основу палеозойской структуры Ферганского хребта также составляют крупные брахиантиклинории широтного и северовосточного простирания, осложненные разломами.
2 8 8
Тектоническое строение Большого Каратау по последним дан ным оказалось не таким сложным, как это предполагалось ранее.
Здесь выделяется несколь- |
|
______________ |
|
|
||||||||||||
ко крупных антиклинориев |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||
и |
синклинориев |
северо- |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
западного |
|
простирания, |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
имеющих |
|
брахиформные |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
очертания (рис. 70). Они |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||
состоят из |
вытянутых па |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
раллельных |
антиклиналь |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
ных |
и |
синклинальных |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
зон, в пределах |
которых, |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
в |
свою |
очередь,, |
выде |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
ляются |
антиклинали |
и |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
горст-антиклинали, |
синк |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
линали И грабен-синкли- |
Рис. 70. Схема |
палеозойской структуры |
||||||||||||||
нали, |
осложненные |
|
еще |
Каратау' (по Н. И. Николаеву). |
||||||||||||
более мелкими складками |
1 — области |
доксмбрийско-калсдонскон |
стаби |
|||||||||||||
и. многочисленными разло |
лизации; |
2 — области |
каледонско-гсрцинской |
|||||||||||||
стабилизации; |
3 — границы крупных антпклн- |
|||||||||||||||
мами |
разной |
|
величины |
иорисв; |
4 — границы |
крупных |
синклинориев; |
|||||||||
и формы (рис. |
71). В раз |
5 — границы |
палеозойских мульд, |
испытавших |
||||||||||||
значительные |
прогибания в мезозое |
и кайнозое; |
||||||||||||||
личных |
по |
литологиче |
6— приподнятые' участки, антиклинориев с выхо |
|||||||||||||
дами пород протерозоя; |
7 — то |
же |
с выходами |
|||||||||||||
скому |
составу |
толщах |
нижнего |
палеозоя; |
8 — Главный |
Каратаускнй |
||||||||||
резко |
проявляется |
дис |
разлом; |
9 — главнейшие линии |
наблюдаемых |
|||||||||||
и предполагаемых разломов. Антнклинорни: I — |
||||||||||||||||
гармония между |
складча |
Северо-Западного |
Каратау, И — Боролдайскнй, |
|||||||||||||
III — Байджансайскнй; |
синклннорнн: |
IV — |
||||||||||||||
тыми |
структурами, |
а |
ме- |
Центрального Каратау, V — Бугуиьскнй |
||||||||||||
стами |
система |
близко |
обусловливает |
сложное |
чешуйчатое |
|||||||||||
расположенных |
разломов |
|||||||||||||||
строение |
ряда |
участков. |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
|
Все описанные выше тектонические формы характеризуют вну |
треннюю структуру региона, дальнейшее преобразование которой
Рис. 71. ГеоЛоглческио разрезы хребта Большого Каратау (по В. В. Бропгулеову).
1 — мезозойско-кайнозойские комплексы; 2 — турнсйскнй ярус; з — амаисайская и кур кебайская свиты фамснского яруса; 4 — хотынкамальскал свита фаменского яруса; s — хантагинская свита того же яруса; 6 — тулькубашскал свита нсрасчлсисниых среднего п верхнего девона; 7 — додевонский комплекс; 8 — крупнейшие разрывные нарушении
установленные; 9 — разрывные нарушения предполагаемые
19 Заказ 253 |
2S9 |