Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Неоднородность складчатых систем и механизм их образования

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Неоднородность складчатых систем и механизм их образования"

АКАДШШ НАУК СССР ОРДША ЛЕНИНА ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ имени О.Ю.ШМЩПЧ

На правах руко1Ш>.н УДК 551.243

РОГОЖИН Евгений Александрович

НЕОДНОРОДНОСТЬ СКЛАДЧАТЫХ СИСТШ И МЕХАНИЗМ ИХ ОБРАЗОВАНИЯ

(на примере йшого Тянь-Шаня и Большох1« Кавказа)

Специальность 04.00.04 - геотектл1кка

А в.т ореферат

диссертации на" соискание ученой степени ' . доктора геолого-шшералогических наук

Москва - 1988

работа выполнена в Ордена Ленина Институте физики Зешш МО.Шидта АН СССР.

; >! ;!;1><алыше оппоненты:

член-корр. АН Уз.ССР, доктор геолого-шшералогических

наук | о. м. Борисов"

(Институт сейсмологии АН Уз.ССР)

доктор геолого-минералогических наук Б.В.ГОГГОРЬЯЩ (Институт геологии ны. И. ¡¿.Губкина АН Аз.ССР)

доктор геол ого-шшералопаеских на.ук В.Г.ЛЕОНОВ (Геологический институт АН СССР) доктор геолого-минералогических наук, профессор Ь.Ь.Таль-Вирский организация: Геологический факультет Московского

государственного'университета юл.М.В.Ломоносова.

Защита состоится " 19 " Ап р ед# 1989 г. на заседании Снпниапизированного совета по геофизике Д 002.08.02 Ордена я^чина Института физики Земли им.О.Ю.Шмидта АН СССР по адресу: т?зою Москва Д-242, Б.Грузинская, 10.

С лпоорташей можно ознакомиться в библиотеке И*3 АН ССОР. - Автореферат разослан 15 »ф€брс(ля 1989 Г.

Учр'Шй секретарь Рнеилализировшшого совета кандидат геолого-ыинр.ралогичпскпзс

паук . . М.В.Невский

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. Проблема происхождения геосишии-нальной складчатости на протяжении более чем ста лот являлась основной в геотектонике. Борьба мнений вокруг этой проблемы всегда концентрировалась на решении главного вопроса - какие усилии играют ведущую роль при складкообразовании в толщах геошинли-иальных пород - вертикальные или горизонтальные. За Бремя существования геотектоники как науки то одна, то другая точка зрения оказывалась преобладающей в зависимости от успехов структурной геологии.

В настоящее время интерес к проблеме механизма складкообразования сильно снизился. Это связано с тем, что тлеющиесл довольно многочисленные материалы по строению отдельных складок и складчатых зон недостаточно систематизированы и обобщены, чтобы выявить кардинальные закономерности строения целых складчатых систем. Трактовка структурообразо'вания конкретных складчатых систем, таким образом, проводится тектониста™ по большей части с общих позиций, без учета деталей их строения. Такое недифференцированное отношение к складчатости не позволяет увидеть в ев морфологии особенности, которые могли бы дать более полные сведения о механизме образования. Мааду тем, в процессе геологической съемки и структурно-геологических работ последних лет выясняется существенная неоднородность складчатости по латерали и вертикали (дисгармония), вплоть до затухания ее в направлении от осевых частей к периферии складчатых систем, а также вниз или вверх по разрезу. Поэтому возникла настоятельная необходимость систематизировать и обобщить фактический материал таким образом, чтобы складчатые системы можно было бы представить себе со всей возможной степенью их структурного расчленения. Пока в атом направлении предпринимаются лишь первые попытки (Патала-ха и др., 1980,1981,1985). Крупное обобщение эмпирических данных должно поставить раздел о складчатости в геотектонике в один ряд с другими геологическими дисциплинами, где неоднородность исследуемых объектов уже составляет предмет учений (учение о фациях в литологии, учение о метаморфических фшдоис в петрологии и т.п.).

Для создания крупного обобщения не всегда хватает добротного, материала. Некоторый застой чувствуется и в области клас-

- г -

'¡иЬикации складчатости, выделении ее типов, которые, будучи разработаны в 50-е годы, уже не удовлетворяют требованиям геологи-чрской практики. Так, полная (голоморфная) складчатость до последнего времени фактически не подразделялась на какие-либо более дробные градации.

Детализация неоднородностей структуры складчатых систем дает возможность проследить историю развития крупных складчатых сообществ, а также выявить ряд новых закономерностей, которые могут пролить свет на вероятный механизм формирования складчатости в этих системах. Вопрос встает тогда так: можно ли с позиции действия указанных двух типов усилий объяснить выявленные неоднородности или надо искать какие-то иные причины их происхождения. Таким образом, исследование складчатости на новом уровне обобщения позволило бы вернуть вопросу о механизме складкообразования статус одного из главных вопросов тектоники.

Актуальность проблемы подтверждена включением ее в пятилетний план работ (1986-1990) Ордена Ленина Института физики Земли им.О.Ю.Шмидта АН СССР, тема "Изучить механизм тектонических деформаций и тегоюмассопереноса в коре и верхней мантии" (раздел 02.05.HI9 программы 0.50.01 ГКНТ СССР).

Основная цель работы состояла в возможно более детальном анализе и классификации имеющихся структурных материалов по двум достаточно представительным и хорошо изученным складчатым системам'юга СССР - Юкного Тянь-Шаня и Большого Кавказа, с последующим их обобщением для получения целостной общей картины их строения. В задачу исследования также уходило прослеживание истории формирования выявленных структурных неоднородностей на разных этапах развития складчатых систем.

Для достижения поставленных целей решены следующие конкретные задачи;

——..... 1 чр;

1. Сбор по единой методике неоднородной детальностью структурного материала (кале полевого, так и литературного) по морфологии reoсинклинальной складчатости дня территории Шпого Тянь-Шаня и Большого Кавказа.

2. Разработка методики для комплексной.(количественно-качественной) оценки степени морфологической сложности складчатости .

3. Анализ собранного материала с помощью этой методики.

4. Выделение структурных зон с учетом шарьяжного сгроыиы некоторых из них и районирование изученных районов по тишш складчатых структур.

5. Восстановление на основе имеющихся и вновь составлениик карт фадиЙ и мощностей главных этапов и стадий развития ¡Ожного Тянь-Шаня и Большого Кавказа.

6. Подсчет с помощью методики количественной оценки раиыц вертикальных движений (по Б.Н.Шолпо,1978) значений средней скорости и контрастности движений для всех геологических эпох палеозойского развития Южного Тянь-Шаня.

7. Сопоставление характеристик режима вертикальных движений и времени главнейших фаз складко- и шарытаюбразоьання обь-их изученных складчатых систем.

8. Сопоставление составленных карт районирования Южного Тянь-Шаня и Большого Кавказа по типам складчатости с ¡сарташ новейших движении и картами эпицентров землетрясений для выяснения корреляции древних, новейших и сейсмогенерирующпх структур.

9. Определение возможного механизма складкообразования на основе морфологического п кинематического сопоставления складчатых структур с результатами математического и экспериментального моделирования.

Научная новизна работы.

1. Разработан комплекс методических приемов, позволяющий объективно выявлять морфологические неоднородности голоморфной складчатости и картировать их на площади в пределах целых складчатых систем.

2. Предложена новая морфологическая классификация геосинклинальной складчатости, .дающая'возможность проводить 1шнемати~ ческий анализ и изучение условий образования складчатости на количественной основе.

3. Доказательно обосновано, что морфологическая неоднородность - не- только общее явление складчатых систем, но и основное свойство геосинклинальной складчатости. Причем неоднородность эта закономерна. То есть, в работе описано новое свойство такого широко распространенного, природного явления, как складчатость.

4. Выявленное закономерно-неоднородное сгроинле складчатых систем позволяет по новому взглянуть я на проблему ок.ъадксобра-

-ч-,|ця п целом. Для объяснения установленной. автором широко-■. ■.тгабной латеральной и вертикальной дисгармонии складчатости • полхол/пцт механизмом является термофлюидная адвекция

- г-.'родах геосшпшшального чехла.

5. Сформулирован новый подход к изучению природы и влия-пиоишого сжатия на процесс складкообразования. Как показали и '-нгадоннно исследования, с использованием детального струкгур-1 ■ ■ го материала, горизонтальное сокращение толщ пород является ."гшизмом локального проявления, формирующим складчатость в ,ч1гх зонах, прилегавши к крупнейшим разломам Езбросо-надвнго-

тина.

0. Выявлена временная корреляция между определенными ста-ггчми вертикальных движений изученных геосинклинальных систем :; 1-щами шарьяже- и складкообразования.

7. Для рассмотренных складчатых систем лросланено унаследованное развитие новейших, орогешшх блоков от складчатых структур, а тех, в свою очередь, от зон геосинклинаяышго этапа развития .

Разработанное в результате проведенных исследований новое научное направление базируется не на традиционных описатель-них, чисто качественных характеристиках отдельных складок или абстрактной складчатости, а на применении объективных комплексных (качественно-количественных) оценок структуры для целых складчатых систем. Это позволяет достигнуть новой, более высокой, чем ранее степени обобщения детального структурного мате-риача. Выявляются иерархия структур разных размеров и морфологические особенности деформаций на каздом иерархическом уровне. Сообщества складок предстают в виде строгой системы соподчиненных объектов, при этом формальный термин "складчатая систе/.'л" наполняется конкретным содержанием в соответствии с принципами системного анализа.

Изученные складчатые системы выступают как могантиклинории; при более детальном анализе они распадаются на ряд по разному устровнних алткклшюриев и синклинориев. В антиклинориях и син-шшнорлях, в свою очередь, выделяются структуры более мелкого размера - складки четырех порядков с более или менее устойчивыми характерными размерами. Наконец, мелкие формы складчатости, будина-:, клпнак и т.д. отра-енэт самый дохальный из макроскопических уровчеЯ д(«1юрмзгеш.

Системный подход к анализу особенностей морфологии складчатости позволяет выявить и иерархию йеоднородностей, харшсгер-ных для того или иного уровня исследования. Знание этих йеоднородностей строения и развития складчатых систем способствует достижению нового уровня познания крупных тектонических объектив и причин их происхождения.

Кроме того работа является крупным обобщением тлеющихыс и вновь собранных структурных фактических данных по днуи представительным объектам - ярко выраженным складчатым систолам ¡арного Тянь-Шаня и Большого Кавказа.

Драктическое значение работы. Разработанная методика типизации складчатых структур может быть применена для целей структурного районирования территории складчатых зон при крупномасштабном геологическом картировании сложнодислоцироьанных толщ.

Выявленная унаследованносгь блоков с разным знаком новейших движений от крупных зон неоднородности складчатости позволяет выделять и трассировать по изменению характера складчатых дислокаций активные продольные и поперечные структуры для целен сейсмотектонического районирования.

Собранные структурные материалы и установленные закономерности неоднородного строения складчатых систем Вшого Тянь-Шаня и Большого Кавказа могут быть использованы для геологической интерпретации материалов геофизических работ, проводимых на их территории и в соседних районах.

Внедрение результатов работы. Составленные автором структурно-геологические разрезы Алайского хребта включены ь производственные отчеты геолого-съемочных партий Ккно-КаргиэскоЙ геологической экспедиции ПО "Киргизгеологшт", а структурно-геологический разрез по р.Кодори на южном склоне Б.Кавказа использован в производственном отчете Геофизической партии но региональным работам ПО "Грузгеология" для интерпретации данных по составленному профилю МОВЗ.

Материалы по складчатому строению ¡Шшого Тянь-Шаня и Большого Кавказа послужили основой для изображения этих районов на Карте региональных тектонических структур складчатых областей СССР (Основе для Карты редкомоталыюй металлогении СССР) м-ба 1:2500000, издание И.1ГРЭ, 1980; и Карте тектонических структур складчатых областей Азиатской части СССР (Основа для кирш рэд-

- о -

■'"мотальной металлогении СССР) м-ба 1:7500000. Издание ШГРЭ, ГУМ.

Результаты сейсмотектонических исследований использованы автором при составлении карты разломов и блоков Кавказа, послужившей основой для карт оперативного слежения за режимом сейсмичности при работе по среднесрочному прогнозу землетрясений в составе можотдельской группы ОСАС №3 АН СССР (в содружестве с Кавказским региональным центром прогноза землетрясений).

Публикации по томе диссертации. Основные результаты проведенного исследования опубликованы в монографии (Рогожин,1977), п трох сборниках и монографиях в соавторстве, а также более, чем в 30 статьях, содержащихся в журналах "Бюллетень Московского общества испытателей природы", "Доклады АН СССР", "Геотектоника", "Физика Земли", "Советская геология",в сборниках серии "Вопроси инженерной сейсмологии" и других изданиях.

Дпробацкя работы. Результаты диссертационного исследования и его части докладывались на раде Всесоюзных и Международных совещаний, важнейшими из которых являются следующие: совещание, поспященное ЗО-летию Ашхабадского землетрясения (1978, Ашхабад), совещание "Соотношение геологических процессов в палеозойских складчатых сооружениях Средней Азии" (1978г., Фрунзе), Международный симпозиум по изучению сейсмичности и сейсмической опасности (1981, г.Либлкде ЧССР), XIX Генеральная Ассамблея Европейской сейсмологической комиссии (1984, Москва), Всесоюзное совещание "Опыт изучения Газлийских землетрясений и проблема прогнозирования землетрясений" (1985, Ташкент), ХХШ Генеральная Ассамблея Международной ассоциации сейсмологии и физики земных недр ( lííi'bi ) (1985г., Токио); Ш Всесоюзный семинар-школа "Геодинамика Кавказа" (1986, оз.Севан), У1 Краевая конференция по геологии и полезшш ископаемым Северного Кавказа (1985г.,Ессентуки), XX Всесоюзное тектоническое совещание (1987, Москва), Всесоюзная конференция "Современная геодинамика литосферы континентов" (1985, Иркутск), II Всесоюзный симпозиум "Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии" (1987, Ялта). Автор принимал участие в работе ряда других совсшчний и симпозиумов, делал доклады на заседаниях московского общества жяштателс» природы (1973,1976гг.), заседании Учгпсго Соястя И«13 ЛК СССР, читал лекикя лет молодых ученых

(школа-семинар, 1987, Суздаль). В ответ на письменные и устни« запросы публикации автора (Рогожин, 1976,1977.; Рогожин,якошнл>, 1983; Белоусов,Рэгожин,1982) переданы зарубежным учении Р.Иран-су (Калгари,Канада), р.Трюмпи (Цюрих,Швейцария), Б.Сикошеку, М.Моичевичу (Белград,Сараево, Югославия), М.Мограоуи; О.Кирецу (Алжир), С.Кумару (Дерадун,Индия), К.Кхатри (Рурки, Индия). Ссылки на работы автора содержатся в вышедшей в Югославии монографии ( o.Ciéió Uporodna ar,alizn ubranonti Di nari <iu i vili-kog Kavicaza // üaraevo.-l9вЬ. — 190 а.)

Фактический материал. В основу работы положены следующие данные.

1. Личные многолетние полевые исследования, начинал с rJt.'í-; . в пределах Шного Т/П1Ь—Шаля, Большого Кавказа, систыаатиъирои'.н•> ные в виде большого количества детальных структурно-геологических разрезов и карт.

2. Опубликованные материалы, (разрезы), отражающие строои» iíkHoro Тянь-Шаня и Большого Кавказа (Сорский,1962; ШолпоД974, 1978; Виноградов ,1957, Шадчинев,1970 и др.).

3. Карты фаций и мощностей палеозойских отлояешш toioro Тянь-Шаня, построенные автором на основании анализа большого кол!гчества данных по стратиграфии как опубликованных, так и фондовых.

4. Опубликованные результаты математического (Гончаров, 1979) и "экспериментального моделирования (Гончаров, Гор ело i), I 'c;7¡ i ; Ларин,1975; Вюргобианл, 1985; Вшлберг, 1986; Латалаха и др., 1974; Гутерман, 1987 и др.).

5. Материалы по неотектонике и сейсмичности для отдалъшц зон из опубликованных работ (Ранцыан, 198?; Дгаиалов и др., 1987; Новый каталог сильных землетрясений, 1977; Юту* и др.. Иогансон, 1985), а также из совместных исследований с Л.Б.(Лавиной и Т.ЯЛДаглодовым (Гасанов, Рогожин и др., 1987; Рогозин, Рейенер, Мамвдов, 1988).

6. Сравнительный литературный материал по другим складчатым системам, проанализированный автором.

.феной/ме положения, выносите на защиту.

I. Разработана методика количественной оценки ;;i'eii<¡H,i морфологической сложности геосанклиналыюй складчатоегл, примененная для решения проблемы типизации очтииптиЛ структуры Ккного Тянь-Шаня и Большого'Кавказа, в евчзл с ,^-v.j.;,;

- а -

г''«полиса.

2. Выявлена значительная морфологическая неоднородность и;|.';ной складчатости, выражающаяся в том, что:

а) наиболее интенсивная ее разновидность наблюдается в яд-;-чх крупных антиклинориев, располагающихся в осевых частях склад-ччтых областей. В периферийных частях интенсивность складчатое-■г.: ослабевает в антиклнориях и еще сильнее в сишишнориях; гч'.рост и по простиранию структурных зон полная складчатость те-

1 -чет свою однородность и приближается по морфологии к промежуточному типу, а часто и замещается складчатостью этого типа;

б) встречаются зоны интенсивной складчатости небольшие по

: чя.мнрш,!, изолированные друг от друга, овальные в плане и обрам-аыгщесл полями с менее сложной структурой;

в) складчатые структуры разных порядков образуют в плане •^»елонировашше система, причем ориентировка осей крупных и мелких структур обычно не совпадает.

3. На основе анализа карт фаций и мощностей, палинспастичес-ких реконструкций и количественной оценки режима вертикальных движений установлено, что

а) зоны разной интенсивности складчатости прошли различную историю геологического развития: сложно построенные крупные ан-тнклинории сформировались на месте ранних инверсионных центральных поднятий; зоны более просто устроенных крупных сяиклинориев и периферийных антшслинориев - на месте краевых прогибов;

б) важнейшие фазы структурообразования коррелируют с определенным режимом вертикальных движений геосинклиналей: ранние фазы складчатости происходили на фоне их общего поднятия при малой контрастности движений; шарьяжеобразование было связано

с общим контрастным опусканием, "главная" складчатость сопровождала общее поднятие геосишслиналышх систем (орогенез) при очень большой контрастности движений.

4. Корреляция складкообразования и хода вертшсальных движений позволяет рассматривать складчатость в едином ряду с другими проявлениям геосшпштального режима такими как осадко-накогсление, метаморфизм, магматизм, частная и общая инверсия.

5. Количественное сопоставление структуры разных типов экспериментальных моделей и пзученнчх складчатых зон показало значительное сходство последних с моделями складчатости, возникшей в процессе торлофтскдной адвекции.

6. Выявленные закономерности неоднородного строения и вития рассмотренных складчатых систем могут быть объяснены с точки зрения несколько усложненной и модернизированной вдвекгиь-ной гипотезы складкообразования. Полная геосинклинальная складчатость является продуктом совместного действия нескольких механизмов. Главным из них, формирующим лицо складчатой структуры, является термофлюидная адвекция в гравитационно неустойчивых массах пород. Внешнее горизонтальное сжатие прояшшотся локалз, но и играет в процессе складкообразования сшхронизирукнцую н провоцирующую роль.

7. Положение новейших блоков, контролирующих сейсмичность, унаследовано от складчатых структур, а тех, в сбою очередь, -от зон геосинклинального этапа развития.

Построение и объем работы. Диссертация состоит из 9 глав, введения и заключения, имеет объем ЗСЗ страниц, сопровождается 79 иллюстрациями, 4 таблицам!! и списком литературы, содержащим 2.93 названий.

На всех этапах работы автор пользовался постоянными советами и консультациями научного руководителя до этой тьме В.В.Гелоусова. В процессе исследований и подготовки работы автором учтены ценные советы и замечания Б.А.Борисова, А.В.Горя-' чева, Ю.П.Видяшша, К.Л.Волочковича,■Н.Б.Лебедевои, М.Г.Леонова, В.И.Лыкова, В.Н.Ненахова, Д.П.Резвого, II.Д-Резвого, Г.И.Рьй-снера, А.С.Перфильева, Г.С.Поршнякова, В.П.Чернышука, Ф.Л.Яковлева.

Большой труд по чтению всей рукописи взяли на своя b.ü.Белоусов, М.А.Гончаров, В.Н.Шолпо, а также отдельных ее частей К.Б.Сеславинский, М.Л.Сомин, чьи замечания и добро.^ечательнан. критика учтены автором при подготовке окончателшого варианта работы. В подготовке ^рукописи неоценимую помощь оказали К.II.Исакова, Е.П.Белякова, В.А.Николаичева и И.Н.Макарова.

Автор многим обязан коллективу лаборатории геодинамики 1®3 АН-СССР, руководимой член-корр. АН СССР В.В.Велоусоыш. Автор выражает глубокую признательность всем товарицш-л, способствовавшим.выполнению этой работы.

Глава I. История изучения 'складчатости.

В главе коротко излагается история изучения складчатых структур с первой половины XIX века. Разбирается роль, которую

•гпоцнли с.киацчатости сторонники геотектонических гипотез подш-•чя, контраю тонной, дрейфа континентов, гравитационной, текто-чики шгат, дианиризма и т.н. Описали те успехи структурной георгин, которые способствовали отмиранию одних и рождению других 'ипотоз. Особое шиманио уделено эволюции представлений о возрас-ге фаз складкообразования (работы Г.Штилле, Д.В.Наливкина, Н.С.Шатского).

Ладным достижение;»! структурной геологии в 50-е годы XX в. стало создание морфологических, а затем и кинематических клас-глгф5пс,'ии1Й складчатости (работы В.В.Белоусова, В.Б.Бронгулеева, Т'.Д.Акгирся, Е.Ш.Хиллса и др.). Деление складчатости на преры-нистуи (вдиоморфную), промежуточную (сундучную и гребневидную) и полную (голоморфную) широко применяется и до настоящего времени. На основе морфологических классификаций было проведено структурное районирование многих складчатых систем: Кавказа (В.В.Белоусов, А.А.Сорский, И.В.Кириллова, В.Н.Шолно), Каратау (М.В.Гзо-вский), Копетдага (И.Л.Резанов), давшее пзрвые, пока чисто качественные описания неоднородности складчатости.

Следующим существенным шагом в деле изучения морфологической неоднородности складчатости является разработка Е.И.Патала-хой с коллегами в 70-х годах методики тектонофациального анализа, в определенной мере позволяющей выявлять и картировать структурную неоднородность складчатых систем. К сожалению, все многообразие морфологических разновидностей складчатости при этом сводится г. одной чисто количественной характеристике - "степени деформцрованностн" сминающкся пород. Качественные особенности дислокаций методикой не учитываются, разная степень деформировал-ности рассматривается создателями этой методики как ряд последовательных ступеней приразлоыного дислокационного процесса, то есть типизация структур проводится не по морфологическому, а сразу по генетическому принципу.

Таким образом, морфологическая неоднородность геоспнкли-напьной складчатости проявляется как в качественной (Белоусов, 1985; Сорокин,1964; Щолпо,1954,1978), так и.в количественной (Еихерт,1972; Паталаха, 1975,1981.) формах. Какая-либо одна из этих сторон ранее бралась за основу при анализе складчатых дислокаций, а другая при этом упускалась из внимания, что являлось существенным недостатком методик анализа. Автором диссертации была поставлена задача создать методику, позволто,ггую нщвллтъ

и картировать более дробные, чем это делалось ранее, ра.шошд■• поста геосшшишаяьной складчатости И, в то .но время, спосос:^.-учитывать обе стороны деформации.

Глава П. Методические основы изучения щршпни'щ н> -однородностей складчатых деформаций. принципы раСнишров.яиы. .(о типу складчатости.

В главу включен рад разделов. В первом разделе сшюлна ¡.ч. тодика полевых работ, составления струнтурио-геолиглчисти ;>.м резов и карт. №1 получения объективной информации о форме складчатых и разрывных структур были ироьцдеип акдздшлш» полевыо работы. Бсо собранные фактнчьешю данные с сг.лашсах, р ^ рывах, кливаже, будашажв, малых складчатых Форг.ш ¡]р>а/л в цо-.в сводились на структурно-геологические разреза ши! книги иияит:« х* I : 10 ООО или I : 25 ООО. Разрезы задавшись укроет лроетиранлч складчатых зон приблизительно на равных расстояниях ,ц[ /!■ от друга. Таким образом, изученные районы более или испив (>йыюи>%чю обеспечены специальны.,щ структурными наблюдениями.

1}о втором разделе описала предложены, ш авторл,. ди^сщп'ошы совместно с Ф.Л.Яковлевы« комялоксная методика качоотьсило-коли чественной опенки степени морфологический олокН'л; ш м -

тости (¡л.с.) (Рохоацщ»Яко&яов, 1988). Цйтоди;« П|мД|1:п..ччыа для анализа серии детальных «угруктурю-гвологлчооаих рччрл<оо. пересекающих складчатых области »крест их нрои'арчпа !. «»ерчгм» ее сущность сводится к разделению каждого разреча ,ьч оы^-.лг^ -ные участки (протяженности) 500-1500 и) со ср:шип'| и.н-< ./д;н| л ной морфологией мелких складок. Па каждом участка ^.гкездиг и/ еяедущио се/ль признаков: I) угол мезду кршилыг л;лч:;л:; 2) стопень подобия цормы опта- и сииклшшлеи; 3] «ц ушо щего кливажа; 4) соотношение ширшш замков и ирс. .л..: --к 1,.доч; 5) угол ггадешш осеьих поверхностей склздок; «и лди оями ,;./-лкчестш более крупных и более л.едких складок; .'< зеркала мелкой скяадеш'исш. Кгсздому участку а ' ¡-..л «.¡у приль ку присваивалась определенная гахииествеяиач (¿»».ч^^.ччгтл > оценка.

Признака уаяд,<л:мш на более значимм ¿лц «не \ци • я т->нзй значимые (осталыши). Кавдому признаку окислим.! и,--. ирип ш "вое" его » «>:оикв. максимальная вол.ллгл ...¡.¿,-г-: '.-км

зыачшмх иризнакои - 0,'/., а шшшалыт - и; 4-м !,„ мых 'соответственно - 0,1 л 0, дач признаков ;> ,1 - .:. л ..-л1 лчн

■ ,0Г). Величина оценки характеризует степень соответствия мелких складок на каддом из участков голоморфному типу складчатости как но каждому признаку в отдельности, так и по их совокупности; в последнем случае суммарная оценка получается путем простого сложения отдельных оценок. Для голоморфного типа суммарная оценка составляет 1,0 (суммирование по трем более значимым и четырем менее значимым признакам). Для промежуточного типа складчатости минимальная оценка составляет 0,1 (суммирование по 5-му и 7-му ненулевым признакам). Таким образом, голоморфный и промежуточный г'ШШ складчатости, характерные соответственно для центральных и периферических зон складчатых систем, принимаются за две крайние «'т^пени постепенного ряда морфологических разновидностей.

В работе автор проводил анализ формы в основном мелких складок тех, которые можно непосредственно наблюдать в полевых маршрутах. В целом же для изученных складчатых систем уверенно может быть выделено четыре порядка складок по размеру. К первому порядку относятся складки с шириной и высотой в первые десятки и ■ протяженностью в первые сотни километров, ширина и высота складок второго порядка - первые километры, протяженность - первые десяти: километров. Для третьего порядка эти величины составляют соответственно - первые сотни метров и первые километры. Складки четвертого порядка наблюдаются непосредственно в обнажениях, их размеры измеряются метрами и десятками метров (до первой сотни метров).

Возвращаясь к количественной и качественной формам проявления неоднородности геосинклинальной складчатости, укааем, что количественную форму в первую очередь отражает 1-й из семи структурных признаков, по сути аналогичный так называемому коэффициенту избыточной длины и представляющему собой отношение длины слоя на разрезе к длине его горизонтальной проекции (Вихерт, 1972). Качественную ие форму морфологической неоднородности в первую очередь отражают 2-й и 4-й структурные признаки.

Оценка м.с. на всех выделенных в пределах каждого геологического разреза участках позволяет проследить и представить в количественном виде неоднородность форьы мелких складок на площади путем интерполяции полученных величин по всем имеющимся геологическим разрезам. Полученные оценки м.с., ее градации мгн-но сопоставить с ранее применявшимися качественными оценка;.«! интенсивности складчатости (ПЬлпо, 1964), боле? приэнчгл<к доя

широкого круга геологов. Наиболее высокие значешм м.с. (и.Уо-1,0) соответствуют зоне наиболее тесно сжатых изоклинальных килевидных складок, средние значения гл.с. (0,6-0,7) - зон« менее интенсивной острозамковой складчатости, сравнительно ¡и-.:«»)« значения м.с. (0,3-0,55) соотносятся с зоной дугообразных, округлых складок, а совсем низкие оценки (0,1-0,25) характерны .-„.> промежуточной складчатости.

В третьем разделе главы обсуждается влияние литологичеокм-состава дислоцированных толщ на степень сложности складчатое!л. Рассмотрение примеров разной степени дислоцировашюсти одних п тех же классов пород па разных,часто располагающихся по сосе,Ю1--ву участках складчатых зон, позволяет утверждать, что не лито -логический состав определяет стиль складчатости. Для сходных мезду собой по характеру переслаивания и составу слагающих т..) од глшшсто-сланцевых, и флишоидных песчано-сланцешх п глинисто-карбонатных формаций проведен специальный статистический распределения участков разрезов с разной оценкой ¡л.с-, с учетов литологических особенностей пород каждой форматы дли Зьрашано Туркестанского (Южный Тянь-Шань) и Тфанского (Большой Каша») антшслинориев. Представленная в виде графиков зашсниос«), ¡ю.чп-зывает, что литологияеские особенности разрезов глинисто-сланцевых, флишевых и флишовдвйх формаций не окхшбгът рода^его влияния на особенности морфологии складчатости. Позтому при интерпретации результатов исследований по виявлошзо таких ииоц-нородностей автор старался проводить сопоставление стили дислокаций в рамках близких по диалогическому составу разрезов пород (например только для глинисто-сланцевых ^шск-идних или только для карбонатных). В этом случае особенности моррологии складчатости можно, по-видимому, относить на счет деисты неоднородных' тектошпесних напряжений.

Глава Ш. Морфологические особенности полной складчатости Нужного Тянь-Шаня.

Герцинская ортогеосинклиналъная система «¿/лого Тянь-Шаня -•хорошо изученный район. Основные черты строения и разуты установлены 'в результате работ Д.И.Мушкетита, Д.Ь.На.ишкини, В.Н.Вебера, А.П.Марковского, В.А.Николнева, г.Ыгилжо, ь.К.Попова, А.В.Пейве,-В.М.Сшшщша, Н.М.Синицына, Д. и.резвого, р.ол^р-шнякова, М.М.Кухтикова, А.Е.Доажикова, И.Д.Шшоггдд-ми, чинншеова, Е.И.Зубцова, В.Н.Огнева, Ь.Г.Гарьчоьга-й Д[.. гоиь-

(•••.,,.1.г.>щх проблем тектоники региона в последние года сш-■ г.'.г'-'.ч-сл!' РЛ.Абдуллаева, Б.Л.Аристова, М.А.Ахмедааиова, '. ''¡ч.'она, 0.;,!.Борисова, В.С.Буртмана, Л.К.Бухарина, К.Л.Волоч-

'¡•', ¡}.а.Ю:селова, В.Г.Королева, М.Г.Леонова, Ю.Г.Леонова, ] :пгнр'гюта, А.С.Перфильева, Р.Е.Ринненберг, И.Х.Хамрабаева, ¡чль-Нирского, И.Н.Черепкова, Б.В.Ясковича и многих других.

Тлнь-Кань является эталонным районом, где сформули-« ••!•; огмоннно положения учений о глубинных разломах, о фондах , лашшх осадочных и магматических пород. На ого примере раз! пг.н представления о геологии и механике сдвиговых и иарьяя-

• структур. Территория детально расчленена на структурно- ;.'чншю и структурно-фогшциошше зоны. Выявлены главше

.•■.. \"-птие> сооружения: антиклинории и скиклииоршь Однако сис-, •л->г!:чсок.)го исследования палеозойской складчатости здесь ра. ¡ачтпчески не было.

Ангоро;.; с разной степенью детальности проведено егрукгурно-., •>р.лдщ;онкое изучение четырех районов. Все они имеют какие-либо мрякторше особенности складчатой структуры.

Складчатая зона АлаЯского хребта, описанная в первом разде-

• о х'дарц, характеризуется очень сдояным стилем геосииклкнальной

/ной складчатости с развитием грандиозных анхиклинориев и •.-'(•глинорпев па :оне широкого распространения доскладчатых иарья-западно!» части Туркестанского хребта главной особеннос-нвлчегс-ч раз питие слотлейцих форм голоморфной складчатости, -.орялувщсй гтске как и в Алае, крупные сооружена - антиклинории

снчклпнорин ггрл ограниченном распространении тектонических пм-.ровоэ. идебагсатияекпЯ раПон, ичл^тяз, демонстрирует пример в»рьнкиой сгрук'.гурн со значительна,<л амплитудами горизонтального теремецечил гол:;;, оатозкешюй сравнительно пологими и простыми ск.чплчатш«к иарушешшки. И, наконец, Зеравшапо-Гиссарская зона явчяееся образцом склагиато-че'х'уйчатой структуры, в которой многочисленные и протяженнее чешуйчатые надвиги не связываются в г-дннув систему шарьяшшх пластин (Леонов, 1987}.

Доильное- -.изучение ряда районов '¿»того Тяиь-Шаия позволяет составить о1_;ое кррдотавлешге о строении его центрального сегмента (рис. 1). Главнгми структуркшл! элементами лвлявтея текгони-чеокие п&крегн. кр;складчатые соорумеши (антиклинории и сляюшоряя), С!о?о;.а р^пки^ль г.:х. разломов и ло-

Ш'.-ъга:'- разрух-

Образование герцинских тектонических покровов "глашов" складкообразование. ШарышШа пластины наиод*/.;.* .>- ■. ..-новенгаюс стратиграфических толщ сминаются в складки .1 у ¡п.;/.;," ■ в строении сишшшориов и в меньшей степени антиклииорш;;* (Ц^». •• ти,1976; Волочкович и др., 1979). С движением твктошло.;л.:л «<г ровов связано образование ранних складок "волочения", зсге^ч.<-шх в аялохтонных пластинах. Они наиболее хорошо раъиптв и многочисленны в их фронтальных, лобовых частях. В шоы.»: ч^.л-лл шарьяасей «сладки этого типа редки. Здесь часто фикслрушол .»«.»а:» субгоризонтального растяжения слоев. Внутренняя складчаг-и цтц !< -тура аллохтона показана на примере детально изученного ангоре;,. Тегермачского останца. Описанный характер складчатых ннруи.ешн; покровных пластин свидотйльствует в пользу некомпресспонного, гравитационного механизма перемещения последних. Тектонические покровы сложены породами эвгоосищишналъиого и лоитороуспшиш-нального формадионных рядов пород среднего палеозоя. Они папо^ лее широко развиты в северных, окраинных зонах ОДюго ;

Карачатырской, Туркестано-Алайской и Баубашатинскоп, на гран.пк-с Фергано-Кызылкумскшл сродшншм массивом и почти иолиосгьи отсутствуют в осевых зонах системы - ЗеравшаноАТуркосташ:куй, Зеравшано-Гиссарской. Интересно, что шарьяки одинаково горошо представлены как в случае ¡штенсивного развития более ночдаей складчатости (Алайский хребет), так и в случае сравнительно скрош{ых ее проявлений (Баубашата), что свидетельствует о лоза-висимом характере процессов образования шарышей л скл-^'чатости, сформировавшей крупнейшие сооружения этой систем, шад- региональными разломами и крупными складчатш.ш сооружениями шшротнв связь имеется: разломы разделяют многие антиклинориы и сникли-норш, ряд сшшшнорнев образовался вдоль зон крупных разломи*,

Мелкая складчатость разной морфологии в пределах крупных складчатых сооружений и складчатой системы в цш:сп размещается крайне неравномерно. Анализ этой морфологической нершноывр-ности проводится раздельно для антиклипориев и с-лтсяиио]>л01з, чтобы иметь возможность сравнивать складчатые щюл'жащт в ла-тологичесш! сходных породах.

На территории йююго Тянь-Шаня рассмотрена структура с&м антиклипориев,, имеющих субширотное простирание и прогчлеиноогь в первые сотни километров при ширине порядка 15-ЯО пл. С севирл на юр это - Каузанский , Кичикалайскип, - ддч

□ ' ЕЗь

ШИ? ЕЕЗ* ЕЕЬ

ЕЗ" (3]*

Пю.1. Карта морфологических типов складчатости центрального

сегмента Шного Тянь-Шаля. I - мезозойские и кайнозойские отложения; 2-5 - зоны морфологических разновидностей складчатости: 2 - сжатых, изоклинальных и кплевидних складок ( м.с. = 0,8-1,0), 3'- менее сжатых линейных складок ( м.с.=0,6-0,75), 4 - дугообразных и гребневидных складок (м.с.= 0,25-0,55), 5 - коробчатых, корнтовидных складок и флексур (м.с.= 0,1-0,2); 6 - зоны шарьяжного строения; 7-9 - массивы интрузивных пород: 7 - ультрабизитов, 8 -ггалитоидов, 9 - щелочных образований; 10 - границы крупных складчатых структур (антшслинориев и сишшшориев); II - то же, совпадающие с региональными разломами взбросо-надвиговой морфологии; 12 - границы зон морфологических разновидностей складчатости; 13 - то же, совпадающие с крупными разломами; 14 -линии использованных структурно-геологических разрезов; 15 -метаморфические зелеяосланцевие толшп; 16 - метаморфические толли (кристаллические сланцы, гнейсы, зеленые сланцы) Туркестанской зоны метаморфизма. Антиюшнории: I - Каузанский, П -Кичикалайскпй, Ш - Ходкаачканский, 1У - Зеравшано-Туркестан-ский, 1Уа - туркестанская зона метаморфизма, У - Мальгузарский, 71 - Зеравпанского хребта, УП - Гиосарекий. Оишшшории: УШ -Аравапскин, IX - Учкургзнсклй, X - Охнинско-Талдыкский, XI -Зааыянский, XII ~ Сурдатаиский. ИЗ - &ярэут-Туркестаиский

(Курганакский), Х1У - Клтут-Урметанск::й, ГУ - ФанскоЧЛарпгбс-

ЕЭ" ГЭ'ь

кий, ХУ1 - Зидцинско-Каракульский, ХУИ - К&но-Гисонрекня структурно-формационная зона.

Ллайской части складчатой системы - и Мальгузарский, Зираыи-кю-Туркестанский, Зеравшанского хребта и Гидсарский для более западной Туркестано-Гиссарской ее части. Антиклинорпи сложены в основном автохтонными карбонатными или тбрригеншь.ш отломенин ■ ми млогеосишшшаиыюго типа среднепалеозойского возраста и часто подставляют друг друга кулисообразно. Так, Кичнкякапский антиклинорий к юго-западу подставляется Ходжаачканскш,!, п тс-т, в свою очередь - Зеравшано-Туркестанским.

В направлении вкрест простирания складчатой еисты.и! Ккного Тянь-Шаня морфология складчатости изменяется.

Крупные складки (I порядка), образующие ядра к крылья тиклинориев осевой части складчатой системы (Зврэмшо-^чсес-танского, Ходааачканского, Зеравшанского хребта), осложнены многочисленными линейными узко сжатыми, часто изоклинальными более мелкими складками (Ц-1У порядков), которые {¡апмцу с локалъния! разрив?ми образуют в сечении каждого антиклинорня веер, открытий кверху. Встречаются таете чашеобряанне брахи~к морфяые складки л чешуйчато-складчатые структуры.

Крупные и осложняющие Их более мелкие складки а.г.иклпчори-ев краевых' частей складчатой систеун (Каузанского, ¡\:м.и:ол«п~ ского, ;,1аяьгузарского, Гиссарского) имемт, по сзо ;•,:ол ¡,чсг:1,

•>круглую или гребневидную форму, реже встречаются острозамковые ияслокапли. Характерна моновергентная ориентировка структурных ■1 •!"ментов в направлении к окраинам складчатой системы или отсут-

"тг.не вергентности. Широко развиты чешуйчато-надвиговые структура-

Подсчет коэффициента избыточной длины слоев для каждого из описанных антшслинориев показывает, что наибольшей величины эта характеристика достигает в осевом Зоравшано-Туркестанском анти-гслпнорни ( 1,89) и постепенно убывает в более окраинных антикли-норнлх складчатой системы (до 1,28-1,31). Как было показано выше, в птоы же направлешш убывает и интенсивность, напряженность складчатости. Типично голоморфная складчатость, характерная для осевых частей системы, на периферии заменяется все более простыми формами.

Но мере удаления от центральных широких частей антиклино-риев и приближения к периклиналям наблюдается упрощение и нарастание неоднородности складчатой структуры. Так, крупные и мелкие осложняющие складки в Кичикалайском и Ходааачканском антшишно-риях в этом направлешш приобретают коробчатую или гребневидную форму. Для Зеравшано-Туркестанского антшшшория выяснилось, что единое поле складчатости с высокими оценками м.с. (0,85-1,0), характерное для восточной его части, к западу распадается на отдельные сравнительно узкие полосы, разделенные, а с юга и об- , рамлешше линейно протягивающимися участками средних значений (м.с. = 0,55-0,8). Эти линейные полосы разной по степени сложности мелкой складчатости в общем совпадают с более крупными антиклиналями и синклиналями соответственно. Обращает на себя внимание кулисообразный характер их размещения.

На территории Южного Тянь-Шаня различаются синюишорпи двух типов. Первый морфологический тип характеризуется значительной шириной (15-20 т.о. В сечении эти структуры представляют собой огромные открытые дугообразные синклинали. Сложены они в основном сравнительно древними толщами (0,5,В,Сг) догеосянкли-нального л геосинкливального комплексов пород. Молассовые образования в их пределах распространены'меньше. Мелкие осложняющие складки и разрывк образуют дивергентную веерообразную структуру - веер, открчтий кверху. Таковы Охниксг.о-Талдыкский, Зааминский, 5аискоЧЛаргиЗский синклпиории. Второй морилогяческий тип -сравнительно узкие (3-5 ил) структуры, сопровождающие зоны круп-

нейших глубинных разломов. В юс строении участвуют в основном молодые породы ^.Сд.Р) флише-моласс'ового и молассового состава, а также мезозойско-кайнозойские карбонатные и обломочные образования. Мелкие складю! и разрывы образуют в разрезе сшшсргы -тную структуру - веер, открытый книзу. Таковы Учкургансюш, Сур-меташский, Дараут-Туркестанский (Цурганакский), Кштут-Урмотанс-кий и Зиддинско-Каракульский синклинории.

Анализ морфологической неоднородности складчатости в сшк-линориях показывает, что наиболее интенсивная складчатость в пределах этих структур отмечается в особой части складчатой системы. К краям ее в синклинориях начинают преобладать более простые крупные складчатые формы, упрощается или пропадает осложняющая их мелкая складчатость. В этом же направлении уменьшаются средние значения коэффициента избыточной длины слоев (от I,8? до 1,42). Вкрест простирания отдельных сишслинориев складчатосп также несколько изменяется: в ядре обычно наблюдается сравнительно более простая складчатость, чем на крыльях. Усложнение мелкой складчатости происходит также и по простиранию сишслинориев - в направлении центриклиналышх замыканий или в направлении воздимания шарниров. Отдельные крупные складки, например синклинали I порядка, образующие ядра синклинориов, р-юполагалл'-ся кулнеообразно друг относительно друга. В целом отис-чаитсн парагенетическая связь сшишшориьв дивергентного -пшд и расположенных в их пределах осталцов тектонических покровов и чешуи-чато-надвиговых структур, а узких "синвергентных" синклинориев с глубинными разломами.

От центра к краям складчатой системы Южного Тшь-иЫш, таким образом, удается проследить упрощение и потиры однородности геосинклинальной складчатости как вкрест цростирньия тек тонических зон, так и по простиранию отдельных алушшшорнев и оишшшориев. Отмечается симметричный и закономершгй характер размещения антиклинориев и синклшгориев обоих типов в пределах складчатой системы, которую в целом можно назвать олоию построенным мегангшшшориом.

Глава-1У. История формирования складчатой отру игу^_ Южного Тянь-Шаня.

Исторический ашиыз базировался на изучонал икн-.гпыю ООСТаВДеШШК карт фаНдЛ и шдноитой для огдел>/г> сдич.'и

палеозоя. При составлении карт исиальэоьтш вю ¡¡■'•п,;.Ц{>.<, ли?«-

рятурние и фондовые данные по стратиграфии центрального сегмента Kiwioro Тянь-Шаня. Учитывая шарьяяное строение- некоторых зон складчатой системы, были проведены необходимые палинспастические реконструкции. Идя получения объективных данных о вертикальных движениях в палеозое кроме качественного анализа карт фаций и мощностей была проведена также количественная оценка режима вертикальных движений по методике В.Н.Шолпо (1978). Для этого на базе карт мощностей отложений были составлены карты скоростей вертикальных движений, проведены необходимые измерения и расчеты и получены цифры сродней скорости (интенсивности) прогибания (V) и коэффициента контрастности (К). Первая оценка представляет собой средневзвешенную на площадь скорость прогибания, вторая -учитывает дисперсию скоростей прогибания, количество и размеры площадей, занятых определенным интервалом скоростей (количество отдельных ванн прогибания).

С помощью этой методики в истории геотектонического развития центральной части Юкного Тянь-Шаня в палеозое выявлено три крупных этапа: догеосишслиналышй (параплатформешшй) - в кембрии и ордовике, геосинклинальный о силура по ранний карбон и оро-генный (общей инверсии) в среднем - позднем карбоне и перш. Каждый из этих этапов характеризуется определенными значениями количественных показателей режима движений: низкие относительно устойчивые значения V ( 0,011 мм/г) и К (1,2-1,5) на первом этапе, резкие колебания этих показателей - на втором и крайне низкие значения V (0,005 мм/г) при очень высоких цифрах К (4,27) - на третьем.

С другой стороны, процесс геосинклинзльного развития системы разделяется на две стадии - доинверсионную и частной пнверсии. В начале каждой из них отмечаются высокие значения V , а в конце - низкие. Для каждого этана и каждой стадии характерен свой особый состав формаций преобладающих осадочных пород. Для догео-синклинального этапаТпервой, силурийской стадии геосинклиналько-го этапа - это в основном терригеннно образования флишоидных и граувагасово-сланцевой (глинисто-сдажузЕой) формаций, для вгороЧ девонской-ршшекаменоутолыюй стадии - иззес летка и доломиты карбонатных, кремни радиолярите рой и эффуг»:*!!* ''орфяритовой уор ••э-плй. На орогепчом позднепалеозсИском этапе гп'рочоэ распространенно чол.ппли торряг«и*шо «годам фял'я-жтгшх к классовых фор-иэдцК. Рта::« и стадии ire- раздел.'-'и гея скз;сы'о~'»:.:»у№ продолен-

тельными периодами поднятия или стабилизации движений. Развитие геосинклинальной системы в каледонском и герцинском циклах пред- , ставляет собой единый направленный процесс. Отмечается снижение V от начала геосинклинального этапа к концу орогенного (от 0,058 до 0,005 мм/г) и одновременное возрастание К (от 1,76 до 4,27). ,

Изменение количественных характеристик режима вертикальных движений внутри каждого этапа и каждой стадии обусловлено циклами развития прогибов и поднятий определенного типа, соответствую- • щих выделенным ранее и описанным выше со структурной точки зре-. ния тектоническим зонам. На догеосинклинальном этапе и первой стадии геосинклинального этапа - развитие единого прогиба, зани- • мающего всю осевую часть.будущей складчатой систеш. На второй стадии геосинклинального этапа развиваются краевые прогибы, возникшие после частной инверсии этого единого прогиба и появления гго его оси Зеравшано-Туркесганского центрального поднятия. Наконец, на орогенном этапе зозникают перишарьяжные,. шовные прираз-лошые и передовые прогибы, разделяющие и обрамляющие поднятия, частично стабилизировавшихся в конце геосинклинального этапа Зеравшано-ТУркестанской, Зуркестано-Алайской и Зеравшано-Гиссар-ской зон.

Сопоставив основные моменты истории разных зон складчатой . системы со временем складкообразущих движений в их пределах, можно получить представление о соотношении вертикальных и склад-кообразунцих движений. Прогибы, которые залояились в первую, и вторую стадии развития (в раннем силуре и среднем девоне), когда геосинклинальная система в целой отличалась высокой V , (0,05-0,05 т/г), прошги к орогенному этапу частную инверсию и испытали раннее складкообразование (соответственно в конце первой и второй стадий). На месте этих прогибов на' орогенном этапе после "главной" складчатости сформировались антигшшоршг или широкие дивергентные веерообразные сшпшшоршь Прогибы, зало-живнетеся в начале орогенного этапа - в среднем карбоне - на фоне значительно менее интенсивного прогибания (а следовательно более значительного общего поднятия) системы (V = 0,039 мм/г) частиц диверсию по прошли, испытали одну единственную фазу складчатости - "главную" складчатость - в конце орогенного этада, г на их месте сформировались узкие "синвергечтш/е" синклинории.

Вашшз фазы складчатости - раннедевокскач и ранкенагленно-уголькач - проиоходг-та на фоне сравнительно илзкях значений V

(0,02 ш/г) и К (1,5-1,7), то есть в обстановке общего недифференцированного поднятия геосинклинальной системы. Эпоха шарья-яеобразованш, охватившего северную ее периферию в среднем карбоне, характеризуется высокими значениями V (0,039 мм/г) и К (2,5). То есть довольно интенсивное опускание геосинклинали происходило в форае многочисленных узких интенсивно погружающихся прогибов (олистостром-флишевого типа). Наконец, "главное" складкообразование на собственно орогенном этапе связано с движениями, характеризующимися минимальными за всю историю геосинклинали значениями V (0,025-0,005 ш/г) и максимальными значениями К (3,35-4,27). То есть этап общей инверсии (орогенный этап) выразился в максимальном и дифференциальном поднятии всей складчатой системы.

Таким образом, отмечается унаследованность наблюдающихся сейчас антиклипориев и синклинориев от крупных поднятий и прогибов образовавшихся в геосинклинали на разных стадиях ее развития. Выясняется такие корреляция эпох складкообразования (ранних и "главной")и эпохи шарьяжеобразования с определенными моментами жизни геосинклинальной системы, которые характеризовались конкретными соотношениями параметров режима вертикальных движений.

Глава У. Морфологические особенности полной складчатости Большого Кавказа.

Альпийский мегантиклшюрий Большого Кавказа является традиционным полигоном для изучения геосинклинальной складчатости.

Основные черты строения и развития установлены в результате работ Б.К.Балавадзе, В.В.Белоусова, Н.Б.Вассовича, П.Д.Гамк-релидзе, Б.В.Григорышца, Г.С.Дзоценвдзе, И.В.Кирилловой, Г.И.Леонова, Е.Е.Мнлановского, М.В.Муратова, В.И.Ренгартена, В.И.Сла-вша, А.А.Сорского, В.Е.Хаина и др. Решение главнейших проблем тектоники региона в последние годы связано с именами Ш.А.Адамия, С.I.Афанасьева, А.А.Белова, А.М.Борсука, Ч.П.Борукаева, А.В.Ви-херта, И.П.Х^дгкрелидзе, Б.В.Исаева, Н.В.Короновского, М.Г.Леонова, Ю.Г.Леэаова, М.Г.Ломизе, Д.И.Панова, Л.М.Расцветаева, Ц.А.Резанова, Г.И.Рейснера, С.М.Седенко, 1,1.Л.Сошна, В.И.Шев-чедко, З.К.Шэллз, А.М.Щурипша, Ф.Л.Яковлева и многих других.

Еакоплзн большой объем структурного материала в виде мяого-члсзекних детальна разрезов, пересекавдкх складчатую систему

- 23 - .

вкрест простирания по системе субпараллельных пересечений, удаленных друг от друга на расстояние 10-30 км. .Этот материал ранее позволил провести довольно подробное районирование по типу складчатых структур, правда, исключительно на основе качественных, визуальных оценок их морфологических особенностей (Сорский, , 1964; Шолпо,1964,1978; Лдамш,1985 и др.). Для некоторых зон Большого Кавказа, таких, как северо-западная и юго-восточная " першишнали мегантиклияорпя, Ковдагский и Новороссийский флше-вые синклинории, Вавдамский и Кодоро-Гумистшгский антиклинории . . * южного склона, систематические структурные данные отсутствовали.-С целью заполнить этот пробел автор настоящей работы провел детальные исследования в названных районах. В главе имеется ряд • разделов, в которых подробно описаны продольная и поперечная тектоническая зональность Большого Кавказа, результаты детальных исследований автора в ранее слабо изученных районах, а также 'опирающееся на литературные данные (Сомин,1971; .Сомин, Видягпш, 1987; Баранов,Кропачев,1976; Дцамия, 1968,1977 и др.) и собственные наблюдения изложение современных представлений о соотношении структур доальпнйского фундамента и альпийского геосинклинального чехла. • ' •

Изучение вновь собранных и ранее имевшихся данных с помощью, комплексной методики, анализа степени морфологической сложности складчатости позволило по-новому взглянуть на строение отдельных зон и представить складчатую структуру Большого Кавказа в целой. Причем анализ неоднородности складчатости здесь в отличие от Южного Тянь-Шаня проводится в литологически однородных глинисто-слашхевых и флишевых толщах мезозоя и кайнозоя. На территории мегаитикяпнория традиционно выделяется ряд антикяинориев л синк-_ линориев. В пределах этих крупных структур облик мелкой складчатости (Ш и 1У порядков) сильно изменяется как вдоль их простп-раяия, так и вкрест простирания силой складчатой системы (рис.2).

В осевой части мегантшшшория - в "сланцевом ядре" - располагаются два кулисообразно подставляющих друг друта антшошно-ркя - антпклшюрии Главного хребта и Бокового хребта. Оба они представляют собой системы однообразно тесно сжатых складок нескольких порядков (м. с.=0,9-1,0), образующих в разрезе дивергентное веерообразное складчатое сооружение, Ширина адтшшшориев 25-35 №. На периклянальннх их замыканиях (Иранский, Гойтхский, Самурский вдтикдинории) ггрояапяется диф$ер°ныгацач мелкой склад-

Рио.2. Карта морфологических типов складчатости Большого Кавказа.

1-6 - градаций степени морфологической сложности (м.с.) складчатости в условных единицах (пояснения в тексте); 7 - границы зон о разной морфологией складчатости; 8-10 - домезозойские образования: 8 - кристаллического ядра, 9 - Сванетского антикли-нория, Ю - Дарьяльского массива (гранитоидц); II - неоген-четвертичные вулканиты; 12' - мезозойские гранитоиды (Келасурс-кий массив); 13 - границы анти- и сишиганориев; 14 - линии использованных структурно-геологических разрезов. Римские цифры: I - домезозойское кристаллическое ядро; П - УШ - антиклинорни: П - Бокового хребта, Ш - Главного хребта, 1У - "Щшский, У -Гойтхский, 71 - Вандамский, УП - Кодоро-Гумистинский,

УШ - Сванетский; 1Х-ХП - сшклинории: IX - Ковдагский, X - Чиа-урский, XI - Новороссийский, ХП - Бежитинский; ХШ - зона Известнякового .Пдгестана. Х1У - Самурский антшшдаорий.

чатосш (Ш и 1У порядков) в хсрутшх антилинориях и скнклино-рилх (I и П порядков). Более напряженная складчатость (м.с.= 0,8-1,0) сохраняется в крупных антиклиналях, а более простая (0,1-0,75) концентрируется в синклиналях. Эти линейные полоса более интенсивной и менее интенсивной складчатости подставляют ДРУГ Друга кул1Гсо<х5разно. .

На перикллкальнах зашкашях кетантнклшюркя и его ючком Ерхтв от>.*:сч алтея Цлогочпсднншш нзоллрозчинч'?, <п>~пч1ггв."мю

небольшие зоны интенсивной складчатости (м,с,= 0,8-1,0) обрамленные со всех сторон полями с менее напряженной структурой ' . (м.с.= 0,3-0,75). Таковы Самурский антиклинорий (размеры 30x10 юл) на восточной периклинали антиклинория Бокового хребта и алтиклинории Южного склона Большого Кавказа - Сванетский (раз- 1 меры 100x50 км), Сорский (50X20 км), Кодоро-ГУш1стшгскшг(50х20км)

<а-11 йя-ая ¡ме 1м-ол5 &д-оз ш-м

В'Н№(П№'Ш' В'

и Валдамский (100x20 км). На яериклиналях этих небольших структур, также как и у крупных антшслинориев "сланцевого ядра", наблюдается замена сложной равномерной складчатости, характерной для их центральных частей, на неравномерную, гребневидную. Напряженная складчатость (м. с.=0,8-1,0) сохраняется в пределах крупных алтшш1Налей, которые пальцеообразно вклиниваются в область более простых дислокаций (м,с.=0,3- 0,75).

Ацтшишюрии разделяются зонами сравнительно менее янтен-сиеной складчатости - «шклинорияки. Так, Бэжитииский грабен- . синклкнорий разделяет аятиклинории Главного и Бокового хребтов. В плане это - три кулисообразно подставляющие друг друга синклинали, осложненные мелкой складчатостью (м.с. = 0,6-0,7).

Схяклзшорш флипевнх зон разделяют антлклинории южного склона и "сланцевого'ядра". Характерно, что в пределах этих синклкнориев (Ковдагсклй и Чиаурский) наиболее тесно сжатая мелкая и крупная складчатость с южной вергентностью (м.с.-0,75-1,0) отмечается на северном и южном 1фыльях, а также на границах пологи структурных ступеней (Новороссийский сишушяорлй) -

то есть вблизи крупных разломов взбросо -надвигового типа. Ядра синклшгориев обычно представляют собой ряд кулисообразио подставляющих друг друга крупнейших (I порядка) синклиналей, осложненных сравнительно простой мелкой складчатостью (м.с.= 0,3-0,7) без четко выраженной вергентности.

Кроме складчатых дислокаций на территории мегантиклшюрия, особенно на его южном крыле, развиты чешупчато-нздвиговые образования. Морфологические особенности основной массы подобных структур дают основание отнести их к тину складко-надвигов. Каждый надвиг при этом тесно связан с какой-либо С1феделенной складкой. Амплитуда горизонтальных перемещеш!й по этим разрывам невелика.

Настоящие тектонические покровы -пластины распространены по южным грашщам флишевых синклинориев. На участках их развития наблюдается существенное искажение превичной формагоюнной зональности. Амплитуды горизонтального перемещения аллохтона оцениваются до 10 км. Характерными чертами этих тектонических покровов являются: I) существование их лишь в тех местах, где антиклино-рии южного обрамления складчатой системы слабо выражены (на периклиналях и участках ундуляций их шарниров) и 2) во фронтальных частях тектонических покровов осложняющая складчатость гораздо сложнее по морфологии, чей. в тыловых (Гамкрелидзе, Гамк-релидзе, 1977), что свидетельствует о гравитационном происхождении, этих покровов (Григорьянц, 1982).

В целом Большой Кавказ не является сплошной линейно вытянутой зоной развития равномерной интенсивности складчатости голоморфного типа, как это представлялось ранее (Шолпо,. 1978; Адамия,1985). Мы имеем дело скорее с отдельны?® изолированны!® друг от друга, часто небольшими по размеру, иногда брахиморфными в плане, в общем антшопшорными эшелонированиями участками интенсивны}: дислокаций, разделенными и обращенными синклинор-аыми полями , где развита складчатость, значительно менее сложная по иорфодогиц. Такая пятнистость в распределении складчатых фора с более сложной и менее сложной морфологией не может загуцевагь постепенного уменьшения интенсивности складчатости от осеваг к периферическим пастям мвгантшшшорш.

- 27 - •

Глава У1. История, •развития Большого Кавказа, в .альпийском цикле.

По данным В.В.Белоусова,1938,1939,1940; Е.Е.Милановского, В.Е.Хаяна,1963; А.А.Сорского , В.Н.Шаяго,1978; Ю.Г.Леонова, 1967, 1969; Д.И.Панова и А.И.ГУпина, 1987 и др. развитие Большого Кав- , таза в альпийском цикле подразделяется на два этапа я три стадии. На первом, геосинклинальном этапе выделяется две стадии. Первая -общего прогибания геосинклилального бассейна - охват:шает ш-неюрскую эпоху и ааленский век средней юры. Вторая стадия -частной лнверсшз - начинается с байосского века средней при и продолжается до эоцена. В это время формируются центральные поднятия в осевой части ранее единого геосишшшального бассейна я два обрамляющих их краевых прогиба. Третья стадия-общей ипвер-сш; - совпадает с орогешшм этапом и охватываот олигоцен, неоген,' и антропоген. В олигоцепе (раннеорогешшй подэтап) система цент' раяьных поднятий оформилась в единую слабо выраженную в рельефе область, произошла инверсия краевых прогибов второй стадии, а опускание сконцентрировалось на месте современных Лредкавказского предгорного и Закавказского межгорного прогибов и в зонах современных пердклинальга.гх зашкашм мегантиклшюрия. Позднеорогешшй подэтап начался с позднего сармата и длится попшш. В это время • окончательно офоршяпсь горно-складчатое сооружение Большого Кавказа и обрамлявшие его прогиби.

Для каждой стадии развития характерен свой собственный набор формаций. На первой статут сформировались террягеинне глинисто-сланцевые п фяпсоидныо образования,на второй - в основном карбонатные образования краевых прогибов (иззестияково-долсмитовые в северном. Дагестанском и шном,Абхазском, а терригенно-карбонат-.чнэ флишэвые - во флишевых краевых-прогибах). На раниеорогенном подэтапе третьей стадия накапливались терригеннне Лшплоидные и -олистостроковые толщи нишей молассы, а на позднеорогеняом -грубые континентальные верхне-гмлассовие образования.

Оценка реяима вертикальных двтаений, выполненная В.Н.Полпо (1978),позволяет охарактеризовать ззделеняые на основания качественного анализа стратиграфических материалов стадии и этапл йо-лтгчастЕенио, а такж-з сопоставить полученные количественные характеристики о главпонязаля Фазами структурообрэзовашя в разтле •зонах.

Ранни*! фазы складчатости (пгредолл ейская, предбзиосская,

предпозднеюрская, предвалаижинская, предсеноманская и предолиго-ценовая проходили в центральных поднятиях и краевых прогибах при низких тешах прогибания ( V = 0,020-0,025 ым/г) и малой контрастности (К=1,5-2,0) вертикальных движений в геосинклинали. Покровообразованле, охватившее ее южный край в плиоцене, развивалось -на фоне резкого нарастания V (0,05-0,06) и К (3,0), а "главное" складкообразование - при высоких значениях К (3,0) и сравнительно низкой интенсивности вертикальных движений.

Как ш видим, осевые .части доинверсионного прогиба геосинклинали, развившегося на первой стадии на фоне очень интенсивного прогибания 1г испытавшие инверсию и раннюю складчатость в пред-позднеюрскую эпоху, на орогенном этапе переродились в систему крупных антиклинориев, краевые прогибы второй стадии формировались на фоне сравнительно скромного прогибания геосинклинали в целом и по сути дела не'испытали частной инверсии. Предолигоце-новая складчатость определила в целом сганшшорную структуру фли-шевых зон и промежуточный тип складчатости, развитый в краевых прогибах Известнякового Дагестана и Абхазии. Наконец, интенсивнейшие прогибания раннеорогенного подэтала (олигоцен-миоцен) и "главная" складчатость, охватившая всю геосинклиналь в целом в шшоцеп-антропогене, привел! к инверсии наиболее поздних прогибов и к образовашво на их месте антшшгаориев (например Вавдам-ского).

Таким образом, как и при формирования складчатой системы Ююгого Тянь-Шаня, антиклшорное или синклинорное строение складчатых зон на Большом Кавказе определшюсь соответственно высокой или низкой интенсивностью движений в геосинклинали на стадии прогибашш в этих складчатых зонах.

Глава УЛ. Морфологическая неоднородность геосинклинальной складчатости других складчатых систем.

Выявленная на примерах йкного Тянь-Шаня и Большого Кавказа морфологическая неоднородность складчатости устанавливается во шогнх других районах. Так, в Рейнских сланцевых горах в результате детальных структурных исследований мелкой. складчатости в девонских и шсшека^енноуголънш: глинисто-сланцевых и глшшсто-карЗазатаих породах был составлен прогякешшй геологический разрез гссль Ра'из.. вкрест ирост1фанш1 структурных зон, на котором а бакгш: ЕЭДг&Згзгтш: изображены крупные и мелкие складчатые

дислокации, разрывы и кливаж (Ноеррепег ,1955, к^зсЬ ,1963, ИсЬЬег ,1963). Анализ формы мелких складок в пределах крупных . складчатых сооружений позволяет сделать заключение, что в крупных веерообразных антиклинориях (в северном, в районе городов Линц и Броль, и в Юшом - в районе города Бинген) распространена значительно более сло.-шал гштенспвпая складчатость и совершенный кливаж, чем в разделяющем их "синвергентном" Мозельском сишипшории. Локальные разрывы в антиклинориях и синклшюршт такке различаются по морфологии: в антиклинориях это - в основ-«, ном взбросы, а в синклшорпп - сбросы.

Другой пример - Таласский хребет в Северном Тянь-И1аие (Гончаров, 1988). Здесь в толпах глинистых а филлитовнх сланцев, известняков и песчаников рифея и венда в результате детальных работ группой исследователей геологического факультета ЩУ было составлено семь геолопгческих разрезов, на которых отражены все детали склалчато-разрнвнэй структуры, а такие особенности регионального метаморфизма пород. Вияснилось, что в двух антиклгаю- ' риях - северном - Бабахапском и голом - Бакаирском, а также в ядрах крупных антиклиналей распространена очень напряженная равномерная мелкая складчатость. В то яе время, в разделяющем эти два аитшишнорпя синкллнории, а такие на крыльях и в ядрах крупных синклиналей мелкая складчатость распространена значительно меньше. Она теряет здесь свойство подобия и приобретает гребневидный облик. Из других структурных особенностей следует отметить этажность вергентности мелкой складчатости. В более верхних толщах вергентность северная, а в шплшх - гаяная. Интересно такие, что исследователи залартировалп азимутальное несогласие простирания осп Бабахянского антиклпнория_ (субширотное) и осей ослояпшюдих его мелких складок (залад-северо-западпое).

Наконец, третий пример - результаты работы Е.И.Паталахи' и др. (1985) в Казахстане. Авторы провели тектонофацидлышй анализ этой складчатой структуры, довели его до картографического воплощения, блестяще показали при этом резкую морфологическую неоднородность складчатости полностью исключающую, по их шетгоп возможность бокового сяатия гяк причшш ее формирования л связали стигадкосбрчповпчие с вортпкалыпвот смещеппяш о зонах газлем^в.

- 30 -

Глава УМ. Механизм йормировалия структур» сююдчатых систем.

При выработке представлений о механизме складкообразования следует учитывать выявленные и описании-) в предыдущих главах закономерности строения и развития изученных автором достаточно представительных складчатых систем (см. защищаемые положения }Ь 2—4 'Во введении).

Детальные наблюдения за вергентностыо мелшх складок, морфологией локальных разрывов, за развитием кливажа, будинажа и т.п., проведенные автором, в пределах антшшшориев и сишшшо-риев Шюго Тянь-Шаня и Большого Кавказа, показали существенное изменение этих индикаторов деформации от места к месту в разных частях крупных складчатых сооружений, причем размеры этих пеод-нородностей значительно меньше тех, которые выявляются из анализа морфологии более крупных складок. Как правило, локальные зоны интенсивного горизонтального сжатия отмечаются на границах ядер и крыльев антшшшориев и па границах антиклинориев и син-шшнориев. Они перемежаются со столь же небольшими зонами значительно менее интенсивного горизонтального сжатия или даже вертикального сжатия (горизонтального относительного растяжения), приуроченными к осевым частил ядер ант шиит ориев и ядрам синк-линориев. То есть деформации разных иерархических уровней и по-видимому, вызвавшие их напряжения распределяются в пределах складчатых систем неравномерно в виде изолировании друг от друга локальных зон разного размера.

В периферических частях складчатых систем, в крупных синк-линорнях и на периклинальных замыканиях антикяинориев - там, где полная складчатость приобретает черты промежуточной разновидности, четко прослеживается вертикальная этажность складок, с более сложной и более простой морфологией. Интенсивность де-формащш вверх по разрезу обычно уменьшается. В Перевальной подзоне Главного хребта Большого Кавказа - там, где доступен дай наблюдения контакт доальпийского фундамента и геосншиншаль-пого чехла, выявляются факты совместного деформирования нороц, сдагагдих эти два структур!тх этажа (Сомин, Видятш, 1987) в виде йлоковэ-разрывных и шшкатившх нарушений. Имеются также прииерн срывов пород чехль с фундамента и сравнительно простой сихждчатой структуры пород "чехла". В целом, деформ,-щии в породах гезскал1кшпм1ого ."чехла" вблизи Гранины с '¡уцдамонтом от-¿гяггзтгя-з? деАзршцнй з болез високлх горчзоптпх "чехла" зна-

чительно большей неоднородностью (Сомин и др., 1985), то есть наряду с интенсивно нарушенными есть участки, сравнительно прос- . того строения, следовательно наблюдается некоторая дисгармония складчатости и вниз по разрезу.

Все эти закономерности неоднородного строения рассмотренных v складчатых систем, которые в- совокупности можно назвать широкомасштабной латеральной л вертикальной дисгармонией, а также широко известные особенности строения складчатых областей, сформулированные ранее В.В.Еелоусовшл (1962), противоречат возмоа-. ности объяснения формирования складчатости исключительно с по- . зшщй механизмов внешнего горизонтального сжатия или вертгасаль-ного приразломного смятия.

С другой стороны, теоретические и экспериментальные исследования последних лет показали, что сложная складчатость может образовываться в результате адвективных (ограниченных конвективных) движений, обуслевленных инверсией плотностей в модельных материалах и породах земной коры (Белоусов, 1970; Рамбсрг,1986; Гончаров,1979; Зз, 1985 и др.). При этом ведущая роль в складкообразовании отдается не внешним по отношению к геосинклинальным толщам силам, а внутренне!' активности самих сминающихся в складки пород. Адвективный механизм - нагнетание гравитационно ■ неустойчивых толщ согласно многочисленным экспериментам мажет создать любые латеральные и вертикальные неоднородности, что хорошо согласуется с описанным в настоящей работе явлением широкомасштабной дисгармонии. Причем не в пример двум первым гипотезам о механизме складкообразования, базирующимся в основном на сбитое рассуждениях и декларациях, адвективная концепция в настоящее время хорошо подкреплена общей теорией учения об эн- . догенных режимах В.В.Болоусова, расчетами физических основ и энергетического баланса адвективных процессов и процесса складкообразования, разработкой идеализ1фовшшой.матеттической модели адвекшш (Гончаров, 1979,1988), большим объемом экспериментального моделирования на эквивалентных материалах, причем моделировались как однородные, так и первично неоднородные системы (Гончаров, Горелов, 1976; Рзмберг,Х98о и др.). Скурпудезно разработаны математические и геометрические параметры скяадча-тости адвективной и скадямтэсти, возникшей при горизонтальном сс-кр»п«пс! слоистых педалей (Ра'-:бе?г ,TSS6; Вяхерт,1$81). Што-пп.-гаж<?;шиЗ в предпгаомоа двссертшиш, заползет в ятой

- аг -

концепции существенный пробел. Собраны детальные данные о реальной структурной неоднородности складчатых систем. Это позволяет сопоставить всю тлеющуюся гамму теоретических и экспериментальных представлений о механизме адвекции с закономерностями строения и развития природных объектов.

Из-всех описанных в литературе типов моделей, имитирующих ' складчатые системы, наибольшим визуальным сходством с изученными районами обладают модели, разработанные 1,1.А.Гончаровым и Ю.М.Гореловым с применением канифоли, машинного масла и парафина. Складчатая структура образовалась в слоистой толще модельного материала- яри подогреве снизу в результате адвективного всплы-вания более прогретого, пластичного и легкого вещества и внедрения его в более холодные плотные и вязкие верхние слои. В результате разности температур на подошве и кровле тонкослоистых образцов возникла инверсия плотностей, достаточная для образования сложной линейной складчатости.

Изучение соотношения (формы мелких и крупных складок Южного Тянь-Шаня и Большого Кавказа позволило выявить две главные закономерности: I) мелкие складки в пределах антиклинориев обладают в общем более узкой сжатой формой, чем в сишшшориях, 2) крупные складки (I и П порядков) в сечении - более широкие и открытые, чем осложняющие их мелкие (Ш и 1У порядков). Сопоставление данных восьми структурно-геологических разрезов Тфанского анти-клинория и пяти моделей адвективного тина по этим признакам, проведенное путем массовых замеров углов в замках крупных и мелких складок, показало при графическом анализе результатов большое сходство сравниваемых объектов (Рогожин, 1986,1987).

Ф.Л.Яковлев (1987) провел сопоставление серий структурно-геологических разрезов Тфанского антиклинория, Шахдагского и Чиаурского сишшшориев Кавказа с моделями адвективного (Гончаров, 1988) и субдуктивного (Ларин, 1975) типов, по целому ряду структурных признаков, исследовав кинематические характеристики складчатости. Выяснилось, что I) методика надежно выявляет механизм, задокешиш экспериментаторами при осущестшшнии модели, 2} в природных объектах в формировании складчатости участвовал!! олдовре^енно два механизма - адвекция и примерно двукратное горизонтальное сопрацение. Дта выяснения геологического смысла этого сокращения г?.!.Якоалввш и автором была предпринята работа па с:знке..соотпо^егсл: ваетпш внешнего сокращения н адвекции,

- 33 - ■

с одной сторонн, и степени морфологической сложности складчатости на участках геологических разрезов - с другой. В результате исследования было получено, что вблизи крупных разломов (например, Главного Кавказского надвига) и вдали от них соотношение этих характеристик разное. В узких.приразлогашх зонах величины * м.с. прямо пропорциональны величинам внешнего сокращения. При удалении от зон разломов оценки м.с. быстро становятся прямо пропорциональными амплитуде адвективных движений. Дрп этом внеш- ' нее сокращение здесь уже не оказывает на степень морфологической • ' сложности складчатости никакого воздействия: при одной и той же' величине сокращения может существовать и сравнительно простая, спокойная и интенсивная складчатость,

Тагам образом, можно полагать, что за исключением довольно узких зон приразломной складчатости на всей остальной территории _ складчатых систем более сложный или менее сложный облик складчатости определяется степенью развития адвективного процесса в смипащихся толщах, при этом адвекция не является следствием ' внешнего сокращения, а представляет собой самостоятельное явление (Яковлев, 1987).

Учитывая корреляцию интенсивности складчатости в зонах крупных разломов с величиной горизонтального сокращения можно пола- • гать, что компонента сокращения за их пределами, которая также фиксируется методикой кинематического анализа, обусловлена смещениями по локальным разрывам. Такое предположение нуждается в дальнейшем в серьезной проверке.

Природа внешнего сокращения, очевидно; кроется в более крупных тектонических явлениях, возможно оно связано с более общими адвективными движениями.

С точки зрения развития процесса термофлюидной адвекции в породах геосинклинальннх систем .можно удовлетворительно объяс-' нить также историю их развития. В учении об .эндогенных режимах В.В.Белоусова анализируется термальное состояние верхних геосфер в геостшлшгальном режиме. Важным является то, что на инверсионной стадии развития мощный тепловой импульс проникает из верхней мантии в кору, что вызывает региональный метаморфизм, гранитизацию, инверсию плотностей в породах "геосинклинаяьного чехла" и , как следствие, рост центральных поднятий я раннее складкообразование в слагающих пх толщах. По мере прогрева коры инверсионные процессы охватывают и заложившиеся в начало

этой стадии краевые прогиби. Происходит общая инверсия, образование шарьяяей и "главной" складчатости. Расчеты М.А.Гончарова (1988) показывают, что энергии теплового импульса вполне достаточно для обеспечения всех этих процессов и в частности дня создания напряжений, необходимых для складкообразования.

Таким образом, с точки зрения концепции терлсфшвдной адвекции можно успешно объяснить как неоднородность исследованных складчатых систем, так и главные черти их истории. Альтернативные механизмы складкообразования, обсуздающиеся в печати, -горизонтальное сокращение и приразломпое смятие, как выясняется из кинематического анализа складчатости, таюхе оказывают влияние на формирование неоднородной геосинклииалыюй складчатости в основном в узких зонах крупных разломов. В процессе становления складчатости внешние мехашзмы могут играть провоцирующую и синхронизирующую роль.

Глава IX. Складчатость, новейяме и сейсмогенерирующие структуры.

В главе проведено сопоставление крупнейших огшсачних выше складчатых структур: адтиклинориев и синклинориев Южного Тянь-Шаня и Большого Кавказа с главными неотектоническими зонами (Крестников и до., 1979; Дчималов и др.,1987; Милановский,1968: Ранцман, 1987). Для эпигерцинской складчатой системы Юхшого Тянь-Шаня специально рассмотрен вопрос о степени унаследован-ности альпийского орогенного структурного пчана от позднеиалео-зойского (Белоусов, Рогокин, 1982). Из проведенного анализа в целом мокно сделать следующее заключение. Новейшие продольные и поперечные приподнятые и опущенные зоны по большей части соответствуют продольным и поперечным зонам более сложной и менее слонной складчатости, а следовательно орогешше структуры унаследованы от крупнейших складчатых структур. Сопоставление подтвержденных структурно-геологическими материачачи автора поперечных поднятий и прогибов с положением эпицентров салышх землетрясений северного склона Туркестало-Алая и южного «слона Большого Кавказа (Новый каталог..., 1977) показало, что силь- . ные события (И >5) приурочени к границам этпх крупных положительных и отрицательных структур. Более детальные работы по просдвгиваншз. поперечных контрастно развивающихся новейших-блоков Восточного Кавказа на основании анализа моцТюлогиц •

- 35 - • ' • .

складчатости и сопоставление их с локацией очагов слабой сейсмичности (К=?-13) позволяет утверждать, что скопления очагов ' . слабых землетрясений как в подножьи Южного склона, так и в осевой части складчатой системы, концентрируются вдоль зон поперечных разломов, разграничивающих поднятые и опущенные блоки "антикавказского" простирания (Гасанов и др., 1987; Рогожин и др.,1988). Выявленное автором явление унаследованного развития' даже локальных поперечных новейших структур от складчатых позволяет использовать неоднородность морфологической сложности складчатости для целей сейсмотектоники.

заключение

Комплексный качественно-количественный анализ большого структурного материала позволяет по-новому взглянуть на строение разновозрастных складчатых систем: они не являются зонами ,сплошного развития равномерной голоморфной складчатости, как это представлялось ранее. Па фоне общего постепенного упрощения складчатости в направлении от'осевых частей к периферическим в их пределах, поля сравнительно интенсивной складчатости резко чередуются с полями менее напряженных дислокаций. Эти структурные неоднородности имеют разто размеры и форму в плане: встречаются крушше и сравнительно небольшие, линейно вытянутые и овальные. Наиболее сложно устроенные участки приурочит к ядрам антиклинориев и антиклиналей I и П порядков, более простые к ядрам синклинориев п крупных синклиналей.

По простиранию и вкрест простирания как системы в целом, так и отдельных антшшшорпев я крупных антиклиналей можно наблюдать постепенный переход, замещение полной складчатости складчатостью промежуточной. .

Кроме латеральной дисгармонии часто встречаются примеры дисгармонии езеладчатой структуры в вертикальном направлении, вплоть до затухания вверх л вниз по разрезу,-

Интересна внутренняя структура тектонических покровов. Фронтальные та части сильно осложнены лежачгаяи и опрокинутыми склад-каш "волочения", разными по размеру, а тыловые - нарушаются лишь отдельным! небольшими складками, наряду с которыми встречается также следы горизонтального растяжения: послойный кливаж, будинач, секущие жплн и т.д. Такое строение свидетельствует в пользу кеко;етрессионного гравитационного происхождения

исследованных шарьяжей.

Изучение истории формирования складчатых систем приводит к выводу, что разные по своему устройству структурные зоны прошли разный путь развития.' Так, крупные антиклшюрии, располагающиеся в осевых частях складчатых систем, зародились на местах центральных поднятий шшерсионной стадии развития геосинклиналей; более просто устроенные периферийные антиклинории и синклинории - на местах краовых и остаточных прогибов. Сложная структура антиклипориев сформировалась в результате нескольких фаз складкообразования - ранних и "главной", а в сишшшориях складчатость связана с одной "главной" фазой.

Основные эпизоды структурообразования четко коррелируют с определенными параметрами режима вертикальных движений в гео-сишшшальных системах. Ранние фазы складкообразования происходили на фоне общего сравнительно вялого их поднятиг при малой контрастности движений. Шарьяжеобразование совпадало с моментом времеш! сравнительно интенсивного и контрастного прогибания геосинклинали. "Главная" складчатость связана с орогенным этапом. Геосишслиналыше системы в этот период характеризовались общим контрастным воздыманием.

Наследование крупнейших складчатых структур от подштий и прогибов геосинклинального' этапа, a raíate связь главных фаз структурообразования с определенными моментами истории развития геосинклииалышх систем позволяют рассматривать складчатость в одном ряду с другими проявления.™ геосинклинального эндогенного режима: осадконакоплением, магматизмом, метаморфизмом, частной и общей инверсией.

Интересным эмпирическим фактом является унаследованное развитие новейших относительно приподнимающихся и опускающихся продольных и поперечных блоков коры от разных по размеру зон более сложной и менее сложной складчатости. Это явление позволяет использовать результаты анализа морфологической неоднородности складчатости для трассирования сейсмотектонических структур.

Происхождение неоднородной структуры складчатых систем может быть успешно объяснено с позиций гипотезы термофлюидной адвекции. Теоретический, энергетический, нсторнчешмй и экспери- • иелталькнй аспекты этой гипотезы не противоречат выявленным ЕЕКонолернзстяи строения и развития так;о: систем. Проведенное

в работе количественное сопоставление структурных особенностей природных складчатых зон и экспериментальных, моделей, выполнен- , 1шх в соответствии с механизмом адвективного складкообразования, показало большое сходство этих объектов.

Другие возможные механизмы складкообразования, базирующиеся 4 па представлениях о внешнем воздействии на геоситшшадаше толщи пород, в настоящее время недостаточно обоснованы с теоретической и энергетической точек зрения. Нет также надежных экспериментальных моделей складчатости, возгасгазей в результате внекь-пего сокращения или вертикального приразломного течения, для корректного сопоставления с природными складчатыми зонами. Про~ ведешшй «Г.Л.Яковлевым при участии автора кинематический анализ складчатости некоторых зон Большого Кавказа, позволяет полагать, что практически на всей их территории морфологические - особенное- " ти складчатости обусловлены адвективным процессом. Только в сравнительно узких зонах крупнейших разломов складчатость связана с внешним сокращением в -горизонтальном направлении. Таким образом, главным механизмом складкообразования является термо-йлшдная адвекция. Механизмы внешнего механического воздействия на толщи сминающихся пород очевидно проявляются локально, но в то же время могут оказывать провоцирующее и синхронизирую- • г,ее влияние на ход процесса адвекции.

Выявленные в настоящей работе закономерности строения и развития складчатых систем выводят гипотезу адвективного складкообразования на новый уровень, т.к. подкрепляют еэ конкретным ' геологическим материалом. Результаты исследований могут послужить основой для более совершешшго тектонофнзического моделирования складчатых сооружений, а такзе для кинематического ана- . лиза процесса складкообразования. Эти закономерности следует учитывать как при детальном изучения отдельных структур (складок, разрывов, парьялей, кливала и т.п.), так и при создании общих тектонических пшотез, в которых объяснение явления складчатое- ; ти, как п прежде, имеет ваяное контролирующее значешш для сохранения стройности всей концепции.

По теме диссертация опубликовано более 30 научных работ автора, из которых основными являются:

I. Складчатость и осадочные формации западной части Туркестанского хребта. - Сов.геология, 1976, Е 3. с. 98-108.

2. Палеозойская тектоника западной части Туркестанского хребта. -М.-.Наука, 1977, 98 с.

3. Формации и структуры Алайского сребта (к проблеме шарья-жей). - Волл.МОИП, отд.геол. 1979, т.54, вып.6, с. 32-44. (соавторы К.Л.Волочкович, В.ПЛерныщук).

4. Опыт количествешюго сопоставления новейших и древних" тектонических движений применительно к решению палеотектонкчес-ких задач. -Геотектоника, 1901, № 2, с¿8-67 (соавтор 'ГЛ.Белоусов) .

5. Формации и структуры Алайского хребта. - В кн.Соотношение геологических процессов в палеозойских складчатых сооружениях Средней Азии. - Фрунзе, изд-во Длим, 1981, с. 153-162. (соавтор К.Л.Волочкович).

6. Опыт количественной оценки морфологии складчатости Тфан-ской зоны Большого Кавказа, -Геотектоника,1983, $ 3, с.87-98 (соавтор Ф.Л.Яковлев).

7. О сходстве г.еолог1меских условий возникновения землетрясений в отдельных сейсмоактивных районах Копетдага и Динарид. -Изв. АН СССР, Физика Земли, 1984, № II, с.18-28 (соавтор Б.А.Борисов).

. 8. Горизонтальные неоднородности верхней мантии под Тянь-Шанем и их связь с тектошпсой и. сейсмичностью. -Докл.АН СССР, 1984, т.278, № 2, с.325-329 (соавторы Ю.Ф.Копничев, Т.П.Белоусов, А.Н.Нурмагамбетов).

9. Тектоника варисодд Тянь-Шаня. -Путеводитель экскурсии 032 Международного геологического конгресса, ХХУП сессия. Киргизская ССР, Фрунзе, изд-во Кыргызстан,1984, 74 с. (соавторы А.Б.Бакиров, В.С.Еуртман и др.) - издан также вариант на английском языке.

10. Качественный и количественный анализ мор5ологической изменчивости полной складчатости. -В кн. Неоднородность текто-носферы и развитие земной коры. М.:Недра,1986, с.78-93.

11. Геологическая позиция главных и повторных толчков Газ-лийских землетрясений. -Докл.АН СССР, т.286, ¡п 3, 1986,с.683-687. .

12. Исследование тенденций тектонических движений в зоне Амударышского разлома при взрывном воздействии. -Докл. АН СССР, 1385, т.290,'№ 4, с.909-913 (соавторы М.Б.Гохберг, О.Е.Старо-

- 39 - .

войт, В.Б.Знман, Ю.А.Трапезников).

13. Морфолоппеисая неоднородность полной складчатости как показатель механизма складкообразования. -В кн. Строение и эволюция тектоносферы. М. : издание ШЭ АН СССР, 1987, с.107-133.

14. Геологические условия воэшпшовегам очагов сильных землетрясений Средиземноморского альпийского пояса. - Там же,

с.133-150. (соавторы Б.А.Борисов, Г.И.Рейснер, В.Н.Шолпо).

15. Некоторые закономерности строения и развития складчатых областей юга СССР. -В кн.Актуальные проблемы тектоники СССР и . закономерности размещения полезных ископаемых. Тез.докл. XX Все-союзп.твктоит.соввщ. M: 198?, с.54 (соавтор В.Н.Шолпо).

16. Неоднородность зоны полной складчатости Больного Кавказа. -В кн.Геодинамика Кавказа. Ереван, изд-во АН Арм.ССР, 1286, с.64-65 (соавтор В.Н.Шолпо).

17. Сейсмичность глубинных разломов Юго-Восточного Кавказа. -Там ке, с.123-124 (соавтор Т.Я.Мамедов).

18. Тектонический контроль слабой сейсмичности восточной • части Больного Кавказа. -Изв.АН Лэ.ССР, 1987, Л I, с.20-27 (соавторы А.Г.Гасанов, Т.Я.Мамедов, Л.Б.Славина).*

19. Альпийская складчатость в Краснополянском пересечения осевой области Еольпого Кавказа. -В кн. Тезисы докл.71 Краевой • конференции по геологии и полезным ископаемым Северного Кавказа. Ессентуки, 1985, с.135-136 (соавторы Ю.П.Видяпин, М.Л.Сомин).

20. Неоднородность зоны полной складчатости Большого Кавказа. -Геотектоника,1988, И 5, с. 79-93 (соавтор В.Н.Шолпо).

21. Поперечная зональность восточной части Большого Кавказа, -В кн. Исследование сейсмической опасности. Вопросы инженерной сейсмологии, зшт.29, Ц. :Наука,1988, с. 15-20 (соавторы Г.И.Рейснер, Т.ЯЛ.'апсдов).

22. Количественная оценка морфологической неоднородности зоны полной складчатости Больного Кавказа. -Докл.АН СССР,1988, т.299, 3 6, C.I457-I460.

. 23. Тектоническая структура палеозойских отложений Туркестанского хребта. -В кн.Очерки по тектонической структуре Шюго ТянЫВаня. Иосква-Лужшбе, изд.Проблемной комиссии МО АНСС "Земная кора", 1987, с.51-56.

24. Реакция геологических структур на шшульсное воздействие крупных взрывов. -Геотектоника, 1988, й 5, с. 3-14 (соавторы М.Б.Гохберг п др.).

25. Количественное сопоставление морфологии складок экспериментальных моделей и природных складчатых зон. -В кн. Тезисы докл. П Всесоюзн. симпозиума "Экспериментальная тектоника в ре-решении задач теоретической и практической геологии". Киев, 1987, с. 209-210.

26. Цроисховдение складчатости Большого Кавказа - проблема, которую нельзя решить из общих соображений. -Геотектоника,1988, № 5, с. 111 -(соавтор В.Н.Шолпо). -

27. 0 наложенных складчатых деформациях в юрских толщах Большого Кавказа.-Сообщ.АН ГССР, 1986, т.122, йЗ, с. 553-556 (соавторы Ю-.П.Влдяшш, МД. Сомин).

28. The geological model of the Ashkabad, Turkmenistan, eoieao-active area // Proceedings of the 2-nd International Bynpoeium of the analysic of seismicity and seismic hazard.-Ш11оо, Czechoslovakia.-1981 .-p.261-276 (соавтор Б.'.Борисов).

29. A asohanisn of irregular holomorphio folding of tha Greate Caucasus// Edwin Sherbon Hills - pathways in geology.-Carlton - Australia.-Blaokwoll Soientifio Publications.-1988. —PP. (соавторы B.B.Белоусов, В.Н.Шолпо),.

Q

Падоксана в печать 06.09.68 p. T-I467I Формат 60x84/16 Заказ 1916 Тирах 100

Ъсогра$иа ЕАОЗШ, Москва, Б-Харитоньевскяй пер. ,21