Геотектоника, 2021, № 6, стр. 50-74

Механизмы деформации пород фундамента Тянь-Шаня в процессе альпийского тектогенеза

М. Г. Леонов 1*, Е. С. Пржиялговский 1

1 Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., д. 7, Россия

* E-mail: mgleonov@yandex.ru

Поступила в редакцию 18.06.2020
После доработки 12.07.2021
Принята к публикации 14.09.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

В статье приведено описание основных механизмов деформации породных масс палеозойского фундамента Тянь-Шаня, комплементарных пликативному изгибанию его поверхности в процессе альпийского тектогенеза. На примере конкретных геологических структур охарактеризованы механизмы объемной деформации различного типа: меланжирование, пластическая деформация, катакластическое течение, динамическая рекристаллизация и др. Показано, что на территории Тянь-Шаня деформация домезозойского и более молодых поверхностей выравнивания и перекрывающего плитно-орогенного осадочного чехла связана, в первую очередь, с 3D подвижностью (реидным течением) горных масс палеозойского фундамента. Высказаны предположения относительно физики процесса, основанные на разработках механики блочно-гранулированных сред и механики разрушения.

Ключевые слова: горная порода, деструкция, меланж, объемная деформация, динамическая рекристаллизация, структура, тектоническое течение, тектоника разрыхления, Тянь-Шань

ВВЕДЕНИЕ

Одной из ярких черт альпийской морфоструктуры Тянь-Шаня являются пликативные изгибы поверхности домезозойского консолидированного фундамента – мегасинклинали, фиксируемые межгорными впадинами, и мегантиклинали, которым соответствуют горные поднятия. Мегаструктуры осложнены пликативными изгибами более высокого порядка. Согласно представлениям механики и структурной геологии, изгибная деформация поверхности любого тела обеспечивается объемной (3D) трансформацией инфраструктуры этого тела – изменением формы или перемещением относительно друг друга слагающих тело фрагментов, т.е. их деформацией. Изучению 3D подвижности (текучести) горных пород фундамента на плитном и орогенном этапах его существования уделяется незаслуженно мало внимания, что ограничивает возможность адекватного истолкования региональных и общих закономерностей формирования альпийской структуры региона. В статье приведены данные, позволяющие уточнить особенности деформации пород фундамента на плитно-орогенной стадии и идентифицировать механизмы ее реализации.

Главные положения, заложенные в основу обсуждаемой в нашем исследовании темы [21, 23]:

• Платформы, плиты, подвижные пояса имеют двухъярусное строение: нижний ярус – кристаллический (складчато-метаморфический) фундамент, верхний ярус – осадочный чехол.

• Породы чехла залегают на фундаменте с угловым несогласием; степень и стиль деформирования пород фундамента и чехла различны.

• 3D течение проявляется, если в данном объеме пород изначально невозможны (в неслоистых магматических, метаморфических и др. породах) или исчерпаны иные способы релаксации напряженного состояния (в породах, претерпевших складчатость, дальнейшее усложнение которой невозможно) [1, 4, 8, 21, 33, 45, 48, 52, 59].

• Одним из типов деформации пород фундамента является реидная деформация – течение пород в твердом состоянии [13, 21, 26, 33, 54]. Понятие “реидное течение” в механике эквивалентно понятию “тектоническое течение” в геологии, устанавливающему факт течения, но не определяющему его механизм.

• Поверхность фундамента фиксируется дочехольной поверхностью выравнивания, которая до деформации занимала субгоризонтальное или близкое к нему положение. При последующем тектогенезе эта поверхность зачастую подвергается изгибам без нарушения сплошности [1, 4, 12, 13, 21, 33, 45, 48, 52, 59], что неизбежно должно сопровождаться сингенетичной и комплементарной изгибу 3D деформацией пород фундамента.

• Изменение формы тела и изгиб ограничивающей его поверхности без разрыва сплошности невозможны без внутреннего перераспределения вещества на разных масштабных уровнях (от макро- до нано) и в различных формах (от крупноблокового до молекулярно-ионного). Известно несколько таких механизмов: пластическая деформация, меланжирование, хрупкая макро- и микросколовая деформация, брекчирование и катаклаз, динамическая рекристаллизация. Эти механизмы могут приводить к дезинтеграции и разрыхлению горных пород и приданию им свойств блочно-гранулированных субстанций (“тектоника разрыхления”, по [48]).

• Блочно-гранулированные среды обладают повышенной текучестью и свойством дилатансии, которые предопределяют 3D подвижность и пликативное изменение формы (деформацию) массивов горных пород [17, 18, 32, 37, 53, 55, 56, 60].

ПАЛЕОЗОЙСКИЙ ФУНДАМЕНТ ТЯНЬ-ШАНЯ

Рассмотрим проявления структурно-вещественной переработки пород складчато-метаморфического палеозойского фундамента Тянь-Шаня и характер деформации его поверхности в процессе альпийского тектогенеза [20, 21, 23, 50] (рис. 1).

Рис. 1.

Районы исследования в структуре Тянь-Шаня. Показано положение районов исследования (серые прямоугольники). Обозначено: 1 – Центрально-Таджикский сегмент Гиссаро-Алайского региона, 2 – район поднятия Байбичетоо. Главные структурные линии и границы провинций (аббревиатуры в кружках): ЮГ – Южно–Гиссарский разлом, ЮФ – Южно-Ферганский разлом, ЧИ – Чуйско-Иныльчекский разлом, ЛН – линия Николаева, АТ – Атбашинский разлом, СТ – Северо-Таримский разлом, ТФ – Таласо-Ферганский разлом.

В регионе четко обособлены два структурных этажа – фундамент и чехол, которые разделены поверхностью углового (до 90°) несогласия. Фундамент представлен складчато-метаморфическими палеозойскими комплексами. Чехол сложен терригенно-глинистыми и карбонатными отложениями мезозоя и кайнозоя. Консолидация фундамента приходится на каледонское (Северный Тянь-Шань) и герцинское (Срединный и Южный Тянь-Шань) время. В начале мезозоя произошла пенепленизация территории, и был выработан относительно плоский или слабовсхолмленный рельеф. С юры или мела–палеогена (в разных сегментах – по-разному) на домезозойской эрозионной поверхности фундамента начинается отложение осадочного чехла. Плоскость эрозионного среза в мезозое и кайнозое испытывает пликативные изгибы, размах и крутизна которых резко возрастают в конце плиоцена на позднеорогенной стадии.

При анализе морфоструктуры Тянь-Шаня используют доорогенную поверхность выравнивания, которая соответствует контакту фундамента и чехла, независимо от возраста слагающих их пород, ‒ т.е. плоскость доорогенной поверхности выравнивания гетерохронна [11, 16, 21, 24, 25, 27, 28, 38, 43]. Но, поскольку домезозойская и более молодые (допозднемеловая, донеогеновая и др.) поверхности выравнивания практически конформны (различия в залегании не более 10°–15°), при анализе удобно оперировать именно этой совокупной (условно – домезозойской) поверхностью, которая одновременно является поверхностью фундамента.

Альпийские структуры Тянь-Шаня, несмотря на разновозрастность палеозойского основания, достаточно сходны (рис. 2). Архитектурный облик региона представляет собой совокупность морфоструктур первого порядка: обширных сопряженных антиклинальных и синклинальных изгибов ‒ мегаскладок основания (по Э. Аргану) или складок большого радиуса кривизны (по Г. Штилле) [16, 28, 43]. Антиклиналям соответствуют горные хребты, синклиналям – межгорные и внутргорные впадины. Пликативные деформации поверхности фундамента (домезозойской поверхности выравнивания) характерны для всего Тянь-Шаня. Размах складчатых изгибов варьирует от сотен метров и первых километров до мегаструктур масштаба горных поднятий и их систем [21, 2325, 27, 28, 43]. Достаточно полно они охарактеризованы в Гиссаро-Алайском сегменте Южного Тянь-Шаня, и поскольку приведенные в статье примеры объемной деформации расположены главным образом в пределах именно этого сегмента, рассмотрим его несколько подробнее [2, 5, 21, 24, 25, 38, 46].

Рис. 2.

Пликативная деформация домезозойской поверхности выравнивания (поверхности фундамента) Тянь-Шаня. (а) – Центрально-Таджикский сектор – профиль по линии меридиана 68°30′. (б) – Киргизский сектор (по данным [43], с изменениями). (в) – Фанские горы (принципиальная схема). 1 – палеозойский фундамент; 2 – мезозойские и кайнозойские отложения чехла; 3 – разломы; 4–5 – поверхность фундамента (домезозойская поверхность выравнивания): 4 – картируемая, 5 – реконструированная; 6 – вершинная поверхность

Деформация поверхности фундамента в пределах впадин и поднятий (горных массивов) различна. Поверхность фундамента (домезозойская поверхность выравнивания), образующая днище впадин, по данным натурных наблюдений и геофизических исследований, обычно дислоцирована слабо, залегает относительно спокойно и нарушена лишь пологими перегибами с углами наклона 15°–20°. В прибортовых частях впадин дислоцированность домезозойской поверхности выравнивания возрастает, появляются складчатые структуры с крутыми (до 90°) или запрокинутыми внутренними (обращенными к поднятию) крыльями, которые зачастую срезаны надвигами с амплитудой от нескольких сотен метров до километра и более. Осевые плоскости складок и сместители надвигов на северном борту Гиссаро-Алая имеют южные падения, на южном борту – северные, то есть общая структура дивергентна.

В пределах поднятий домезозойская поверхность выравнивания осложнена структурами более высокого порядка. На фоне общего валообразного (антиклинального) поднятия выделяются перегибы, в первом приближении имеющие синклинальную и антиклинальную форму (см. рис. 2, рис. 3). Отрицательным структурам в современном рельефе (долинам) соответствуют впадины, выполненные мезозойско‒кайнозойскими отложениями.

Рис. 3.

Синклинальный изгиб домезозойской поверхности выравнивания (поверхности фундамента). Ядро синклинали сложено отложениями мезозойско‒кайнозойского чехла, изогнутыми конформно с поверхностью фундамента. 1 – зеленые сланцы; 2 – известняки и доломиты; 3 – конгломераты и песчаники; 4 – оплывины зеленых сланцев; 5 – кора выветривания; 6 – послойный срыв по первично стратиграфическому контакту; 7 – граница фундамента и чехла (домезозойская поверхность выравнивания); 8 – условные границы напластования; 9 – разломы; 10 – граница оплывин

Выделены впадины моновергентные, конвергентные и дивергентные [38]. Моновергентные впадины характерны для крыльев поднятий и зон их сочленения с впадинами, конвергентные впадины характерны для флангов и внутренних частей горного сооружения. Дивергентные впадины приурочены к центральным частям горного сооружения. Форма впадин и их структурная симметрия/асимметрия отражает центробежное движение горных масс от оси горного сооружения в сторону депрессий. Конвергентные впадины на отдельных участках задавлены встречными надвигами с образованием структур тектонического сшивания [32]. Надвиги, осложняющие борта впадин, по отношению к складчатым формам являются более поздними, что подтверждается затуханием разрывов по простиранию и по падению, трансформацией их в зоны хрупко-пластического течения, малой амплитудой, историческим анализом развития отрицательных структур [5].

Положительным антиклинальным морфоструктурам отвечают скульптурированные эрозией современные поднятия горных хребтов. Останцы домезозойской поверхности выравнивания отражают ее значительную пликативную деформацию. Отмечены перегибы, в том числе небольшого радиуса кривизны, с углами наклона до 90°, а также запрокинутое положение поверхности. Учитывая высоты (>5000 м) и дивергентную структуру горного сооружения, можно полагать, что происходит “растекание” горных масс от центра складчатого сооружения в сторону обрамляющих впадин, что подтверждается анализом напряженного состояния [31].

Согласно определению необратимой деформации, изменение формы тела без нарушения сплошности невозможно без придания веществу, слагающему тело, объемной подвижности, и формирование пликативных структур поверхности фундамента должно сопровождаться 3D структурно-вещественными преобразованиями слагающих его пород. Ниже рассмотрена инфраструктура пород фундамента, комплементарная пликативным изгибам его поверхности и отражающая проявление различных механизмов структурообразования.

МЕЛАНЖИРОВАНИЕ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Термин “меланж” (от фр. mélange – смесь) ввел И. Гринли в 1919 г. Опуская разночтения в понимании термина, меланжи можно определить как породные комплексы хаотического (без признаков слоистости и стратификации) строения, состоящие из тектонизированной (рассланцованной, раздробленной, милонитизированной) основной массы (матрикса) и заключенных в нее отторженцев (обломков, блоков, отщепов пластов) пород различного состава и генезиса. Выделяются серпентинитовый (офиолитовый), осадочный, гипсовый, сланцевый меланжи. Их образование связано с тектонической дезинтеграцией, перемещением в пространстве и перемешиванием породных масс.

В пределах Гиссаро-Алая известны офиолитовые, сланцевые и осадочные меланжи. Их формирование обычно связывается с палеозойским тектогенезом. Однако некоторые меланжи сформированы в результате более молодых, вплоть до новейших, тектонических событий. Палеозойское основание Тянь-Шаня в ряде структур представлено слоистыми и смятыми в напряженные складки песчано-глинистыми или кремнисто-карбонатными отложениями. В доплитную стадию слоистые толщи претерпели смятие с образованием сжатых изоклинальных складок с субвертикальными осевыми плоскостями, и возможность усложнения складчатой структуры была практически исчерпана. В таких случаях релаксация напряженного состояния, вызванного более молодой тектоникой, обеспечивается иными механизмами, и один из них – формирование осадочных меланжей, известных в пределах Зеравшанской, Каракульской и Нуратау-Курганакской зон.

Зеравшанская зона

В разрезе Зеравшанской зоны выделяется два структурных этажа, разделенных поверхностью размыва и углового (до 90°) несогласия (рис. 4). Тектонические движения альпийского этапа изменили форму залегания пород чехла и фундамента. Верхний этаж представлен отложениями мезозоя и кайнозоя [10], смятыми в сопряженные крупные антиклинальную и синклинальную складки. Нижний этаж сформирован палеозойскими песчано-сланцевыми породами, смятыми в крутые, часто изоклинальные складки с субвертикальными осевыми плоскостями и острыми замками. Пласты имеют крутые падения, при этом изгибы поверхности фундамента (домезозойского пенеплена) конформны напластованию чехольных отложений. Внутренняя структура палеозойских толщ существенно переработана тектонически. Песчаные пласты будинированы, растащены, развальцованы. Отщепы и обрывки пластов перемешаны с бесструктурный глинистой массой, в которой полностью затушеваны первоначальные осадочные текстуры и структуры. Слоистость и стратификация сохраняется лишь спорадически, и породы представляют собой сложно построенную тектоническую смесь хаотического облика – меланж из осадочных пород (или осадочный меланж).

Рис. 4.

Меланжированные песчано-сланцевые породы палеозоя в зоне изгиба домезозойской поверхности выравнивания (поверхности фундамента) (северный борт Зеравшанского хребта, междуречье Риват–Вашан–Мадм) (по данным [21], с изменениями и дополнениями).

Меланжированные породы приурочены к зонам интенсивных пликативных деформаций домезозойской поверхности выравнивания (поверхности фундамента), в частности, будучи вдавлены в замки антиклинальных складок, образованных породами чехла. Перераспределение вещества сопровождается его дезинтеграцией и потерей внутренней связности, что обеспечивает подвижность пород фундамента и изгибание его поверхности без разрыва сплошности. На участках пологого залегания поверхности фундамента меланжирование обычно не происходит, что подчеркивает синхронность пликативной деформации этой поверхности и деформации слагающих фундамент пород.

Одной из форм преобразования осадочных комплексов, связанных с меланжированием, является формирование псевдоконгломератов, которые представляют собой хаотически расположенные фрагменты песчаников, заключенных в рассланцованный глинисто-алевритовый матрикс (рис. 5). Эти образования приурочены к толщам терригенных пород, смятых в сжатые изоклинальные складки с субпараллельными крыльями и субгоризонтальной или субвертикальной ориентировкой осевых плоскостей. Фрагменты компетентных пород имеют близкую к конической форму, на срезе – форму ласточкина хвоста. Показан механизм формирования псевдоконгломератов и стадии процесса (см. рис. 4).

Рис. 5.

Схема формирования “пудинговых псевдоконгломератов” в слоистых песчано-глинистых отложениях. (а)–(г) – последовательные стадии развития процесса: (а) ‒ формирование складчатой структуры, возникновение секущего кливажа скола; (б) ‒ уплощение складчатой структуры; (в) ‒ формирование кливажа сланцеватости, рассланцевание крыльев и индивидуализация замков складок; (г) ‒ исчезновение первичной складчатой структуры, тектоническое растаскивание компетентных фрагментов; (д) – замок складки, оторванный от рассланцованных крыльев (зарисовка обнажения). 1 – пласты компетентных пород; 2 – замковые части изоклинальных складок; 3 – веерообразный кливаж скалывания в замках складок; 4 – послойный кливаж сланцеватости; 5 – сланцеватость; 6 – направление укорочения (сжатия); 7 – направление удлинения (растяжения); 8 – направление сдвигового течения

Каракуль-Зиддинская зона

Каракуль-Зиддинская зона расположена между надвинутыми на нее комплексами Зеравшано-Гиссарской (на севере) и Гиссарской и Османталинской (на юге) структурно-формационными зонами Южного Тянь-Шаня (см. рис. 1, рис. 6). Надвиги то расходятся на некоторое расстояние, то сливаются, образуя систему фестончатых впадин, в том числе Каракульскую депрессию. Структурный стиль района определяется двухъярусным строением (палеозойский фундамент и мезозойско-кайнозойский чехол), серией тектонических надвигов и покровов, наклоненных во встречном направлении, сложноскладчатой структурой флишевых отложений центральной части зоны. Центральную часть Каракульского сегмента слагает верхнепалеозойский флиш с включениями конгломератов, брекчий и тектоно-гравитационных микститов. Пласты флиша образуют антиформу с падением слоев на крыльях в противоположных направлениях. Однако по наличию фрагментов перевернутой градационной слоистости и по аналогии с Зиддинской впадиной, можно предположить наличие веерообразной синклинали с запрокинутыми навстречу друг другу крыльями [21]. Во флишевой толще заключены протяженные и мощные пластины (олистоплаки, конседиментационные покровы) известняков (нижний–средний карбон (?)). Флиш смят в мелкие складки, образующие веерообразную, раскрывающуюся к низу, структуру. Складки разорваны, пласты песчаников раздроблены, развальцованы, будинированы. Глинистые разности зачастую образуют бесструктурную массу, в которой “плавают” отщепы компетентных пород. Флиш в этих зонах превращен в осадочный меланж (см. рис. 6, фото).

Рис. 6.

Меланжированные породы каменноугольного флиша в зонах интенсивных пликативных деформаций домезозойской поверхности выравнивания (фрагменты Каракульской зоны), (по данным [21], с изменениями и добавлениями). (а) – общий вид; (б)–(в) – геологические профили. 1–4 – палеозойский фундамент: 1 – граниты Гиссарского батолита, 2 – известняки и доломиты, 3 – кремнисто-терригенные породы, 4 – меланжированный флиш; 5 –отложения мезозойско-кайнозойского чехла; 6 – тектоническая брекчия в зоне разлома; 7 – домезозойская поверхность выравнивания (поверхность фундамента); 8 – разломы; 9 – реконструкция поверхности выравнивания; 10 – элементы залегания

Сложнодислоцированные и меланжированные флишевые отложения с угловым (до 90°) несогласием перекрыты отложениями мела–голоцена, которые слагают асимметричную синклиналь с круто залегающим и срезанным разломом южным крылом. Синклиналь с севера и с юга осложнена флексурообразными перегибами второго порядка, осложненными взбросо-надвигами. На северном крыле синклинали расположена крутая флексура, вдоль которой толщи мезозойско‒кайнозойских пород меняют залегание от почти вертикального до пологого (не более 10°). Внутрислоевые тектонические деформации мезозойских и кайнозойских толщ отсутствуют, но в карбонатах и гипсах происходит изменение мощностей по латерали, указывающее на тектоническое перетекание вещества, что характерно и для других впадин [10].

Плоскость домезозойского несогласия фундамент/чехол, которая в данном случае соответствует домеловой поверхности выравнивания, пликативно изогнута. Ее наклон в местах резких флексурообразных перегибов достигает 70°−80°. При этом наиболее интенсивная деформация флишевых толщ и их меланжирование приурочены к области наибольшей напряженности изгибов поверхности палеозойского фундамента.

Как можно видеть, интенсивность и стиль деформаций верхнего и нижнего структурных этажей различны. Породы нижнего этажа интенсивно дислоцированы, смяты в складки, меланжированы. Породы верхнего образуют синклинальную складку с плоским днищем, но с крутыми флексурообразными перегибами. Структура отложений чехла конформна разделяющей структурные этажи поверхности выравнивания. Изгибание поверхности фундамента без разрыва сплошности стало возможным благодаря тому, что в местах наибольшего изгиба породы флиша были меланжированы, потеряли внутреннюю связность и обрели возможность объемного хрупко-пластического течения. Аналогичная картина наблюдается также в пределах Нуратау-Курганкской зоны деформаций.

Таким образом, образование меланжей является значимым структурным механизмом, обеспечивающим 3D подвижность пород фундамента и изгиб его поверхности. Механизм проявлен локально в породах, ранее испытавших интенсивное смятие. В Гиссаро-Алае меланижирование фиксируется в основном в отложениях каменноугольного флиша и в терригенных породах ордовика‒силура, и везде оно приурочено к зонам пликативной деформации дочехольной поверхности выравнивания.

ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ НА МИНЕРАЛЬНО-ПОРОДНОМ УРОВНЕ И СОПУТСТВУЮЩИЕ СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ

Пластическая деформация (пластическое течение в твердом состоянии) горных пород – это необратимая деформация без потери породами внутренней связности в выбранном масштабе изучения и отображения, т.е. течение материала в твердом состоянии. Главными кинематичесикими факторами деформации течения на всех масштабных уровнях являются вращение + сдвиг [9]. На разных масштабно-структурных уровнях ее проявления и механизмы различны. На уровне породы течение связано со смещением обособленных доменов: зерен и их фрагментов, галек в конгломератах и обломков в брекчиях, фрагментов пластов и блоков, структурно обособленных фрагментов. На межзерновом (межкристаллическом) уровне происходит относительное проскальзывание частиц и проявляется сверхпластичское течение [41]. На внутризерновом уровне перенос вещества связан со смещением дислокаций и соответствует пластическому течению s.s. На уровне атомов, молекул и вакансий происходит диффузионный массоперенос вещества. Геологическим выражением на микроуровне являются: изменение формы зерен, образование двойников, грануляция, вращение зерен и агрегатов, полосы изгиба, пояса Людерса, полигонизация кристаллической структуры, микросланцеватость и пр.

Пластическая деформация на минерально-породном уровне связана с синтектоническими вещественными преобразованиями. Сочетание структурных и вещественных преобразований приводит к возникновению сланцеватости – одного из основных типов тектонической структуры пород Ягнобского комплекса (R?–S1), который представлен осадочно-вулканогенными породами, метаморфизованными в зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациях [3, 14, 15, 2022, 29, 39, 40, 44, 49].

Породы Ягнобского комплекса слагают самые нижние из вскрытых эрозией горизонтов Ганза-Чимтаргинской синформы, которая морфологически отвечает одноименному горному массиву (см. рис. 1, рис. 2, а; рис. 7). Синформа сложена пакетом палеозойских отложений, первично отвечающих разрезу подводных вулканических гор [20, 21]. Она имеет блюдцеобразную форму с пологим слабо-волнистым днищем и вздернутыми краями и с субпараллельным напластованием отложений. По направлению к краевым частям и, соответственно, в более глубоких горизонтах строение синформы более сложное и представлено серией тектонических чешуй, клиньев и покровных пластин, сложенных фрагментами одного и того же (!) разреза. Осевые плоскости структур на северном борту синформы имеют северную вергентность, на южном борту – южную. Висячие крылья складок зачастую срезаны взбросо-надвигами. Практически во всех породах, слагающих синформу, проявилось интенсивное субпластовое пластическое течение, а также иные формы деформации, которые будут рассмотрены в соответствующих разделах. Для синформы характерен парагенез структур латерального растекания в центральной части и структур нагнетания – по ее бортам.

Рис. 7.

Положение зеленых сланцев Ягнобского комплекса в синформе Ганза-Чимтаргинского массива. 1 – неметаморфизованные породы палеозоя; 2 – метаморфические разности палеозойских пород (зеленые сланцы Ягнобского комплекса); 3 – рифовые и сопутствующие им отложения верхнего силура–нижнего девона, образующие ядро синформы; 4 – условные складчатые структуры; 5 – разломы; 6 – зоны повышенного рассланцевания и милонитизации; 7 – направление удлинения (растяжения); 8 – направление укорочения (сжатия)

Оформление структурно-вещественного облика региона связано с герцинским тектогенезом, за которым последовал период (триас–ранний олигоцен) относительной тектонической стабилизации. Позднее, в олигоцене наступил этап альпийского орогенеза, одним из проявлений которого является деформация доюрской и более молодых поверхностей выравнивания, маркирующих поверхность палеозойского фундамента. В центральной части Ганза-Чимтаргинского массива поверхность выравнивания образует простую синклиналь, на крыльях синформы поверхность выравнивания изогнута в серию напряженных пликативных изгибов – флексур и складок (см. рис. 2, в; рис. 3, рис. 7). Синклинальные изгибы маркируют впадины, выполненные отложениями мезозоя и кайнозоя (см. рис. 3). Таким образом, морфология поверхности фундамента свидетельствует о его пликативной деформации.

В геологическом теле, поверхность которого подверглась пластичному изгибу (в данном случае – в фундаменте), должна произойти деформация, комплементарная изгибу этой поверхности, т.е. трансформация исходной структурно-вещественной матрицы, ведущая к появлению новых структурных и минеральных форм. Структурно-вещественные преобразования определяются [14, 20]:

‒ хрупкой деформацией (деструктивный процесс);

‒ кристаллизацией и перекристаллизацией минеральных фаз (конструктивный процесс);

‒ пластической деформацией на мезо- и микроуровнях (деструктивно-конструктивный процесс).

Суммарный эффект проявляется как пластическое течение, одним из выражений которого является сланцеватость. Сланцеватость и связанная с ней структурно-вещественная переработка пород проявлены неравномерно по объему и различны по интенсивности. С определенной долей условности, выделены три степени структурно-вещественного преобразования пород [14, 20, 21, 49]:

‒ зона глубокого катагенеза;

‒ зона начального и глубокого метагенеза;

‒ зона зеленосланцевого метаморфизма.

Обозначенные степени вещественно-структурной переработки весьма условны, но они – реальное отражение интенсивности вторичного структурно-метаморфического перерождения горных пород (рис. 8).

Рис. 8.

Схема интенсивности структурно-вещественной переработки пород и эмпирическая корреляция степени переработки и амплитуды течения (по данным [21]). Степени 1, 2, 3 – по возрастанию интенсивности переработки и амплитуды течения. L1, L2, L3 – амплитуды относительного смещения слоев и пачек с различной степенью структурно-вещественной переработки пород. На фото – выделения метаморфогенного карбоната в вулканогенных породах 3-ей степени структурно-вещественных преобразований.

Сланцеватость отражает сдвиговое (в механическом смысле) движение, а зоны рассланцевания представляют собой, по существу, области диффузного сдвига, где каждому элементу сланцеватости соответствует дифференциальное смещение вещества. В результате – тектоническое расслоение разреза и формирование горизонтально-плоскостной или вертикально-плоскостной структуры с шарьяжно-надвиговой (в первом случае) или сдвиговой (во втором случае) кинематикой.

Степени структурных, текстурных и вещественных преобразований коррелируют между собой, что свидетельствует о парагенетической связи этих процессов [47] (рис. 9). Структурно-метаморфическая переработка – характерная реакция горных пород фундамента Тянь-Шаня на альпийскую деформацию в зонах горизонтально-плоскостного (Ягнобская зона, Сугутский блок) и вертикально-плоскостного (Нуратау-Курганакская зона, осевая зона хр. Султан-Увайс) сдвигового течения [14, 15, 22, 26, 30, 36, 39, 40].

Среди пликативных структур Ягнобского комплекса наиболее распространены изоклинальные складки с пологими или субгоризонтальными осевыми плоскостями размером от первых сантиметров до многих сотен метров (рис. 10). Складчатость имеет фрактальный характер: мелкие складки, осложняя крупные структуры, повторяют их характерные особенности. Отмечаются два типа сланцеватости:

Рис. 9.

Корреляция величины деформации и степени вещественного преобразования в каменноугольных конгломератах Курганакской зоны (по данным [22, 32]).

Рис. 10.

Примеры сланцевой и складчатой структур в породах Ганза-Чимтаргинского массива. (а)‒(б) – колония кораллов (по [19]): (а) – после деформации, (б) – до деформации; (в) – разномасштабные лежачие складки течения (осевые плоскости складок субгоризонтальны); (г) – рассланцованные и гофрированные метавулканиты (зеленые сланцы); (д) – складки течения и рекристаллизация в кварцитах Ягнобского комплекса.

‒ сланцеватость, наследующая плоскости первичной делимости пород (слоистости, стратификации, зон изменения гранулометрического состава);

‒ сланцеватость, секущая плоскости первичной делимости, изогнутые в складки. Судя по сходной ориентации осевых плоскостей складок, плоскостей рассланцевания и плоскостей первичного напластования, формирование складчатой структуры и сланцеватости происходило в едином поле напряжений с осью максимального сжатия, ориентированной субперпендикулярно к положению плоскости первичной слоистости.

Сланцеватость второго типа возникает на стадии образования сжатых изоклинальных складок с субпараллельными крыльями и осевыми плоскостями, когда возможность усложнения складчатой структуры практически исчерпана. При развитии деформации происходит растягивание, утонение и разрыв крыльев складок, возрастание числа плоскостей сланцеватости, утонение литонов, охват все больших объемов, превращение породы в сланец. Сланцевая текстура, в свою очередь, осложнена микроскладками, гофрами, кинк-зонами. Ориентировка сланцеватости, положение осевых плоскостей изоклинальных складок, направление линейности, определяемое гофрировкой и ориентировкой осей кинк-зон, достаточно четко следуют изгибам поверхности фундамента и пластов чехольного комплекса. Таким образом, пликативные изгибы поверхности обеспечиваются пластичной деформацией породных масс.

Оценить отдельный вклад герцинской и альпийской тектоники в формирование инфраструктуры пород Ягнобского комплекса сложно, но неоспоримы два положения:

• структурно-вещественный облик Ягнобского комплекса в основном был сформирован в палеозое и связан с герцинским этапом;

• породы палеозоя (в данном случае – ягнобские сланцы) принимают участие в формировании пликативных структур альпийского этапа.

Из второго положения следует, что породы фундамента в альпийское время претерпели перераспределение в пространстве, испытав пластическое течение и комплекс структурных и вещественных преобразований, что подтверждено, в частности, обнаружением рутила и глаукофана в милонитах, приуроченных к плоскостями надвигов зеленых сланцев на отложения мела–палеогена [14] (рис. 11).

Рис. 11.

Деформации и выделения рутила в зеленых сланцах в зоне сместителя надвига пород палеозоя на отложения мела–палеогена, Раватская впадина) (по данным [14]). На микрофотографии: николи параллельные. (а)‒(б) ‒ Реликтовый плагиоклаз (РП) с гелицитовой структурой из игольчатого актинолита (А), фиксирующего первичную метаморфическую сланцеватость (S1), испытавший вращение и вторичное рассленцевание (S2); (в) ‒ зоны милонитизации, включающие агрегаты мелкоигольчатого руитла (Р).

Таким образом, совокупность структурно-вещественных признаков свидетельствует об интенсивной пластической деформации пород Ягнобского комплекса, а набор микро-, мезо- и макроструктур свидетельствует о реальном перемещении в пространстве пород без разрыва сплошности, т.е. об их 3D пластическом течении. Именно этот тип деформации пород комплементарен изгибам поверхности палеозойского фундамента в системе Фан-Ягнобских впадин.

МЕХАНИЧЕСКАЯ ДЕЗИНТЕГРАЦИЯ (МАКРО- И МИКРОСКОЛОВАЯ ДЕФОРМАЦИЯ)

3D механическая дезинтеграция – распространенный тип тектонической переработки пород и релаксации их напряженного состояния, особенно свойственный неслоистым кристаллическим породам, таким как мраморизованные известняки и магматические породы.

Поднятие Байбичетоо (Срединный Тянь-Шань)

Поднятие является элементом морфоструктурной триады Нарынская впадина–хребет Байбичетоо–Атбашинская впадина и представляет собой валообразную антиклинальную складку. Ядро складки сложено мраморизованными известняками карбона (фундамент), крылья – отложениями палеоген-неогенового осадочного чехла. Поднятие обрисовано допалеогеновой поверхностью выравнивания и чехольными отложениями, практически не нарушенными разломами и залегающими конформно, что свидетельствует об одновременной их пликативной деформации (рис. 12).

Рис. 12.

Хребет Байбичетоо. Борт хр. Байбичетоо: (а) ‒ северный, (б) ‒ южный.

Инфраструктура карбонатного фундамента чрезвычайно сложна. Породы разбиты множеством ветвящихся и пересекающихся разломов, образующих в поперечном сечении структуру раскрытого веера. Углы наклона разрывов 30°–50°. Структурно-кинематические индикаторы указывают на взбросо-надвиговое движение горных масс к северу на северном борту поднятия и к югу – на южном. Разломы по восстанию зачастую затухают, и между породами фундамента и чехольными отложениями сохраняются первичные стратиграфические соотношения. Центральная часть карбонатного массива пронизана сетью переплетающихся взбросов, сдвигов, пологих разрывов (рис. 13). Величина смещений по разломам невелика, и они обычно не выходят за пределы массива, лишь изредка незначительно смещая поверхность выравнивания. Мраморизованные известняки раздроблены, брекчированы, разлинзованы, будинированы и катаклазированы. Отмечены округлые и линзовидные блоки пород с сохранившейся первичной слоистостью, но ориентировка напластования в них различна, что свидетельствует об их дифференциальном вращении. Фиксируются оборванные фрагменты колчановидных складок, которые являются свидетельством неоднородной сдвиговой деформации.

Рис. 13.

Структура нижнекаменноугольных известняков фундамента в антиклинали Байбичетоо (ущелье Карабулун). Массивные мраморизованные известняки (светло-серые). 1 – разломы и поверхности тектонической делимости; 2 – фрагменты слоистости

Таким образом, в пределах поднятия наблюдается парагенез структур поперечного изгиба (крупные складки поверхности фундамента и кайнозойского чехла) и резко дисгармоничной по отношению к структуре чехла и поверхности фундамента разломно-глыбово-блоковой тектоники палеозойского основания. Подобная структура развита только в известняках. В обрамляющих слоистых отложениях (пермь) объемная дезинтеграция пород отсутствует – изгиб, по-видимому, компенсирован за счет межслоевого проскальзывания. Структурный ансамбль “изгиб + комплементарная изгибу структура хрупкого разрушения” был сформирован в конце кайнозоя.

Граниты фундамента

3D механическая дезинтеграция свойственна крупно- и средензернистым разностям двуполевошпатовых и калиевых гранитов фундамента Северного Тянь-Шаня и Гиссарского батолита в Гиссаро-Алае [23, 28]. Граниты формируют ядра куполов-антиклиналей и протрузивные тела (рис. 14, рис. 15), которые либо осложняют строение более крупных массивов, либо образуют самостоятельные массивы, иногда приуроченные к линейным зонам концентрированной деформации (рис. 16). Крылья массивов-антиклиналей сложены слоистыми отложениями мезозоя–кайнозоя. Эти структуры имеют форму овалов и линз протяженностью 1–7 км при соотношениях осей 1 : 1.5–1 : 10, наклон которых становится круче лишь при приближении к гранитному ядру. В поперечном разрезе купола, как правило, асимметричны. Наклоны пологих крыльев составляют 10°–15°, крутых 25°–45°, редко до 60°, но наблюдаются и крутые наклоны поверхности фундамента вплоть до запрокинутого залегания [23, 28].

Рис. 14.

Протрузивное тело ордовикских гранитов, прорывающие юрские и палеоген-неогеновые отложения чехла. На заднем плане – диапироподобное ядро антиклинали, сложенное юрскими песчано-глинистыми отложениями чехла Иссык-Кульской впадины (урочище Кызыл-Булак).

Рис. 15.

Протрузия ордовикских гранитов в кайнозойских отложениях (Южный борт Кочкорской впадины, р. Биже). 1 – дезинтегрированные граниты (тело протрузии); 2 – катаклазит из смеси гранитного материала и вмещающих осадочных отложений; 3 – поверхности напластования; 4 – разрывы; 5 – основные поверхности делимости (трещины) в гранитах; 6 –границы протрузии; 7 – внешняя граница зоны катаклазитов

Рис. 16.

Гранитные купола и изгибная деформация допалеогеновой поверхности выравнивания. (а) – Купол Кызыл-Чоку (южный борт Иссык-Кульской впадины); (б) – изгибная деформация пенепленизированной поверхности фундамента (прогиб Чункурчак, северный склон Киргизского хребта). 1 – ордовикско-силурийские граниты; 2 – трещиноватость в гранитах; 3 – вулканогенные отложения девона; 4 – палеоген-неогеновые отложения коктурпакской и киргизской свит; 5 – поверхность кровли гранитного массива (пенеплена) на разрезах: а ‒установленная, б ‒ предполагаемая; 6 – разломы

Выступы гранитов обрамлены, местами перекрыты отложениями мезозойско-кайнозойского чехла. На пологих крыльях поднятий отложения чехла обычно залегают на гранитах стратиграфически, с корой выветривания в основании, и как правило не деформированы. Контакты в крутых бортах представлены флексурными изгибами в сочетании с тектоническими срывами, разломами ограниченной амплитуды и зонами повышенной тектонизации. Наблюдаются малоамплитудные козырьковые надвиги гранитов на отложения чехла и разломы со взбросо-сдвиговой кинематикой.

Граниты испытали деформацию на постмагматической стадии их существования и интенсивно дезинтегрированы на мега-, макро-, мезо- и микроуровнях. Наиболее наглядно деформации проявлены на мезоуровне (размерность структур – сантиметры/метры). Основными деформационными элементами инфраструктуры гранитов являются малоамплитудные разломы, трещины, брекчии, катаклазиты. Нарушения организованы в решетчатую систему, в ячейках которой в виде плитчатых, ромбоэдровидных, линзовидных или сфероидальных фрагментов сохраняются менее измененные разности пород (см. рис. 15, рис. 17, рис. 18). Интерфейсное пространство заполнено микробрекчиями, микрокатаклазитами, зонками рассланцевания, агрегатами низкотемпературных гипергенных минералов. Деформация пород в интерфейсных зонах существенно интенсивнее, чем в разделяемых ими фрагментах, поскольку они имеют более низкие эффективные прочностные характеристики, нежели материал самих блоков, что приводит к локализации в этих областях необратимых деформаций [35].

Рис. 17.

Деформация верхнеордовикских гранитов Сусамырского массива (Северный Тянь-Шань). (а) – Слайс-структуры (структуры нарезки); (б) – микрофотографии катаклазитов по гранитам с цементацией обломков карбонатным и гематитовым веществом (по данным [37]); (в) – общий вид массива, видна куполообразная форма поверхности и характер дезинтеграции массива ‒ относительно монолитные блоки находятся в общей массе дезинтегрированных пород. 1–2 – верхнеордовикские граниты: 1 – относительно монолитные, 2 – интенсивно дезинтегрированные; 3 – разломы; 4 – слайс-структуры и зоны трещиноватости; 5 – коллювиальные осыпи

Рис. 18.

Тектоническая делимость гранитов макро- и мезомасштаба. (а)‒(в) – Граниты (O–S) (северный борт Киргизского хребта); (г) – граниты массива Пришиб (северный борт Иссык-Кульской впадины); (д) – граниты Сусамырского массива.

Деформация рассредоточена по множеству структурных элементов и не нарушает принципиально внутреннее единство массивов и сплошность ограничивающей их поверхности (см. рис. 16). Массивы в целом деформируются как единое структурное образование (квазиконсолидированное тело), и в то же время массивам свойственно относительно независимое деформирование его составных частей (блоков) и их дифференциальное перемещение – в этой ипостаси скальные породы с блоковой структурой рассматриваются как неконсолидированные, что согласуется с данными о сосуществовании двух состояний блочной среды: консолидированном и неконсолидированном [17]. При этом зачастую на контакте гранит/осадочный чехол, даже в случае его интенсивной пликативной деформации, отсутствуют послойные срывы, и сохраняются первичные стратиграфические взаимоотношения [23, 28].

Дезинтеграция и 3D подвижность гранитов, комплементарные деформации домезозойского пенеплена и пластов осадочного чехла, связаны с альпийским тектогенезом. Вывод основан на следующих наблюдениях. Массивы дезинтегрированных гранитов выдвинуты в верхние горизонты коры, образуя геоморфологические аномалии. Фрагменты кровли фундамента отвечают участкам доюрской, допалеогеновой, дораннемиоценовой и допозднеплиоценовой поверхностей выравнивания. Каждая более молодая поверхность срезает более древнюю под углом 5°–10°, и отложения каждого более молодого цикла осадконакопления ложатся непосредственно на фундамент, что свидетельствует о пульсирующем режиме подъема гранитов и деформации пенеплена в течение мезозоя и кайнозоя [23]. Пульсация подтверждена данными трекового анализа [6] и другими материалами [42]. В юре и раннем мелу фиксируется 2–3-х километровая денудация горных массивов. В позднем мелу–эоцене наступает период покоя. Значительный рост и увеличение числа поднятий начался около 11–7 млн лет назад, и максимума достигло в последние 3 млн лет, когда сформировался современный рельеф. Размах вертикальных смещений достиг 8–9 км, и граниты были подняты на высоту до 5000 м. В процессе поднятия происходит неоднократная перестройка структуры гранитов и преобразование монолитных гранитов в катаклазит, который является одной из структурно-вещественных составляющих современной “коровой брекчии” Тянь-Шаня [43].

Напряженность и стиль структурной перестройки гранитов в различных массивах различны. Выстраивается условный ряд структурирования пород от простой крупноблоковой инфраструктуры без существенных изменений первичного состава и облика до полной переработки и превращения пород в мезо- и микрокатаклазит. Деформация гранитов может быть отнесена к квазихрупкой (хрупкому разрушению, сопровождаемому “наведенной” пластической деформацией [34]). Проявление хрупко-пластичных деформаций характеризуется нестационарным режимом напряженного состояния в пределах гранитных массивов [23].

Интенсивность механической дезинтеграции гранитов зачастую коррелятивно связана с напряженностью пликативной деформации их поверхности. Граниты массивов Пришиб и Кызыл-Чоку (Иссык-Кульская впадина), имеющие небольшие абсолютные превышения над общим уровнем залегания фундамента, не осложняющие существенно пологого залегания чехольного комплекса и, по-видимому, испытавшие незначительное объемное перераспределение горных масс, обладают относительно простой инфраструктурой. Крупные массивы с абсолютными отметками 2.5–4 тыс. м, испытавшие подъем на 8–9 тыс. (например, Чонкурчак-1 и Сусамырский), обладают весьма напряженной инфраструктурой и подверглись существенной тектонической переработке. Граниты протрузивных тел и краевые зоны крупных массивов полностью дезинтегрированы вплоть до степени микрокатаклазита [23].

Таким образом, механическая дезинтеграция и стимулированное ей катакластическое течение дезинтегрированных породных масс фундамента [21, 23], комплементарные пликативным изгибам дочехольной поверхности выравнивания и деформациям чехольного комплекса, является, как и ранее описанные меланжирование и пластическая деформация мезо- и микроуровня, еще одним механизмом, обеспечивающим 3D подвижность палеозойского фундамента в процессе альпийского, в том числе новейшего тектогненеза Тянь-Шаня. В данном случае подвижность горных масс осуществляется за счет их катакластического течения.

ДИНАМИЧЕСКАЯ РЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ И ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ

В нашем исследовании мы привели примеры деформации поверхности палеозойского фундамента и синкинематичной этим изгибам структурной перестройки горных масс, обеспечивающей их объемную подвижность. В то же время внешняя форма некоторых геологических тел изменена в сравнении с исходной, однако признаки объемной структурной трансформации пород, комплементарной изменению формы тел (по крайней мере, на макроуровне) отсутствуют. Такое явление можно наблюдать в неслоистых или грубослоистых зернисто-кристаллических породах, в частности в мраморизованных известняках Ганза-Чимтаргинской синформы, общее строение которой было обрисовано ранее (см. рис. 1, рис. 6).

Разрез палеозоя, слагающий синформу, представлен серией (>3 км) параллельно пластующихся пород без явно выраженных перерывов и несогласий, что свидетельствует о непрерывном осадконакоплении по крайней мере с середины ордовика до середины карбона (рис. 19). В осевой части синформы выше полифациальных образований ордовика–ландоверийского и венлокского подотделов нижнего силура (Ягнобский комплекс), метаморфизованных в фации зеленых сланцев, залегает толща карбонатных пород верхнего силура–нижнего девона мощностью 2‒2.5 км.

Рис. 19.

Строение центральной части Ганза-Чимтаргинской синформы. (а) – Общий вид; (б) – последовательность напластования в центре синформы; (в) – мезоструктуры пород различных комплексов. Обозначено (цифры в кружках): 1 – кристаллическая структура мраморизованных известняков девона; 2 – пластически деформированные “потекшие” известняки верхнего лудлова; 3 – линзовидно-чешуйчато-складчатая структура слоистых известняков верхнего лудлова; 4 – сланцевато-складчатая и будинажная структура ягнобских сланцев. 1 кремни и песчано-сланцевые отложения D2–C1 (?); 2 – мраморизованные известняки D1; 3 – тонко- и среднеслоситые известняки и доломиты S2; 4 – ягнобские сданцы ‒ интенсивно рассланцованные и метаморфизованные в фации зеленых сланцев вулканогенно-кремнисто-терригенные породы O‒Sln-w; 5 – стратиграфическая граница; 6 – тектоническая граница (разлом); 7 – зоны пластического срыва с участками сохранившегося стратиграфического контакта

Отложения лудловского подотдела верхнего силура харакетризуются тонкой слоистостью, иногда с линзовидно-полосчатой текстурой. На лудловских отложениях без видимого несогласия залегают светло-серые и розовато-белые, грубо-слоистые, сахаровидные мраморизованные известняки чимтаргинской свиты нижнего девона (1000–1300 м), в которой фаунистические остатки практически полностью перекристаллизованы. Надстраивается разрез толщей карбонатно-кремнистого состава (средний девон–верхний палеозой (?)), которая залегает на различных горизонтах верхнего силура и нижнего девона. Контакты зеленосланцевого, тонкослоистого карбонатного и мраморизованного карбонатного комплексов выражены в виде вязко-пластических тектонических срывов, которые на бортах синформы трансформируется в надвиги и небольшие тектонические покровы. Тем не менее, на ряде участков фиксируются первичные стратиграфические соотношения между этими членами разреза, что свидетельствует об их принадлежности к первично единой последовательности напластования.

Таким образом, осевая часть синформы сформирована двумя, находящимися в одинаковых динамических условиях, толщами карбонатных пород с различным строением. В нижней, верхнесилурийской тонкослоистой толще развиты структуры тектонического течения, подвороты слоев, будинаж, дифференциальное межслоевое проскальзывание, сланцеватость, сегрегация вещества с выделением глинисто-железистых примазок на поверхностях напластования и пр. (см. рис. 19). Породы смяты в разномасштабные складки с субгоризонтальными или слабо наклонными осевыми плоскостями. Крылья складок часто разорваны и смещены. Включения (коралловые постройки, раковины брахиопод и др.) бывают деформированы – утонены в вертикальной плоскости и удлинены в горизонтальной плоскости [19] (см. рис 9, а). Во многих случаях сохраняются седиментационные структуры и текстуры: градационная слоистость, свойственная карбонатным турбидитам, гранулометрические неоднородности и пр. На микроуровне отмечается деформация кристаллов кальцита: двойникование и изгибы двойниковых полос, микротрещиноватость, перераспределение вещества с образованием двориков давления. В верхней, нижнедевонской толще, представленной массивными мраморизованными известняками, внутрислойные седиментационные и деформационные структуры отсутствуют или выражены очень нечетко. Зерна кальцита имеют сходный габитус и размер, признаки деформации и посторонние примеси в них отсутствуют.

Различия во внутренней структуре и степени вторичных преобразований обусловлены, вероятно, различной реакцией пород на напряженное состояние, возникшее при изгибной деформации и формировании общей синклинальной структуры. В породах тонкослоистых, пластичных и с большим числом межслоевых поверхностей раздела релаксация напряженного состояния осуществляется за счет хрупких и пластических деформаций: формирования будинаж-структур, складочек течения и подворотов, межслоевого проскальзывания, меж- и внутрзернового скольжения. Массивные разности пород, находясь в аналогичных динамических условиях, в силу большей жесткости, монолитности и отсутствия элементов внутренней делимости, не имеют возможности реагировать на напряженное состояние подобным образом. Геологические условия и механические свойства не позволяют им изменить свою внутреннюю структуру за счет возникновения новых тектонических форм, и релаксация напряженного состояния происходит за счет перестройки самой кристаллической структуры породы.

Механизмами такой перестройки, принципиально отличными от структурных механизмов, является рекристаллизация двух типов – статическая (перекристаллизация) и динамическая [51, 58]. При оценке деформации массивов горных пород в естественных условиях этому явлению обычно не придают самостоятельного значения, однако данные металловедения, керамической промышленности, механохимии позволяют считать рекристаллизацию реальным механизмом обеспечения подвижности вещества при деформации геологических тел [36, 51, 57, 58].

При деформации физического тела в нем возникают внутренние силы, которые стремятся восстановить первоначальное состояние равновесия. Мерой этих сил являются внутренние напряжения, из чего следует, что смысл любой деформации – в релаксации (частичной или полной) напряженного состояния деформируемого тела [7]. В геологии это релаксация напряжений и приведение условного объема горных пород, подверженных действию тектонических сил, в состояние равновесия.

Статическая рекристаллизация это процесс изменения форм и размеров существующих кристаллических фаз за счет перемещения (переотложения) вещества в пределах зерна, кристалла. Ее проявление связано с энергетической неэквивалентностью различных участков граничных поверхностей минеральных индивидов. Энергия эта очень незначительна и не приводит к существенным структурным следствиям. Динамическая рекристаллизация (рекристаллизация обработки) связана с возникновением новых межзерновых границ внутри минеральных зерен, в результате чего на месте исходного монокристалла возникает агрегат нескольких новообразованных зерен того же минерала, отличающихся друг от друга и от материнского зерна пространственной ориентировкой кристаллических решеток. Движущей силой процесса является стремление кристалла к равновесному состоянию, т.е. к релаксации той части внутренней энергии, которая сконцентрирована в дефектах деформированной кристаллической решетки. Происходит формирование новых минеральных фаз, форма и взаимное расположение которых обеспечивает равновесное напряженное состояние внутри деформированного объема. Температура не является решающим фактором рекристаллизации – она ускоряет или замедляет процесс, влияя на его характер и формы его проявления [36, 5659]. Рекристаллизация многих веществ (каменной соли, сильвина, свинца, цинка, олова, кальцита, кварца) происходит при достаточно низких температурах.

Динамическая рекристаллизация (рекристаллизация обработки) является реакцией кристаллических решеток на внутренние напряжения. Она приводит к зарождению и росту новых минеральных зерен, дополнительной грануляции и деформации породы в целом. Форма и взаимное расположение новых минеральных зерен обеспечивает равновесное напряженное состояние внутри деформированного объема, а дифференциальная подвижность породы в реологическом смысле отвечает вязкому течению [56]. Процесс сопровождается образованием межзерновых границ внутри монокристаллических минеральных зерен, в результате чего на месте исходного монокристаллического зерна возникает агрегат нескольких новообразованных зерен того же минерала, отличающихся друг от друга и от материнского зерна пространственными ориентировками своих кристаллических решеток. Перемещение вещества происходит в ионной форме и ограничено размерами зерен и межзерновых пространств. Внешняя граница новообразованных агрегатов не отвечает форме исходных зерен, что приводит к пластической деформация породы в целом. Таким образом, массивы горных пород в результате рекристаллизации обретают способность к реидной деформации (деформации течения в твердом состоянии). Особенности преобразования описанных выше девонских карбонатов не противоречат заключению о действии механизма рекристаллизации обработки как реакции на общую деформацию Ганза-Чимтаргинской синформы.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Как можно видеть, породы палеозойского складчато-метаморфического фундамента и мезозойско-кайнозойского осадочного чехла Тянь-Шаня деформированы совместно, что зафиксировано в конформности пликативных изгибов поверхности фундамента (домезозойской поверхностей выравнивания) и пластов чехольного комплекса. Это свидетельствует о синфазности и практической одновременности структурообразования в породах чехла и в породах фундамента, т.е. об определенном вкладе альпийской тектоники в процесс деформирования пород фундамента. Хотя оценить вклад альпийских движений в формирование инфраструктуры пород не всегда возможно, этот вклад несомненен, так как породы палеозоя принимают участие в формировании пликативных структур альпийского этапа и претерпели перераспределение в пространстве за счет инфраструктурных и вещественных преобразований.

Пликативная (пластическая) деформация поверхности тела фундамента, т.е. трансформация внешней формы, как было показано, невозможны без соответствующей, комплементарной изгибу перестройки его инфраструктуры. Между фундаментом и чехлом наблюдается резкая структурная дисгармония. Внутренние деформации в чехольных комплексах, за исключением приразломных зон, крайне незначительны: отложения чехла образуют открытые пликативные формы, нарушенные редкими разломами. Инфраструктура пород фундамента как правило напряженная и представлена складками, разрывами, зонами рассланцевания и пр.

Стиль и механизмы деформации складчато-метаморфического фундамента, обеспечивающие объемную подвижность на альпийском этапе и комплементарность изгибных деформаций его поверхности и пластов чехла, многообразны. В большинстве случаев действует определенная комбинация процессов, что было показано при изложении фактического материала, но превалирует какой-нибудь один, который и определяет стиль тектонической переработки и особенности инфраструктуры горных пород. Действие того или иного механизма связано, прежде всего, с реологией пород и с их способностью к объемному тектоническому течению (реидной деформации):

‒ в пределах Каракульской, Зеравшанской и Курганакской зон, центральные части которых выполнены флишевыми отложениями, потеря связности обусловлена процессом меланжирования;

‒ в районе Фан-Ягнобский впадин она связана с проявлением пластической деформации;

‒ в области распространения гранитоидов и мраморизованных известняков Южного и Северного Тянь-Шаня главным механизмом является объемное механическое дробление;

‒ в карбонатных массивах Фанских гор проявлена динамическая рекристаллизация.

Потеря связности приводит к проявлению 3D реидной деформации, что делает возможным изгибание поверхности фундамента (поверхности домезозойского пенеплена) без разрыва его сплошности. Эти наблюдения согласуются с данными механики блочных и гранулированных сред и мезомеханики, которые показывают, что переход горных пород в дискретное состояние приводит к понижению их эффективной вязкости, уменьшает сопротивление сдвигу и вызывает дилатансию, что, в свою очередь, вызывает 3D подвижность горных масс и их реидное течение [17, 18, 32, 34, 37].

ВЫВОДЫ

Проведенное исследование позволяет сделать следующие выводы.

1. Палеозойский складчато-метаморфический фундамент Тянь-Шанского орогена в процессе альпийского тектогенеза проявляет себя как квазипластичная субстанция, на что указывает пликативная деформация его поверхности (поверхности домезозойского пенеплена) и комплементарные этим изгибам внутренние структурно-вещественные преобразования пород.

2. Внутренняя структура фундамента Тянь-Шаня сформирована за счет различных механизмов, обеспечивающих реидное течение горных масс, среди которых – хрупкое разрушение и катаклаз, пластическая деформация минеральных зерен и пород, меланжирование, динамическая рекристаллизация. В каждом конкретном случае превалирует какой-либо из перечисленных механизмов, но в то же время и другие механизмы играют определенную роль в процессе перестройки горных пород.

3. Степень структурно-вещественных преобразований и напряженность инфраструкуры в породах фундамента выше, чем в отложениях чехольного комплекса. В чехле (за исключением дискретных зон концентрированной деформации, сопряженных с межпластовыми срывами) преобладают широкие открытые складки, осложненные малоамплитудными разломами и отдельными зонами внутрипластовых деформаций течения. Породам фундамента свойственна объемная деформация, приводящая к возникновению дискретной блоково-гранулярной инфраструктуры, обеспечивающей породным субстанциям свойство текучести.

4. Свойство горных масс фундамента ‒ приспосабливаться к изменению внешней формы и меняющегося напряженного состояния путем объемных структурно-вещественных преобразований и хрупко-пластического течения, ‒ в значительной степени обеспечивает формирование современного морфотектонического плана Тянь-Шанского новейшего орогена.

Благодарности. Авторы благодарны А.Ю. Соловьеву (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за выполнение замеров и анализ величин деформации. Авторы благодарны С.Ю. Колодяжному (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за проведенные инструментальные исследования.

Финансирование. Работа выполнена по теме госзадания Геологического института РАН (№ 0135-2019-0047) и Российского научного фонда (Проект № 16-17-10 059).

Список литературы

  1. Ажгирей Г.Д. Структурная геология. М.: МГУ, 1966. 348 с.

  2. Бабаев А.М. Новейший тектогенез зоны сочленения Гиссаро-Алая и Таджикской депрессии. / Под ред. М.М. Кухтикова. Душанбе: Дониш, 1975. С. 152 с.

  3. Бакиров А.Б. Тектоническая позиция метаморфических комплексов Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1978. 261 с

  4. Бероуш Р.А. Фундамент. ‒ В кн.: Структурная геология и тектоника плит. М.: Мир, 1991. С. 265–269.

  5. Босов В.Д. Третичные континентальные отложения Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1972. 168 с.

  6. Буслов М.М., Кох Д.А., Де Граве. Мезозойско-кайнозойская тектоника и геодинамика Алтая, Тянь-Шаня и Северного Казахстана по результатам трекового датирования апатитов // Геология и геофизика. 2008. Т. 49. № 9. С. 862–870.

  7. Гинтов О.Б., Исай В.М. Тектонофизические исследования разломов консолидированной коры. Киев: Наукова думка, 1988. 228 с

  8. Гогель Ж. Основы тектоники. М.: Мир, 1969. 439 с.

  9. Гольдин С.В. Деструкция литосферы и физическая мезомеханика // Физическая мезомеханика. 2002. Т. 5. № 5. С. 5–22.

  10. Давидзон Р.М., Крайденков Г.П., Салибаев Г.Х. Стратиграфия палеогеновых отложений Таджикской депрессии и сопредельных территорий. Душанбе: Дониш, 1982. 151 с.

  11. Иванова М.Ф., Макаров В.И., Макарова Н.В. и др. Предорогенная поверхность выравнивания и условия ее сохранности в Тянь-Шане // Вестн. МГУ. 1973. № 6. С. 75–79.

  12. Ирдли А. Структурная геология Северной Америки. М.: ИЛ, 1954. 665 с.

  13. Кинг Л. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967. 559 с.

  14. Кожухарова Е., Леонов М.Г. Пластическая деформация и метаморфизм горных пород Южного Тянь-Шаня // Geologica Balcanica. 1988. Т. 18. № 4. С. 37–46. (на русском).

  15. Колодяжный С.Ю. Структурно-вещественные преобразования горных пород в западной Нуратау-Курганакской части шовной зоны // Докл. РАН. 1993. Т. 333. № 1. С. 66–69.

  16. Костенко Н.П. Геоморфологический анализ новейшего развития складок с большим радиусом кривизны и региональных разломов. ‒ В кн.: Активизированные зоны земной коры, новейшие движения и сейсмичность. М.: Наука, 1964. С. 183–198.

  17. Кочарян Г.Г., Спивак А.А. Динамика деформирования блочных массивов горных пород. / Под ред. В.В. Адушкина. М.: Академкнига, 2003. 424 с.

  18. Лавриков С.В., Ревуженко А.Ф. Моделирование процессов деформирования самонапряженных образцов горных пород // Физико-технические проблемы разработки полезных ископаемых. 2017. № 1. С. 15–24.

  19. Лелешус В.Л. Будинаж в силурийских отложениях Зеравшано-Гиссарской горной области // Геотектоника. 1966. № 6. С. 100–104.

  20. Леонов М.Г. Зеленосланцевый метаморфизм – опыт геодинамического анализа. М.: Наука, 1988. 325 с. (Тр. ГИН АН СССР. Вып. 433).

  21. Леонов М.Г. Тектоника консолидированной коры. М.: Наука, 2008. 462 с.

  22. Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Соловьев А.Ю. Пластическая деформация и метаморфизм // Геотектоника. 1995. № 2. С. 29‒48.

  23. Леонов М.Г., Пржиялговский Е.С., Лаврушина Е.В. Граниты. Постмагматическая тектоника и углеводородный потенциал. / Под ред. К.Е. Дегтярева. М.: ГЕОС, 2018. 332 с.

  24. Лукина Н.В. О структурах поверхности фундамента юго-западного Гиссара // Геотектоника. 1971. № 4. С. 102–113.

  25. Лукина Н.В. О деформированности поверхности палеозойского фундамента Восточного Каратегина и Западного Алая // Геотектоника. 1973. № 2. С. 68–71.

  26. Лукьянов А.В. Пластические деформации и тектоническое течение в литосфере. М.: Наука, 1991. 144 с.

  27. Макаров В.И. Структура горных областей Альпийско-Центральноазиатского пояса новейшего горообразования: опыт сравнительного анализа. ‒ В кн.: Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. Новосибирск: Наука, 1990. С. 91–96.

  28. Миколайчук А.В. Губренко М.В., Богомолов Л.М. Складчатые деформации предгорного пенеплена в новейшей структуре Центрального Тянь-Шаня // Геотектоника. 2003. № 1. С. 36–42.

  29. Минаев В.Е. Метабазиты в зеленых сланцах Каратегина // Докл. ТаджССР. 1978. Т. XXI. № 9. С. 40–43.

  30. Морозов Ю.А. Структура и кинематическая эволюция области сочленения Урала и Южного Тянь-Шаня (хребет Султан-Увайс) // Геотектоника. № 6. 2001. С. 32‒55.

  31. Николаев П.Н. Методика тектоно-динамического анализа. М.: Недра, 1992. 296 с.

  32. Николаева Е.А. Основы механики разрушения. Пермь: ПГТУ, 2010. 103 с.

  33. Паталаха Е.И. Механизм смятия в складку мощного покрова нерассланцованных фельзит-порфиров // Геотектоника. 1966. № 3. С. 109–124.

  34. Партон В. Механика разрушения: от теории к практике. М.: ЛКИ, 2020. 240 с.

  35. Псахье С.Г., Шилько Е.В., Астафуров С.В., Ггригорьев А.С. О возможности оценки близости сдвиговых напряжений на активных границах раздела в блочных средах к критическому значению. ‒ В сб.: Триггерные эффекты в геосистемах. ‒ Мат-лы всерос. семинар-совещания. / Под ред. В.В. Адушкина, Г.Г. Кочаряна. М.: ГЕОС, 2010. С. 230–238.

  36. Пуарье Ж.П. Ползучесть кристаллов. Механизмы деформации керамики, металлов и минералов при высоких температурах. М.: Мир, 1988. 287 с.

  37. Ревуженко А.Ф. Механика сыпучей среды. / Под ред. Е.И. Шемякина. Новосибирск: ОФСЕТ, 2003. 274 с.

  38. Садыбакасов И. Неотектоника Высокой Азии. М.: Наука, 1990. 180 с.

  39. Соловьев А.Ю. Геологическое строение и тектонофации зеленосланцевого комплекса Восточного Алая // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. № 12. С. 102–111.

  40. Соловьев А.Ю. Деформации и метаморфизм в структурах зеленосланцевого комплекса Восточного Алая (Южный Тянь-Шань) // Геотектоника. 1990. № 4. С. 45–51.

  41. Строганов Г.Б., Кайбышев О.А., Фаткуллин О.Х., Мартынов В.Н. Сверхпластичность и износостойкость в машиностроении. М.: Альтекс, 2002. 322 с.

  42. Трифонов В.Г., Артюшков Е.В., Додонов А.Е., Бачманов Д.М., Миколайчук А.В., Вишняков Ф.А. Плиоцен-четвертичное горообразование в Центральном Тянь-Шане // Геология и геофизика. 2008. Т. 49. № 2. С. 128–145.

  43. Уфимцев Г.Ф., Корженков А.М., Мамыров Э.М. Очерки рельефа и морфотектоники Тянь-Шаня. Новосибирск: ГЕО, 2009. 130 с.

  44. Федоров Г.В. Вещественный состав и глаукофан-зеленосланцевый метаморфизм западной части Зеравшано-Гиссарской структурно-фациальной зоны. ‒ Автореф. дис. … к. г.-м. н. Душанбе: ИГ АН ТаджССР, 1982. 24 с.

  45. Фуз Р. Вертикальные тектоничесие движения и сила тяжести во впадине Биг-Хорн и в окружающих хребтах Средних Скалистых гор. ‒ В кн.: Сила тяжести и тектоника. М.: Мир, 1976. С. 434‒445.

  46. Чедия О.К., Брусничкина Н.А. Новейшая тектоника Зеравшанской впадины и ее обрамления // Вестн. ЛГУ. Геология. География. 1965. Вып. 1. № 6. С. 52–60.

  47. Чередниченко А.И. Тектоно-физические условия минеральных преобразований. Киев: Наукова Думка, 1964. 184 с.

  48. Штилле Г. Избранные труды. М.: Мир, 1964. 887 с.

  49. Шванов В.Н. Литоформационные корреляции терригенных и метаморфических толщ. Южный Тянь-Шань. Л.: ЛГУ, 1983. 214 с.

  50. Юдахин Ф.Н. Геофизические поля, глубинное строение и сейсмичность Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1983. 247 с.

  51. Япаскурт В.О. Структурогенез статического метаморфизма. М.: Изд-во МГУ, 2004. 152 с.

  52. Bradschaw J., Renouf J.T., Taylor R.T. The Development of Brioverian structures and Brioverian/Paleozoic Relationships in west Finist`ere (France) // Geologische Rundschau. 1967. Vol. 56. No. 2. P. 567–596.

  53. Cambell C.S. Rapid granular flow // Annu. Rev. Fluid Mech. 1990. No 22. P. 57–92.

  54. Carey S.W. The Rheid concept in geotectonics // Bull. Geol. Soc. Austral. 1954. Vol. 1. P. 67–117.

  55. Drake T.G. Structural features in granular flow // J. Geophys. Res. 1990. Vol. 95. No. B6. P. 8681–8696.

  56. Mehta A. Granular matter: an interdisciplinary approach. / Ed. by A. Mehta, (N.Y., Springer, 1994). 306 p.

  57. Passchier C., Trouw R. Microtectonics, (Berlin, Heidelberg, N.Y., Springer,1996). 289 p.

  58. Tullis J., Stunitz H., Teyssier C. et al. Deformation microstructures in quartz-feldspathic rocks. In: Stress, Structure and Strain: A volume in honor of Win D. Means. / Ed. By M. Jessell, J. Urai // J. Virtual Explor. 2000. Vol. 2. P. 16–15.

  59. Wise D.U. Microjointing in basement, Middle Rocky Montana and Wyoming // GSA. Bull. 1964. Vol. 75. P. 287‒306.

  60. Yaeger H.M., Nagel S.R. La physique de letat granulaire // La Recherche. 1992. Vol. 23. No. 249. P. 1380–1387. (In French).

Дополнительные материалы отсутствуют.