Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геологическое строение гор Нуратау (тектоническая структура, метаморфизм, история геологического развития)

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Геологическое строение гор Нуратау (тектоническая структура, метаморфизм, история геологического развития)"

$7 о? 5 2

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

на правах рукописи

КОЛОДЯЖНЫЙ Сергей Юрьевич

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ГОР НУРАТАУ (ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА, МЕТАМОРФИЗМ, ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ)

Спе1шалы10сгь: 04.00.01 - общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ ДИССЕРТАЦИИ НА СОИСКАНИЕ УЧЕНОЙ СТЕПЕНИ КАНДИДАТА ГЕОЛОГО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ НАУК

Москва - 1992

Работа выполнена в Геологическом институте РАН

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук

М.Г.Леонов (ГИН РАН)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

В.С.Буртман (ГИН РАН) доктор геолого-минералогических наук А.В.Вихерт (МГУ,лаб.тектонофизики)

Ведущая организация: Институт физики Земли РАН

Защита диссертации состоится . . 1992 г. в /: .

часов минут на заседании Специализированного совета

Д. 002.51.02 при Геологическом институте РАН по адресу: 109017, Москва, Пыжевский переулок, д.7.

Отзывы на реферат, заверенные печатью учреждения, просьба присылать в двух экземплярах по указанному адресу

С диссертацией мокно ознакомиться в библиотеке Института ■геологии рудных месторовдений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ РАН)

Автореферат разослан

"/¿Г"

1992 г.

Учёный секретарь Специализированного совета, кандидат геолого-минзралогических наук А.А.Пейве.

'•введоние

до г, 1

тгл!Iу,;.Актуальность работы. К настоящему времени геологическое строение "западной части Южного Тянь-Шаня достаточно хорошо изучено. Целенаправленные исследования многих геологов позволили провести тектоническое районирование этой складчатой области (Пятков,1967; Буртман, 1973; Д обжито в, 1977; Шульц,1974; Бухарин, Масленникова, 1985, 1989 и др.). Были выделены структурногформационные зоны и подзоны, характеризующиеся определенным набором осадочных формаций, особенностями тектонической структуры, метаморфизма и магматизма. Внимание многих исследователей привлекали зоны, имеющие наиболее ярко выраженный комплекс вещественных и структурных признаков. Это прежде всего офиолитовые шовные зоны ("альпийские линии", "сутуры", "корневые области покровов"), развитые вдоль северного обрамления Южно-Тянь-Шаньской складчатой системы. По современным представлениям эти структуры соответствуют коллизионным границам литосферных плит и отражают геодинамику "межплитных" процессов (Сабдюшев,1971; Буртман,1973; Старцев,1976; Руженцев,1983).

Однако, наряду с офиолитовыми коллизионными швами, своеобразными тектоническими элементами складчатых областей являются узкие линейные безофиолитовые шовные зоны, расположенные "внутри" покров-но-складчатых сооружений (Леонов,1990). Их часто рассматривали.как межзональные глубинные разломы, линеаментнне зоны, зоны смятия, либо вообще не принимали во внимание. Как отмечает М.Г.Леонов (1990), формирование безофиолитовнх шовных зон связано с верхнекоровнм уровнем деформаций. Они образуются на месте различных мосфострук-турных элементов (поднятий, прогибов) палеобпссейнов з процессе общего поперечного сжатия и сокращения пространства. Пси этом срабатывает ряд более частных механизмов структурообразования, связанных с неоднородностью строения палеобассейна и осадочных толщ. В центральной части Южного Тянь-Шаня выявлено несколько безофиолитовнх шовных зон (Копыгин,Леонов,1988; Леонов,1990). Эти структуры отличаются линейными очертаниями в плане, разделяют различные структур-но-формационные элементы покровно-складчатого сооружения и выполнены определенным набором осадочных формаций. Их внутренняя структура определяется концентрированным характером деформаций и сложным комплексом структурно-вещественных преобразований.

В работе на основании исследования тектонического строения Южно-Нурахинской безофиолитовой човноЯ зоны, выявленной автором в гч-рах Нурвтау (Западный Тянь-Лянь), рассматривается ряд геологических

- г -

процессов, связанных с формированием данного класса структур.

Основные задачи исследования заключаются в изучении геологической эволюции и становления Юяно-Ну.рвтинской шовной зоны. Частные задачи: I) изучение и сопоставление литостиатигоафических комплексов, обнажающихся в горах Нуоатау; 2) оасшифровка современной тектонической структуры Нуоатау и выделение структурных паоагенезисов; 3) изучение процессов метаморфизма в пседелах шовной зоны и сопоставление явлений структурнцх и вещественных преобразований; 4) построение общей палеотектонической схемы развития района.

Методика исследования. Для решения поставленного круга задач помимо традиционных геолого-съёмочных методов использовалась комплексная методика структурно-парагенетического анализа (Буртман,1976; Миллер,1976; Вознесенский,1980; Заика-Новацкий,1989 и др.). Её суть состоит в том, что структурные формы одного парагенезиса в пределах структурно гомогенных участков геометрически взаимосвязаны. Разрывные нарушения Я , осевые плоскости складок ? и осевой кливаж (сланцеватость) в взаимопараллельны и образуют главную структурно-тектоническую триаду (Паталаха,1985). При анализе структурных параге-незисов была использована прямоугольная система координат, привязанная к складчатой системе. Ось "а" ориентируется в плоскости К ( Р , $ ) в соответствии с направлением тектонического транспорта; ось "в" г параллельно шарниру складки Р ; структурно-координатная ось "с" - перпендикулярно плоскости ав. Помимо главной структурной триады в структурных пашгенезисах выделяются дополнительные фопмы (различные виды линейности, дополнительные складки, трещины скола и отрыва, будинаж-структуры, кинк-зоны и др.), ориентировка которых связана со структурно-координатными осями (а, в, с). В птцессах структурообразования в ряде случаев большое значение имеет плясти-ческая_деф£рмадия погюп, развитие которой подчинено главной плоскости ав структурно-тектонической триады. Метаморфогенные минералы и структуры, образующиеся в условиях пластического течения пород, имеют закономерную ориентировку по отношению к линейно-плоскостным элементам (по отношению к осям а, в, с) синхронного с ними структурно-парагенетического ряда. Всё это позволяет выделить структурно-вещественные парагенезисы, представляющие собой единый ряд мега-микроструктур, генетически связанный с явлениями метаморфизма.

На основании детальных структурных и петроструктурных наблюдений в пределах отдельных тектонических единиц были выявлены структурно-вещественные парагенезисы. В дальнейшем была проведена их

корреляция по наиболее характерным признакам для большей части Ну-ратау, что позволило перейти к построению модели тектонического развития данной области.

Основные результаты и научная новизна. Впервые п горах Нуратау выделена Южно-Нуратинская безофиолитовая шовная зона. Обосновано, что данная структура образовалась на месте древнего поднятия дна па-леобассейна. Её развитие осуществлялось и результате последовательных горизонтальных, вертикальных и сдвиговых перемещений, сочетание которых привело к обособлении линейного узкого шва, представляющего собой в современном выражении зону вязко-пластического сдвига. С каждой стадией деформаций были связаны процессы пластического течения пород, которые, в свою очередь, сопровождались явлениями метаморфизма и гранитизации. В отличие от существовавшего ранее мнения о региональном характере метаморфизма в Южном Нуратау, обоснована-его причинная связь с процессами пластического течения пород в-пределах Южно-Нуратинской шовной зоны. Внесены дополнения в тектоническое районирование Нуратау и предложена новая модель формирования структуры данного региона. Решены вопросы корреляции некоторых метоморфогенннх толщ, а также приводится новая стратиграфическая схема палеозойских отложений Южного Нуратау.

Практическая ценность. Изложенные в работе материалы имеют важное региональное значение, а также могут представлять интерес 'для разработки методического подхода к изучению структурно-метаморфических явлений, связанных с пластическим течением горных масс.

Апробация работы. Результаты работы докладывались на конференции молодых учёных (ГИН РАН,1990), на тектоническом коллоквиуме Геологического института РАН (1991), а также на расширенных заседаниях лаборатории тектоники платформ (ГИН РАН, 1990, 1991).

Публикации. По материалам диссертации опубликовано две статьи.

Структура и объём работы. Работа состоит из введения, б глав и заключения. Общий объём работы: страниц машинописного текста, I таблица, 35 рисунков и 40 фотографий. Список литературы содержит 138 наименований.

В основу работы положен материал, собранный автором п течении 4 лет работы в Зарвфшанской ГПЭ (1985-1988 гг.), п также 3 лет обучения в аспирантуре Геологического института PAH (1989-1992 гг.). Приводится 25 новых химических анализов горных порол.

Изучение стратиграфических комплексов гор Нупатау было пповрд"-но совместно с Р.С.Ханом, Р.Р.Усмановнм, Ш.Ш.Сабдотевым и З.М.Аблу-

аэимовой. Автор благодарен Ю.Г.Леонову, В.С.Буртману, С.Д.Соколову, Б.Д.Клименко, Р.Р.Усманову за ряд ценных советов и помощь в работе. Автор особенно благодарен своему научному руководителю М.Г.Леонову за'постоянную помощь и обсуждение результатов в ходе проведения исследований.

ГЛАВА I. ЛОТОСТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ГОР НУРАТАУ

К настоящему времени составлена схема тектонического районирования западной части Южного Тянь-Шаня (Бухарин и др.,1985). Выделены структурно-формационные зоны и подзоны, отличающиеся определенным набором осадочных формаций, тектонической структурой, явлениями метаморфизма и магматизма. В пределах гор Нупатау обособлены Зп-рафлано-Туркестанская и Туркестано-Аляйская струк.тушю-формационные зоны (рис.1).

Зарафшано-Туркестанская зона в Нуратинских горах разделяется на Центрально-Кызылкумскую и Нуратинскув подзоны. К югу от Нуратинских гряд развиты отложения Чумкартауской и Четтыкской структурно-формационных подзон.

Отложения Центрально-Кызылкумской подзоны обнажаются в западной части Северного-Нуратау. С севера они по надвигу перекрываются Туркестано-Алайскими комплексами, а с юга и юго-востока по сложной системе разрывов приходят в контакт с образованиями Нуратинской подзоны (рис.1). В основании видимого разреза здесь обнажаются отложения рулканогенно-карбонатно-кремнисто-терригенной формации (тасказганская св.6 - 0£ Крис.З, I). В строении нижней части этой толщи преобладают метаыорфизованные граувакковые и вулканогенные породы. Вверх по разрезу они сменяются толщей углисто-глинистых сланцев с линзовидныыи горизонтами кремней и доломитов. Толща охарактеризована кембро-ордовикскими акритархами и хнтинозоями (Бухарин, 1985).

Отложения терригенной формации (бесапанская св.О^ - стратиграфически согласно перекрывают нижележащую толщу. Нижняя часть разреза этой формации сложена алевролитами и углеродистыми сланцами (1000 м). Выше залегают грубо-среднеслоистые ритмично построенные серии аркозовых и полимикговых песчаников, алевролитов и глинистых сланцев (до 4000 м)(рис.З, I). По всему разрезу толща охарактеризована хитинозоями и единичными находками грапголитов (Бухарин, 1985).

М3 ИГШ» э«

^ т> ш»

РисЛ. Схема домезозойских стпуктурно-формационных зон гор Нуратау (Бухарин,1985; Усманов,1988, с дополнениями автора)

I - мезозойско-кайнозойские отложения; 2 - молассовые отложения (Сд-Р-^); 3 - Туркествно-Алвйсквя структурно-формяционная зона; 4-7 - отложения € - Заргфшпно-Туркестанской СФЗ: 4 - Цент-рально-Кнзылкумская попзона, 5 - Нуратинско-КнзылкумскиП тип

-разреза, б - собственно Нуратинский тип разреза, 7 - Нуратин-ско-4умкартаускии тип разреза, 8 ~ отложения РгЗарафшано-Туркестанской СФЗ, 9 - Южно-Букантауская СФЗ, 10 - зоны тектонического течения пород (метаморфические комплексы Южно-Нура-тинской шовной зоны), II - гранитоиды (Сэ), 12 - надвиговые зоны, 13 - стратиграфические (а) и тектонические (б) границы, 14 - оси складок, 15 - направления перемещения горных масс. С угловым несогласием и базальными гравелито-конгломератами в основании кембро-силурийские толщи перекрываются карбонатно-терри-генными отложениями Рг2_з» В пределах последних можно выделить (снизу вверх) последовательный ряд формаций: I) карбонатно-рифовая формация 2) формация органогенно-обломочных и оолитовых

известняков (С^); 3) терригенно-^лишевая формация (С^/п.) с локальными олистостромовыми образованиями (Сабдюшев, 1978; Бискэ, 1981). В пределах карбонатных толщ наблюдается ряд внутриформацион-ных перерывов, сопровождающихся появлением карстовых пустот, вмлол-

ценных бокситами. По направлению с юга на север длительность перерывов увеличивается, а мощность карбонатно-рифовой и органогенно-обдомочной формаций значительно сокращается (рис.3, I). Отложения терригенно-флишевой формации (CgAt) стратиграфически согласно перекрывают нижележащие толщи и венчают рассмотренный выше разрез.

Отложения Ну^атниской подзоны обнажаются в центральной и восточной частях Северного Нуратау, а также в пределах Южно-Нуратинского хребта (рис.1).С осадочными сериями смежных структурно-формацион-ных подзон они имеют тектонические соотношения. В работе обосновано выделение в составе Нуратинской подзоны трёх типов разрезов: I) собственно Нуратинский тип (центральная часть Нуратинской подзоны); 2) переходный Нуратинско-Чумкартауский тип (южная краевая часть); 3) переходный Нуратинско-Кызылкумский тип (северная краевая часть). Переходные типы разрезов свидетельствуют о существовании единых латеральных рядов и постепенных фациальных переходов между осадочными формациями различных структурно-формационных подзон Зарафшано-Туркестанской зоны.

Отложения собственно Нуратинского типа представлены преимущественно терригенными толщами £ - Sj, образующими непрерывный разрез, и карбонатно-терригенными образованиями Pzg_3 (рис.3, III). Взаимоотношения между первыми и последними - тектонические. В основании разреза залегает карбонатно-терригенная флишоидная формация (£ -0j), представленная тонкоритмичным переслаиванием извест-ковистых песчаников, водорослевых известняков, мергелей и глинистых сланцев. Выше по разрезу она согласно перекрывается аспидной формацией (0 - ¿'j ^3). сложенной глинистыми, глинисто-кремнистыми сланцами и алевролитами. Стратиграфически выше залегают отложения вулканогенно-терригенной формации £3 - V^), представленной грубым переслаиванием полимиктовых и туфогенных песчаников, алевролитов н сланцев. Отмечаются лавовые потоки андезито-базальтов и небольшие палеовулканические постройки. Выше по разрезу залегает терригенная флишоидная формация (.fj К>).

Карбонатно-терригенные отложения Pz2_3 подвержены неравномерным метаморфогенным преобразованиям и поэтому их стратиграфия изучена недостаточно. Однако, по имеющимся данным (Пятков, 1970; Пяновская, 1986) здесь можно выделить карбонатно—рифовую Wg"^?)» карбонатную (Cj_g) и терригенно-флишевую (.С^/п.) формации, которые отчётливо коррелируют с одновозрастными отложениями Центрально-Кызылкумской подзоны, но имеют более значительную мощность (рис.3,

Отложения Нуратинско-Чумкартауского типа отличаются от собственно Нуратинских тем, что в данном случае вулканогенно-терриген-ная формация 1^3 - ) исчезает из разреза и фациально замещается терригенной (¿[¿3 ~ V ) • Отложения Рг2_з здесь также представлены в несколько иных кремнисто-терригенных (" 11 карбонатных (£'£ - фациях (рис.3, 1У).

Переходные Нуратинско-Кызылкумские осадочные серии представлены карбонатно-терригенной (С - 0]-), аспидной (0щ^) и терригенной (0 формациями, которые отличаются от (формаций собственно Нуратинского типа мощностями и рядом частных литостратигра-фических признаков (рис.3, II). Данные образования с резким угловым несогласием и базалышми гравелитами в основании перекрываются карбонатно-терригенными отложениями Рг2_з> которые детально коррелируют с сдновозрастными толщами Центрально-Кызылкумской подзоны (Бискэ, 1931).

Туркестано-Алайская зона сложена вулканогенными, вулканоген-но-осадочними и офиолитовыми образованиями, которые обнажаются вдоль северных склонов Северного Нуратау, а такие п виде небольших тектонических сстанцов вдоль юясных склонов хребта (рис.1). Данные образования тектонически перекрывают толщи Зарафшаио-ТуркестанскоП зоны и, в свою очередь, состоят из 3 тектонических пластин. Верхняя пластина сложена зелёными сланцами иттунисайской свиты (С (Старцев, 1973, 1976); средняя - вулканогенной (С2) и вулканоген-ио-кремннсто-терригенной олистостромовой (С|_р) толщами, образующими постепенные фациальние переходы друг с другом (Михайлов,1937, Бухарин, 1939). В строении нишей пластшш участвуют вулканогенно-терригенные карбоиатно-терригенние ) » карбонатные

(.'Э ) формации, образующие непрерывный разрез (Сабдааев, 19781 Бискэ, 1931,* Бухарин, 1935, 1989).

Каждая из выделенных выше струкгурно-формационнцх единиц отличается некоторыми особенностями тектонической структуры и в дальнейшем они будут рассмотрены раздельно. Ввиду разной степени изученности Южных и Северных Нуратау, а также в связи с некоторой спецификой их тектонического строения эти две области описаны в отдельных главах.

ГЛАВА 2.'ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА ГОР ЮЖНЫЕ НУРАТАУ

В пределах гор Южные Нуратау обнажаются палеозойские отложения Нуратинской подзоны,.разделяющиеся на два типа разреза - собственно Нуратинский и Нуратинско-Чумкартауский типы (рисЛ). Важнейшим структурно-тектоническим элементом данного района является Южно-Нуратннская безофиолитовая шовная зона. Она сложена отложениями собственно Нуратинского типа разреза и отличается концентрированным характером деформаций, субвертикальным и веерообразным залеганием пластов. Это резко обособляет её по отношению к смежным областям. Тектоническая структура данной зоны определяется интенсивной структурно-вещественной переработкой палеозойских отложений, широким развитием процессов пластического и вязко-пластического течения пород, а также сочетанием структурных парагенезисов нескольких этапов деформаций, имеющих различный тектонический стиль.

Юкно-Нуратинскап шовная зона прослеживается от северо-западного до восточного окончания Южного Нуратау на расстоянии порядка 200 км при средней ширине 10 - 20 км (рисЛ). С юга она ограничена субвертикальным разрывным нарушением, по которому приходит в контакт с относительно слабо дислоцированными отложениями Нуратинско-Чумкартауского типа разреза. Северное ограничение Южно-Нуратинской доны скрыто под чехлом мезозойско-кайнозойских отложений современной .межгорной Нуратинской впадины. Рассмотрим более подробно тектоническое .строение Южно-Нуратинской зоны и Нуратинско-Чумкартау-ской единицы.

Шно-Н^ратинскпя_шовнап зона имеет сложноскладчатое строение. В работе обосновывается, что развитые здесь кембро-силурийские отложения собственно Нуратинского типа разреза образуют локальный тектонический покров, корневая и фронтальная части которого находятся в пределах рассматриваемой шовной зоны. Параавтохтонные образования представлены карбонатно-терригенными толщами Рг 2_з* Перемещение аллохтонных масс происходило не с севера на юг, как допускалось ранее (Буртман, 1973), а с юга на север. Локальный шарь-яя, развитый.в пределах рассматриваемой зоны, предлагается называть Южно-Нуратинским покровом.

Современная структура Южно-Нуратинского шва в основном определяется субвертикальными зонами тектонического течения пород. Они сложены интенсивно дислоцированными и метаыорфизованными толщами, прослеживаются на десятки километров (при ширине 0,5 - 20 км),

сложно ветвятся и переплетаются в плане, облекая линзовидные блоки относительно слабо изменённых отложений (рис.1). В тектонической структуре почти любой такой зоны можно выделить "мраморное ядро", сложенное метаморфизованными параавтохтонными образованиями Рг;э_з< и метаморфические сланцы обрамления. Последние ранее выделялись в качестве самостоятельной свиты условно венд-нижнепалеозойского возраста (Пяновская, 1986; Покровский, 1983 и др.). В работе обосновано, что эти ыетаморфсгеннме образования являются стратиграфическим аналогом нижней части разреза кембро-сплурийских неметаморфи-зованных осадков собственно Нуратинского типа, залегающих в бортах зон тектонического течения (см.гл.З). Параавтохтонные образования в пределах этих зон образуют ядра антиформных складок, которые в разрезе нередко имеют веерообразную форму. При интенсивном раздавливании они превращаются в диапировидные структуры, каплевидные "мраморные ядра" и тектонические клинья, которые как бы "плавают" среди метаморфических сланцев обрамления. В плане "мраморные ядра" антиформ обычно имеют чётковидную форму, часто испытывают разрыв и растаскивание по простиранию на десятки и сотни метров, образуя ■ цепочки крупных будинообразных тел. В контексте сказанного зоны тектонического течения представляются как сложноскладчатые структуры, имеющие в целом антиформное строение. В их пределах на поверхность выведены (выжаты) параавтохтонные образования и нижние' структурные уровни аллохтонного комплекса, сложенные интенсивно тектонизированными и метаморфизованными отложениями собственно Нуратинского типа разреза. В современном выражении они являются по существу зонами вязко-пластического сдвига, что фиксируется по структурам продольного будинажа и другим признакам.

В отдельных зонах тектонического течения пород локализованы конкордантные их внутренней структуре гранитоидные массивы (С^; Сд - Р2). Некоторые из них имеют признаки синкинематического формирования и являются важными возрастным:! реперами в оценке стадийности структурообразоЕания.

В строении Юхно-Нуратинской шовной зоны участвуют также относительно слабо тектонизированные кембро-силурийские толщи собственно Нуратинского типа разреза. Они слагают ядерные части сложно-складчатых синформ шириной от 0,5 до 10 км, которые облекаются зонами тектонического течения, имеющими антиформное строение (рис. I). По отношению к Южно-Нуратинскому покрову данные образования представляют собой верхние структурные уровни аллохтонного ксмп-

лекса. В современной структуре область их выходов часто ограничен крутопадающими разрывами, но нередко наблюдаются 1! постепенные пе реходы слабо изменённых толщ в интенсивно тектонизированные и ме-таморфизованные толщи нижней части аллохтона.

Детальное изучение тектонической структуры рассматриваемой шовной зоны было предпринято в пределах участка, охватывающего це тральную часть хребта Южный Нуратау (горы Актау). Морфологические особенности структурных форм были рассмотрены отдельно для следук щих тектонических единиц: I) зоны тектонического течения: а) пара автохтонный комплекс, б) нижние структурные уровни аллохтона; 2) верхние структурные уровни аллохтонного комплекса.

В пределах участка детальных исследований выделены Южная и Северная зоны тектонического течения пород (рис.1). Для Южной зоь: в структурном плане обособлена полоса, расположенная между выходе ми параавтохтонных образований (в ядре антиформы) и Нуратинско-Чумкартаускими отложениями (к югу от зоны) (рисЛ). Ос&дочные серии собственно Нуратинского типа здесь подвержены наиболее интенсивным структурно-вещественным преобразованиям, которые в целом с кономерно возрастают по направлению к параавтохтонному "мраморног. ядру",- Здесь сохранились фрагменты ныряющих складок-надвигов, кот рые ь корневой своей части имеют относительно крутое залегание, £ по направлению к северу закономерно выполаживаются и заныривают. Общий характер структуры данной полосы свидетельствует о интенсш ном задавливании и выжимании толщ с последующим их течением б северном направлении. На основании того, что Нуратинско-Чумкартаус-кие отложения, залегающие к югу от зоны выжимания, в строении Юж-но-Нуратинского покрова не участвуют, естественно предположить, что корневая часть последнего расположена в пределах данной обла<

Изучению разновозрастных структурных парагенезисов в пределг зон тектонического течения препятствует высокая степень их линеа-ризованности в субширотном и субвертикальном направлениях. Сохранились лишь небольшие участки, где удалось выделить структуры ра: ных генераций при помощи изучения их соотношений и пространственной ориентировки. Были выделены следующие генерации структур.

I. Ранние структурные формы представлены субгоризонтальными зонами пластического течения пород 1?р ныряющими и лежачими скла, каыи (складками-надвигами) рр минерализационной сланцеватостью 1 мегаморфогенной полосчатостью «Гр различными формами линейности Ц н будинаж-структурами. К структурам ^ относится зона пластич

ского течения и надвигания Южно-Нуратинского покрова и во многом подобные ей нарушения более высокого порядка, осложняющие разрез метасланцев нишей части аллохтона. Они характеризуются высокой степенью совершенства пластических деформаций. В их строении участвуют высоко метаморфизованные породы, в которых хорошо выражены метаморфогенная полосчатость, минерализационная линейность, плой-чатость, структуры вращения и пластического будинировании. Ширина зон пластического течения от I до 100 м. Они образуют своеобразные "струи", которые "обтекают" небольшие линэовидные блоки, сложенные относительно слабо тектонизированными и метаморфизованными породами. При этом образуются петельчато-линзовидные структуры неравномерной тектонической переработки пород, выраженной на самых разных масштабных уровнях. Петельчатые системы зон, как правило, облекают параавтохтонные "мраморные ядра" и имеют ширину от 100 до 300 м. Зоны пластического течения не имеют чётких ограничений в пространстве, вдоль и вкрест простирания постепенно затухают, сменяясь менее тектонизированными породами. В пределах па-раавтохтонного комплекса также широко развиты покровно-надвиговые структуры ^. Они выражены в тектоническом перекрытии флишевых отложений (Снижележащими карбонатными толщами (¿' ^ - С^) (сдваивание разреза). В основании покровов в терригенно-флишевьгх отложениях часто наблюдаются олистостромовые образования, подверженные интенсивному пластическому течению в плоскости Морфология олистолитов и принадвиговых складок свидетельствует о надвигании пластин с юга на север.

Вдоль зон ^ встречаются лежачие и ныряющие складки течения FJ с горизонтальной амплитудой от I до 600 м;По морфолопш это изоклинальные п асишэтричнпе складки, иглэющие,как правило,севэрную вергент-ность (в соответствии с чем принимается направление осей а^). Структуры сопровождаются минерализационной сланцеватостью сГ^, вдоль плоскостей которой отчётливо выражены микросдвиговые перемещения. В большинстве случаев £| субпараллельна слоистости^, из чего'следует, что главная плоскость структурно-тектонической триады а^^ первоначально имела субгоризонтальное залегание. В современной структуре плоскости Рр смяты в складки, часто приведены к вертикали, осложнены и подновлены более поздними нарушениями.

2. Структуры следующего этапа представлены субвертикальными зонами вязко-пластическсго течения пород изоклинальными и

веерообразными складками течения р£, кливажем скольжения (течени* /V), дополнительными асимметричными складками и различными формам1 линейности ^2» а также будинаж-структурами. Эти формы, в основно1> определяют современный морфологический облик зон тектонического течения пород, с характерной для них высокой степенью линеаризо-ванности в субвертикальном и субширотном направлениях (оси а£И в, имеют субвертикальное и субширотное положение,соответственно). Характерной чертой данного структурного парагенезиса является сочетание хрупких и пластических форм деформации с преобладанием первых.

3. Структуры третьей генерации представлены зонами вязко-плг стического латерального течения Нд, горизонтальными складками и флексурами Рд, кливажем скольжения кинк-зонами К^, линейностью ¿з и структурами продольного будинирования. В отличие от пр* дыдущего парагенезиса структурно-координатные оси ад и Вд меняютс местами с осями а^ и в£.

Верхние структурные уровни аллохтонного комплекса сложены к£ рбонатно-терригенной_(Е - 0|), аспидной (0 - ¿'¡¿'д) и вулканоген-но-терригеннсй [д - 1^) формациями собственно Нуратинского Т1 па разреза. В отличие от нижней части аллохтона, сложенной мета-морфизованными аналогами тех же формаций (кроме вулканогенно-тер{ тенной), данные образования отличаются отсутствием структур плас1 ческого течения, более низкой тектонической переработкой^метамор-фическими преобразованиями не выше начального метагенеза. Структ^ рные парагенезисы, получившие развитие в пределах карбонатно-тер-ригенной и аспидной формаций, в общих чертах во многом сходны с парагенезисами нижней части аллохтона (в зонах тектонического те* ния).. Для вулканогенно-терригенной формации, занимающей самое ве{ хнее структурное положение, в ряду структурных парагенезисов отс^ тствуют ранние формы, связанные с горизонтальным перемещением толщ. В отличие от зон тектонического течения,структурный стиль верхней части аллохтона отличается меньшей степенью линеаризован-ности: складчатые формы имеют относительно пологие очертания, широко развиты диагонально-секущие сдвиговые нарушения Ед, сопровождающиеся синкинематичными дайками и трубками взрыва субщелочных базальтоидов (Т^

Ну^атинско-Ч^мка^тауская_тектоническая_единица расположена ,1 югу от рассмотренной выше шовной зоны. В пределах участка детализации исследований обнажается преимущественно терригенная фор-

мация {3-^Сз -V). Достоверных признаков локровно-надвиговых структур здесь обнаружено не было. В полосе шириной до I км от северного ограничения данной единицы широко развиты взбросовые нарушения 11 осевой кливаж £ образующие структуру типа "клива-жированной моноклинали". По направлению к гагу интенсивность развития дислокаций постепенно затухает, появляются относительно пологие складки " несовершенный кливаж Встречаются редкие горизонтальные флексуры Рд, свидетельствующие о слабом проявлении сдвиговых дислокаций.

Таким образом, главнейшим тектоническим элементом Южного Ну-ратау является Южно-Нуратинская безсфиолитовая шовная зона. В её пределах развит лекальный Южно-Нуратинский покров, развитие которого происходило в результате выжимания палеозойских толщ из корневой области (южная часть шва) с последующим их пластическим течением и надвиганием в северном направлении. При этом проявилась расслоенность кембро-силурийских итложений, выраженная в структурной дисгармонии нижних и верхних формаций аллохтонного комплекса. Южно-Нуратинская зона формировалась в три стадии деформации: I) стадия горизонтальных перемещений; 2) стадия вертикальных перемещений; 3) стадия сдвиговых перемещений с подстадиями: а) латерального течения, б) секущих сдвиговых нарушений. После стадии горизонтальных перемещений произошла принципиальная смена стиля деформаций, в результате чего Южно-Нуратинская зона превратилась в структуру вязко-пластического сдвига.

ГЛАВА 3. МЕТАМОРФИЗМ И МАГМАТИЗМ ГОР ШШ НУРАТАУ

Предыдущими исследователями метаморфогенные комплексы Южного Нуратау рассматривались как проявление регионального метаморфизма (Покровский, 1983; Кусельман, 1989), либо - как проявления регионального и последующего плутонического типов метаморфизма (Хорева, 1974). Автором получены новые данные, позволившие предложить новую геодинамическую модель развития метаморфогенных преобразований.

Установлено, что метаморфические толщи пространственно связаны с Южио-Нуратинской шовной зоной и приурочены к зонам тектонического течения (рис.1). В пределах последних выделяется три мета-морфегенные тол^и: I - метатерригенно-флишевая (С^/ъ), 2 - мета-карбонатная (^2 ~ ^ и 3 — метасланцевая. Если в отношении первых двух толщ проблема их стратиграфического положения к настояце-му времени была решена, то в отношении последней мнения расходи-

лись. На основании детальных петрохимических исследований } путём прослеживания характерных маркирующих горизонтов, а также находок фаунистических остатков (граптолиты) удалось доказать, что мета-сланцевая толща является метаморфизованным аналогом карбонатно-• терригенной флишоидной (6 - 0|) и аспидной (0^ - ^ формаций. В работе приводятся данные химических анализов, а также результаты их обработки при помощи диаграммы А.А.Предовского (1980). Эти исследования позволили установить, что химический состав в разной степени метаморфизованных пород, слагающих один и тот же стратиграфический уровень, достаточно постоянен. Из этого следует, что, во-первых, метаморфогенные преобразования в данном случае носят изохимический характер и, во-вторых, изограды метаморфизма дискор-дантны к стратиграфическим поверхностям.

На основании детальных петроструктурных наблюдений вдоль линий профилей и площадных исследований в пределах участка детальны> работ (горы Актау) были установлены следующие особенности метамор-фогенных преобразований.

1. Почти во всех случаях в шлифах наблюдаются три микроструктурных парагенезиса: I) минерализационная сланцеватость и ыетамор-фогенная полосчатость минерализационная линейность, микроскладки и различные формы линейности, связанные ориентировкой с осью вр 2) кливаж скольжения^ и связанные с ним формы линейности;

3) кливаж ¿'д и кинк-зонки К23.

2. Установлено наличие двух метаморфогенных минеральных ассоциаций, отражающих два этапа метаморфизма. Минералы и минеральные агрегаты первой ассоциации типа слоистых силикатов, линзовидных. скоплений кварца и альбита чётко соориентированы друг с другом и в целом образуют минерализационную сланцеватость $р которая при развитии процессов метаморфической дифференциации преобразуется в метаморфогенную полосчатость. Порфиробластические выделения, представленные биотитом, андалузитом, гранатом, кианитом и ставролитом, тоже относятся к первой ассоциации, но их рост, судя по гели-цитовым структурам и хаотичной ориентировке, происходил несколько позже кристаллизации основной массы. Вторая ассоциация метаморфогенных минералов корродирует и замещает первую и в большинстве случаев представлена минералами зеленосланцевой фации метаморфизма, которые почти всегда пространственно взаимосвязаны с зонками скользящих дифференциальных перемещений вдоль кливажа S2•

3. В пределах метасланцевой толщи (нижняя часть аллохтона)

тчётливо Еыражена зональность ранних метаморфогенных преобразова-ий. По характерным минеральным парагенезисам здесь можно выделить юны, условно соотвествующие зонам кианит-силлиманитового типа ме-■аморфизма. По мере приближения к главной поверхности шарьяжирова-1ия Южно-Нуратинского покрова отмечается последовательное возраста-[ие уровня и степени метаморфизма, тогда как структурно ниже этой юверхности нередко наблюдается обратная зональность. На карте ме-'аморфизма (г.Актау) это отражается в том, что изограды критичес-:их минеральных парагенезисов концентрически облекают параавтох-■онные "мраморные ядра". При более детальном рассмотрении огдель-1ых зон (субфаций^метаморфизма отмечается крайне неравномерное"мо-1аично-струйчатое" распределение метаморфогенных пород различного яциального уровня. Высокометаморфизованные породы слагают зоны 1ластицеского течения (см.гл.2), которые переплетаются и обра-|уют постепенные переходы с относительно слабо тектонизированными I менее метаморфизованными объёмами горной массы. Эти сложные пе-■ельчато-линзовидные системы выражены на мега-, мезо- и микроуров-1ЯХ.

Вдоль линий профилей была установлена коррелятивная связь меду интенсивностью ранних метаморфогенных преобразований и пласти-геским течением пород. В зонах постепенного перехода от стадии •лубокого метагенеза к мусковит-хлоритовой субфации были отмечены ^совершенные микросдвиговые зонки^. Обломочные зёрна в терри-■енных породах в межсдвиговых микролитонах испытывают вращение и фоскальзывание. При развитии процесса проявляется внутрикристал-[ическое трансляционное скольжение отдельных минеральных зёрен и ¡босабливаются деформационные домены (волнистое и мозаичное угаса-1ие). Часть зёрен раздавливается в плоскости разлагается (пс-[евые шпаты), испытывает регенерацию и перекристаллизацию, вытяги-1аясь вдоль оси а^. В связи с развитием проявляются процессы ютаморфической дифференциации, выраженные в кристаллизации вдоль [лоскостей серицита, хлорита и графита с одновременным раство-юнием и переотложением в областях геодинамических убежищ кварца, [льбита и кальцита. Дальнейшее развитие структурно-вещественной шстемы в зонах пластического течения происходит в условиях, когда >тделы;ые зонки ^ теряют пространственное обособление. Деформация взвивается интенсивным путём за счёт развития явлений метаморфи-[еской дифференциации, зарождения сегрегационных минеральных стяжений (пятнистость) и перекристаллизации тонкокристаллических ми-

неральных агрегатов в порфиробластические выделения биотита, граната и др. Всё это придаёт породам более плотную анизотропную структуру и обуславливает изменение формы геологических тел без нарушения их связанности (т.е. происходит пластическое течение пород).

Метаморфогенные преобразования второго этапа пространственно связаны с субвертикальными зонами вязко-пластического течения Какая-либо правильная зональность не выражена. Новообразованные минералы составляют незначительную часть пород (от 5 до 40%). Однако, вдоль южного обрамления Актауского гранитоидного массива "случайные" процессы поздних метаморфогенных преобразований сменяются упорядоченной зональностью (рис.1). По минеральным парагене-зисам здесь выделяются зоны, которые можно сопоставить с зонами андалузит-силлиманитового типа метаморфизма. С севера прогрессирующая зональность обрывается рядом метасоматических явлений, связанных с гранитизацией и формированием гнейсо-гранитов Сд Актауского массива. При этом в метаморфических сланцах отчётливо выражены натриевый и калиевый фронты метасоматоза, последовательно сменяющиеся гибридными гнейсо-гранитами Сд. Структурные особенности последних свидетельствуют о их синхронном формировании с развитием структурных форм второй генерации и явлениями метаморфизма второго этапа. Более поздние гранитоиды Актауского массива, формировавШиес во второй половине позднего карбона, признаков синкинематического образования не имеют.

ГМВА 4. СТРУКТУРНО-ВОЗРАСТНАЯ ШКАЛА И МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ

СКЩЧАТО -МЕТАМОРЭДЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА ЮЖНОГО НУРАТАЗ

В данном разделе приводится обобщение материала, изложенного во второй и третьей главах. Для описания структурно-вещественных парагенезисов и особенностей формирования складчато-метаморфичесж го комплекса Южно-Нуратинских гор предлагается таблица, иллгострир; гощая развитие системы во времени и пространстве на разных масштабных уровнях (рис.2). Таблица в детальных пояснениях не нуждается, ниже приводятся лишь некоторые выводы в отношении особенностей ме^ таморфизма Южного Нуратау.

I. С различными этапам^ формирования тектонической структуры Южно-Нуратинской шовной зоны связаны явления метаморфизма.

Несцеотвенные пааагенезиеы /четамяряэизм

Упоена кианит-ешлим-ннта&ый тип мст-ма..

На, + Гр<р1 (вЬальЯ^. 2) ДнЬ1+1р1

Условно аиЬпжит-сил -

гшманитивми тип пст-ш * Г/*р, * +

замещения:

0>1 — , ■ Г.9а , _

террцгенна-фли ше-бая олцетас-тромиаая формация(С^ п%>

^Гне мса-гранитавьш

намп. (С$)(граиитиза.-

ция гич ср. с ^г)-

>_') ГранитоиЬноги ночп. (Сз).

ление ^сгаморузоге»-ных минералов.

(Ss.lv.

/чаглттичсские комплексы, осалач-

нь!С юапмации

1)ДвуслюАяные реАнв-/четалоные граниты с ¿целошы/чи а&томе-гасеяатиьесними процессами (С3-Р1).

2.)СуВа^елочные базальты (да и ни и трутни взрыва, с&язпнные

Рис.2. Структурно-возрастная шкала формирования Южно-НуратинскоЁ •шовной зоны

2. Ранние метаморфогенные преобразования пространственно и генетически связаны с зонами пластического течения пород ^ и, в частности, с главной поверхность» шарьяжирования Южно-Нуратинского покрова.' Крайне неравномерный характер метаморфизма, его изохимич-ность и другие признаки позволяют предположить, что в. данном случае главным фактором вещественных преобразований являляась пластическая деформация.

3. Ыетаыорфогенние преобразования второго этапа пространственно и генетически связаны с зонами тектонического течения пород. На большей части площади своего проявления они обусловлены вязко-пластическим течением пород в субвертикальном направлении (структуры

В локальных приконтактовых зонах Актауского гранитоидного массива метаморфизм развивался при совмещении процессов пластического течешя и термического эффекта, связанного с явлениями гранитизации.

ГЛАВА 5. ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА ГОР СЕВЕРНЫЕ НУРАТАУ

В горах Северные Нуратау выделяются Туркестано-Алайская и За-рафшано-Туркестанская структурно-формационные зоны. В пределах последней обособлена Центрально-Кызылкумская подзона, а также структурно-формационные единицы, сложенные переходным Нуратинско-Кы-ЗЫлюмским и собственно Нуратинским . типами разрезов (рисЛ).

Отложения Центрально-Кызылкумской подзоны обнажаются в западной части Северного Нуратау, слагают крылья и ядерную часть гигантской антиклинали (Джамбулакская структура). В пределах последней по направлению от крыльев к ядру в целом наблюдается нормальная стратиграфическая последовательность осадочных толщ: карбонатно-терригенные толщи (Рг^^)» подстилающие их отложения терригенной формации (0£ - и вулканогенно-карбонатно-кремнисто-терригенная формация (£ - О2), слагающая ядро антиклинали (см.гл.1). Вдоль северных склонов Северного Нуратау терригенно-флишевые отложения (С^ы), венчающие данный разрез, тектонически перекрываются Турке-.стано-Алайскими аллохтонными массивами. В центральной части Северного Нуратау Джамбулакская антиклиналь под углами 10°- 15° погружается к востоку. Здесь Центрально-Кызылкумские толщи с севера частично исчезают под покровами Туркестано-Алайских комплексов, а с »га и юго-востока по системе крутопадающих разрывов и надвигов приходят в контакт с отложениями Нуратинско-Кызылкумского типа. При отсм последние в одних случаях тектонически перекрывают

Центрально-Кызылкумские образования, в других - наблюдаются обратные соотношения. Более ранние покровно-надвиговые структуры здесь осложнены субвертикальными разрывами, в результате чего в зоне перехода сформировалась мозаичная система блоков, сложенных отложениями различных структурно-формационных подзон. Помимо этого, небольшие тектонизированные линзы кремне-кварцитов, по составу аналогичные кремнистым прослоям вулканогенно-карбонатно-кремнисто-терригенной формации (С - С^), отмечаются вдоль зон наволоков, осложняющих разрез Нуратинско-Кызылкунских толщ.

Дислоцированность Центрально-Кызылкумских толщ в крыльях Джам-булакской антиклинали незначительная. Вдоль контактов отдельных пачек терригенной толщи (С^ - ¿2) иногда наблюдаются малоамплитудныэ срывы-надвиги Ир которые по направлению к югу приобретают относительно крутое залегание и бистро затухают (слепые надвиги). Эти структуры сопровождаются асимметричными принадвиговыми лежачими' складками Рр проявляющимися в пределах первых десятков метров. Во всех случаях (7) наблюдения этих структур была установлена их южная вергентность. В ядре Джамбулакской антиклинали интенсивность дислокаций возрастает. Структурные формы и Р^ в значительной мере за-тушованы крутопадающими разрывами и кливажем £ ^ ■ Отложения 6 -О^ здесь подвержены значительны!.! метаморфогенным преобразованиям. Отмечаются структуры плаетичзского течения, выраженные в развитии будинаа-структур, минерализационной сланцеватости S р микроплой-чатости и различных форм линейности. Комплекс структурно-вещественных преобразований в данном случае весьма напоминает ряд явлений, имеющих место в зонах тектонического течения Южно-Нуратинской шовной зоны. Однако, в отличие от последней, здесь отсутствуют по-кровно-надвиговые структуры Кр выраженные в сдваивании разреза и нарушении последовательности напластования. В ядре Джамбулакской антиклинали локализован крупный гранитоидный массив (Сд), соотношения которого со структурами обрамления не изучались.

Отложения Ну£атинско-Кызылкумско_й структурно-тектонической единицы обнажаются в пределах полосы, которая прослеживается из . центральной части Северного Нуратау в восточную часть хребта (рис.1). С северо-запада данные образования через систему "мозаичных" тектонических блоков сменяются выходами Центрально-Кызылкумских толщ. С севера они исчезают под покровами Туркестано-Алайских комплексов, а с юга по наволоку перекрывают кембро-ордовикские отложения собственно Нуратинского типа разреза. В современной струн-

туре надвиговая зона южного ограничения часто приведена к субвертикальному положению и смята в крупные прямые складки. Зона надвигания имеет ширину от 10 до 100 м, маркируется выходами филлитов и трассируется линзами-будинаыи "потёкших" кремне-кварцитов.

Внутренняя структура данной тектонической единицы сложная. Здесь отмечаются фрагменты многочисленных покровно-надвиговых структур выраженных в сдваивании кембро-силурийской части разреза. Часто встречаются лежачие складки Рр амплитуда которых варьирует от I до 600 м (рч.Джалатар). Вдоль южного ограничения Нуратинско-Кызылкумской структурной единицы вергентность этих структур, как правило, южная;.в центральных частях и вдоль северного ограничения встречаются структуры как с южной, так и с северной вергентностью. Ранние покровно-складчатые структуры часто имеют весьма пологое залегание, но вдоль северного ограничения данной области они интенсивно дислоцированы субвертикальными нарушениями ^2 11 ^2' особенностью структурных форм и Р| является то,

что они развиты в пределах нижнего структурного яруса Нуратинско-Кызылкумской тектонической единицы. Лишь в одном случае в районе п.Михин кембро-силурийские толщи по надвигу перекрывают отложения ^22-3" ® остальных случаях зоны наволоков не достигают поверхности првддсвонского несогласия в основании карбонатно-терригенных толщ. Вместе с тем, в пределах последних широко развиты малоамплитудные покровно-надвиговые структуры, выраженные в тектоническом перекрытии терригенно-флишевых отложениПСС^'м-) нижележащими карбонатными толщами. При этом в основании покровов отмечаются олистостромовые образования и крупные олистолиты, морфология которых (направление выклинивания) свидетельствует о их оползании в южном направлении.

В пределах Центрально-Кызылкумской и Нуратинско-Кызылкумской тектонических единиц выделены структурные парагенезисы, связанные с горизонтальными, вертикальным и сдвиговыми перемещениями, которые по мког.-м признакам коррелируют с одновозрастными формами, развитыми в пределах Южно-Нуратинской шовной зоны. В отличие от последней, линеаризация структурного стиля не достигнута. Встречаются участки с пологим залеганием структур, широко развиты диагонально-секущие сдвиговые нарушения Ед, сопровождающие их круп-' ныв горизонтальные флексуры Рд и чешуйчатые системы малоамплитудных крупнопадающих надвигов Яд.

Описанные выше тектонические единицы Северного Нуратау пред-

тгается рассматривать в качестве единой Нуратинско-Кызылкумской юкровно-складчатой системы, испытавшей горизонтальные перемещения га двух структурных уровнях. В пределах нижнего уровня дислокации развивались за счёт тектонического течения пород вдоль узких и 'рассеянных" по разрезу зон Зоны наволоков, по-видимому, не юстигали древней поверхности эрозии, и амплитуда горизонтальных^ теремещений не могла быть значительной. В целом преобладали перемещения к югу, в результате чего отложения Нуратинско-Кызылкумско-го типа были надвинуты на образования собственно Нуратинского типа разреза. Появление локальных структур Гр с северной вергентно--тью можно объяснить разными скоростями тектонического течения :сембро-силурийских толщ нижнего уровня Нуратинско-Кызылкумской по-кровно-складчатой системы. В верхних структурных уровнях системы в пределах карбонатно-терригенных отложений Р^2_з развитие покровно-:тдвиговых структур происходило синхронно с накоплением флншевых отложений (С¿/п.). Надвигание пластин происходило с севера на юг.

Отложения собственно Ну^атшской структурно-тектонической единицы слагают южные склоны хребта Северный Нуратау. Палеозойские отложения здесь собраны в систему узких линейных складок Рр, крылья которых нередко подорваны взбросами Хорошо выражен кливаж ¿2 11 структуры, связанные со сдвиговыми нарушениями. Однако, в данном случае признаков покровно-надвиговых структур обнаружено не было. Из этого следует, что в Северном Нуратау толщи собственно Нуратинского типа разреза, в отличие от Южного Нуратау, находятся в автохтонном залегании.

Отложения Туркестано-Алайской ^;т^уктурно:^р^ационноГ1_ зоны обнажаются вдоль северных склонов Северного Нуратау и образуют серию полос с запад-северо-западным простиранием (рис.1). Вдоль южных склонов Северо-Нуратинского хребта Туркестано-Алайские комплексы слагают небольшие тектонические останцы, залегающие в ядрах синформ на терригенно-флишевых отложениях С^/^, венчающих разрез Зарафшано-Туркестанских осадочных комплексов. Согласно данным В.С.Буртмана (1973) Туркестано-Алайские комплексы образуют здесь серию тектонических пластин, последовательно шарьированных с севера на юг из корневой зоны, расположенной вдоль подножий Северного Нуратау. Формирование покровов происходило в позднемосковское время. Е дальнейшем весь пакет тектонических пластин был смят в складки. В результате последующей эрозии Туркестано-Алайские комплексы сохранились в ядрах бескорневых синформных структур. Согласно данным С.В.Руженцева

и С.Д.Соколова'(1983) Туркестано-Алайские серии образует либо син-форыи, имеющие под собой "корни", либо антиформы, в крыльях которых залегают Зарафшано-Туркестанские толщи.

Проведя исследования в горах Северные Нуратау, автор пришёл 1 выводу, что зурсеоташ-Алайжие вомшгакси занимают оЗдуктивггуа позицию пс отношению к ЗарафиакьТуркестанским отложениям. Наблюдаемые в' некоторых случаях обратные соотношения являются результатом опрокидывания поверхности шарьяжирования в северном направлении. В целом, в отношении формирования тектонической структуры Туркестано'-Алай-ской зоны принимается модель В.С.Буртмана (1973). Предлагаются лишь некоторые дополнения в отношении формационной характеристики тектонических пластин (см.гл.1).

ГЛАВА б. МОДЕЛЬ ГЕОТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ ГОР НУРАТАУ

В предыдущих разделах было показано, что почти во всех тектонических единицах Нуратинского региона имеются признаки трёх этапов деформаций, соответствующих стадиям горизонтального (Д^), вер тикального (Д£) и сдвигового (Дд) перемещения. На основании сопоставления главных признаков структурно-вещественных парагенезисов (пространственное положение осей а, в, с; морфологические особенности структур; связь с вещественными преобразованиями и др.) был проведена их корреляция во времени. Для восстановления первичной тектонической зональности и последующего проведения палеотектони-чеекпх реконструкций наибольший интерес представляет стадия горизонтальных перемещений.

Как было показано ранее, в пределах Зарафшано-Туркестанской зоны обособлены Южно-Нуратинский покров и Нуратинско-Кызылкумская 'покровпо-склпдчатая система. В пределах области распространения первого в результате шарьирования произошло значительное скучива-ние и сдваивание разреза собственно Нуратинского типа. Перемещение толщ происходило с юга на север в результате выжимания кембрс силурийских отложений из корневой зоны (рис.1). Нуратинско-Кызылкумская покровно-складчатая система в целом испытала перемещение во встречном направлении (к югу). Между двумя сходящимися массивг ми в автохтонном залегании сохранилась часть отложений собственно Нуратинского типа. В пределах карбонатно-терригенных отложений ^г2-3 (параавтохтошшй комплекс Южного Нуратау и. верхний структч риый ярус Нуратинско-Кызылкуыской системы) надвигание пластин прс исходило также во встречном направлении синхронно с накоплением

флишевых отложений ((^/»г.). В дальнейшем Зарафшано-Туркестанские толщи с севера были перекрыты тектоническими пластинами Туркеста-но-Алайских комплексов. На основании этих построений можно сделать вывод, что в современной структуре гор Нуратау сохранилась первичная латеральная последовательность различных типов разрезов и зон относительно друг друга (рис.3).

В рамках данного исследования палеогеографические реконструкции проводились с целью восстановления морфологического облика па-леобассейна, соответствующего Зарафшано-Туркестанской зоне (Нура-тинский сектор). Представления автора отражены на палеогеографических профилях, соориентированных вкрест простирания складчатой области (рис.3). При их построении, помимо собственных данных, автор использовал материалы А.К.Бухарина, В.Д.Брежнева, А.К.Пяткова, П.А.Мухина, Ю.С.Бискэ, Р.Р.Усманова, Ш.Ш.Сабдшева, В.С.Буртмана и других исследователей.

Как это видно на профилях, в пределах области распространения отложений собственно Нуратинского типа, начиная с кембрия и до нижнего силура, существовало поднятие (Нуратинское поднятие) с кон--денсированным характером осадконакопленил. На разных этапах рассматриваемого отрезка времени здесь накапливались карбонатно-тер-ригенные (С - 0^), глинисто-сланцевые (0 и вулканогенно-тер-

ригенные (^ ¿д - V-]) толщи, значительно сокращённые по мощности относительно осадков смежных тектонических прогибов. В пределах последних часто отмечаются отложения, свидетельствующие об относительно глубоководном характере осадконакопленил, скомпенсированного большой скоростью прогибания (кремнистые отложения, мощные тер-ригенные флишоидные толщи; характерны отсутствие бентосных форм фауны и бескислородная восстановительная обстановка седиментоге-неза).

В позднем силуре значительная часть бассейна, соответствующая области распространения' отложений Нуратинской и Центрально-Кызылкумской подзон,была охвачена воздыманием, в результате чего сформировалась локальная поверхность размыва и перерыва в осадконакоп-лении. В пределах Нуратинско-Чумкартауской части бассейна при этом продолжали накапливаться кремнисто-терригенные отложения. В дальнейшем в связи с трансгрессией в пределах большей части рассматриваемого бассейна происходит накопление преимущественно карбонатных отложений. Начиная с раннего девона, Нуратинское поднятие было выражено грядой рифовых банок, в пределах которых росли мощные рифо-

вые постройки. К северу и к югу от поднятия осадконакопление происходило в ограниченных масштабах, что по-видимому, было связано с существованием придонных течений, приводивших к подводному размыву и сокращению мощностей осадочных серий. В раннем- среднем карбоне в условиях мелководного бассейна.накапливались органоген-но-обломочные и оолитовые известняки. В московское время синхронно с накоплением терригенно-флишевых отложений начинают.развиваться процессы горизонтального скучивания палеозойских толщ. В краевых частях древнего Нуратинского поднятия зарождается система встречных (антивергентных) надвигов, выраженных в пределах отложений Р22_з и в кембро-силурийских толщах нижнего структурного яруса. Дальнейшее развитие процессов коллизии приводит к тому, что отложения, маркирующие древнее Нуратинское поднятие, испытывают интенсивное скучивание и многократное сдваивание разреза. Здесь формируется Южно-Нуратинский покров, а при последующем тектоническом течении в вертикальном и латеральном направлениях вся область преобразуется в относительно узкую шовную зону, отличающуюся концентрированным характером деформаций.

Таким образом, можно предположить, что древнее Нуратинское поднятие и Южно-Нуратинская шовная зона представляют собой единый ряд явлений, преемственно сменявших друг друга. Развитие данной структуры не является случайным событием и исключением из общего ряда коллизионных процессов. Примеры безофполитовых шовных зон, сформировавшихся на месте различных морфоструктурных элементов па-леобассейнов, приводятся М.Г.Леоновым (1990) для Западного Средиземноморья, Южного Тянь-Шаня и Карпат.

ОСНОВНЫЕ ЗАЩЩАЕ1Ж ПОЛОЖЕНИЯ I. Впервые в горах Нуратау выделена Южно-Нуратинская безофио-литовая шовная зона. Расшифрована её современная внутренняя структура и предложена модель геодинамического развития, раскрывающая единый ряд процессов структурообразования, метаморфизма и магматизма, связанных с формированием Южно-Нуратинского шва.

Наиболее важные аспекты тектонического развития данной структуры состоят в следующем:

Южно-Нуратинская шовная зона имела длительную историю развития. Она' сформировалась на месте древнего поднятия дна палеобас-сейна, которое в процессе позднепалеозойской коллизии было подвержено интенсивному задавливанию между мощными призмами осадков

смежных прогибов.

Формирование Южно-Нуратинской зоны проходило в несколько этапов деформации, каждый из которых отличался определённым тектоническим стилем. Развитие структуры осуществлялось в результате последовательных горизонтальных, вертикальных и сдвиговых перемещений. Их сочетание привело к обособлению линейного относительно узкого шва, представляющего собой в современном выражении зону ' вязко-пластического сдвига. Для каждого этапа структурообразова-ния выделены парагенезисы структур, включающие в себя формы от ме~ га- до микроуровней.

С Южно-Нуратинской шовной зоной пространственно и генетически связан ряд вещественных преобразований, таких как явления метаморфизма и гранитизации. Метаморфические преобразования развивались в несколько этапов, каждый из которых соответствовал определённой стадии деформаций. Предпринята попытка обосновать возможность развития метаморфогенных процессов в связи с пластическим течением горных пород, в частности, в основании покровно-надвиговнх структур. При этом в качестве главного фактора метаморфизма было предложено рассматривать пластическую деформацию.

Полученные данные, помимо регионального значения, представляют интерес для общей характеристики безофиолитовых шовных зон как целого класса геоструктур.

2. Рассмотрена тектоническая структура гор Нуратау в целом. Установлено, что перемещение покровог в пределах данного региона было не моновергентным, как полагалось ранее, а значительно более сложным. Горизонтальные перемещения развивались на нескольких структурных уровнях во встречном направлении и были связаны с неоднородностью строения и тектонической расслоенностью палеозойских отложений.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Нуратау-Курганакская линеаментная зона//

Сб. докл.Конференции Молодых Учёных."ГИН АН СССР,-1990."С. 15-19.

2. Тектоника Южно-Нуратинской линеаментной зоны (Кызылкум)// Геотектоника.-1991 5.-С,93-106 (соавт.М.Г.Леонов, Р.С.Хан).

Рис.3. Схема палеотектонического развития Нуратинской области и стратиграфические разрезы Зарафшано-Туркестанской СФЗ I - 10 - отложения: I- карбонатно-терригенные флишоидные, Е- карбонатно-терригенные, 3- вулканогенно-карбонатно-крем-нисто-терригенные, 4- глинисто-сланцевые, 5- вулканогенко-терригенные, 6 - 7 - терригенные, 8- карбонатно-рифовые, 9- карбонатные толщи с горизонтами бокситов, Ю- терригенно-флииевые с локальными олистостромовыми образованиями;

II- вулканогенно-осадочные толщи Туркестано-Алайской СФЗ; цифры на схеме: I - Центрально-Кызылкумская подзона, II -Нуратинско-Кызылкумский тип разреза, III - собственно Ну-ратинский тип разреза, 1У - Нуратинско-Чумкартауский тип разреза, У - Чумкартауская подзона.

Кододяжный Сергей Юрьевич Геологический институт РАН Геологическоесстроенпе гор Нуратау (тектоническая структура, метаморфизм, история геологического развития)

Подписано к печати 6.04.1992

НПОакм Заказ № 15 усл. п.л. 1,3. Тир. 100 экз.