Основные этапы развития
Геологические данные о древнейшем этапе развития ТяньШаня настолько отрывочны, что не дают возможности нарисовать сколько-нибудь ясную картину развития этой территории. По этому мы начнем наше рассмотрение с поздпего протерозоя.
В течение позднего протерозоя и раннего палеозоя весь ТяньШань представлял собой геосинклипальнуго область, в которой, однако, только местами удается выделить отдельные геосииклинальные прогибы и геоантиклииальные поднятия. Такие подпития или небольшие срединные массивы, известные в ряде мест Север ного Тянь-Шаня и в Чаткало-Нарынской зоне, играли большую роль в становлении каледонской структуры, развивавшейся в целом по плану, унаследованному от древних структур. Разви тие геосинклинали происходило скачкообразно: так, в конце докембрия — начале раннего палеозоя почти повсеместно про исходили поднятия, сопровождавшиеся складчатостью, благодаря чему та или иная часть кембрия в разных районах выпадает из разреза, а на границе его с подстилающими толщами отмечаются несогласия. С тектоническими движениями этого времени связано внедрение небольших массивов ультраосновпых пород и габбропдов, несущих бедное серноколчеданное оруденение. Однако затем энергичные прогибания снова охватили всю территорию ТяньШаня н в течение раннего палеозоя в крупных прогибах накопи лись мощные толщи осадков геосинклинального типа. Простран ственное распределение формаций разного типа позволяет уве ренно выделять эвгеосинклинальные и миогеосппклпнальные зоны.
Прогибания эти продолжались до позднего ордовика, когда в результате каледонской эпохи складчатости произошла резкая дифференциация Тянь-Шаня на крупные структурно-фацпальные зоны, развитие которых в средне-позднепалеозойском этапе пошло разными путями.
Северный Тянь-Шань был охвачен складкообразованием и всеобщими поднятиями, сопровождавшимися внедрением круп ных масс гранитоидов, несущих бедную рудную минерализацию. Позднее здесь господствовал геоантиклинальный режим и активно проходили денудационные процессы. Уместно при этом отмстить, что в течение среднего и позднего палеозоя Северный Тянь-Шань вместе с западной частью Центрального Казахстана представлял собой крупнейший срединный массив в Урало-Спбирской гоосинклиналыгой области.
Очень своеобразно проявлялись движения в течение силурий ского периода в Южном Тяпь-Шане. Чаткало-Нарынская зона, прилежащая к воздымавшемуся Севорпому Тянь-Шаню, была вовлечена в поднятие, что привело к перерыву в седиментации, но складкообразование здесь не произошло или проявилось очень слабо, и только местами. На остальной территории Южного
207
Тянь-Шаня в силуре продолжались прогибания. Всей геосинклинальпой системе в это время была свойственна резко выраженная контрастность движений, в результате чего она была расчленена на очень сложную систему частных геосинклинальных прогибов и геоантиклинальных поднятий, группирующихся в структурно фациальные зоны второго порядка. Эти зоны были разделены внутригеосинклннальными глубинными разломами, продолжа вшими существовать вплоть до этапа новейших движений.
Следует при этом отметить, что в каратауской части Главного Тяныпанского разлома достаточно четко выявляются активные движения и до этапа каледонской складчатости, что подчеркивает первостепенное его значение (рис. 77). В силуре он также играл роль активно живущего структурного шва, тогда как влияние Таласо-Ферганского разлома на формирование структурыза метно не проявлялось.
В процессе дальнейшего развития геосинклинальной системы Южного Тянь-Шаня важнейшее значение имело формирование отдельных прогибов и поднятий, расшифрованное для отдельных регионов с большой подробностью. Колебательные движения
сопровождались |
складкообразованием, |
происходившим |
неодно |
кратно, но не |
повсеместно: в конце |
силура — начале |
девона, |
в среднем девоне, в раннем карбоне, |
но особенно энергично — |
||
на рубеже раннего и позднего палеозоя или же в середине москов ского века. Складкообразование заверпшлось поднятиями, охва тившими уже бблыпую часть рассматриваемой области, которая в начале позднего палеозоя представляла собой систему обшир ных складчатых поднятий, разделенных относительно узкими прогибами, в которых продолжали накапливаться мощные осадоч ные и вулканогенные толщи. История развития структур Север ного Тянь-Шаня и прилежащей части Южного Тянь-Шаня в тече ние раннего и среднего палеозоя наглядно иллюстрируется на примере района Каратау (см. рис. 77).
Конец среднего палеозоя знаменовался активизацией движе ний и в Северном Тянь-Шане, где в это время обособились не большие, энергично прогибавшиеся участки, заполнявшиеся красноцветными отложениями, а кое-где и наземными эффузивами. Завершились эти движения внедрением массивов гранитоидов трещинного типа.
В позднем палеозое тектонические движения в Южном ТяньШане резко активизировались. В среднекаменноугольную эпоху в большинстве прогибов накапливались терригенные флишоидные толщи, а в прогибах юго-западной части Чаткальской горной системы и Гиссара — еще более мощные терригенпо-вулканогеп- ные толщи. Флишоидные прогибы были не долговечны: уже в позд некаменноугольную эпоху в них появляются грубообломочные породы, а в ранней перми накапливались типичные молассы, образование которых связано с разрушением поднятий. Наиболее поздние прогибы постепенно отмиравшей геосинклинали, запол-
2 9 8
.сильно расчлененный рельеф существовал здесь лишь в отдель ных участках, так как молассы верхнего палеозоя играют до вольно скромную роль.
В Северном Тянь-Шане тектонические движения конца палео зоя проявились в виде разломов, которые были использованы гранитоидной магмой, в результате чего сформировались интрузив ные массивы трещинного типа, несущие важную минерализацию.
Мезозойско-палеогеновый этап качественно резко отличался от предшествующих. В триасе уже весь Тянь-Шань представлял собой пенепленизированную слабо всхолмленную и медленно воздымавшуюся складчатую область, в пределах которой осадко образование почти не происходило.
Врэтском веке и юре тектонические движения несколько активизировались, особенно вдоль Таласо-Ферганского разлома,
врезультате чего были сформированы' крупные приразломные прогибы хребтов Каратау и Ферганского. Кроме того, в неболь ших депрессиях к западу от Таласо-Ферганского разлома накапли вались маломощные континентальные отложения.
Втечение мелового периода вместо отдельных юрских проги
бов осадкообразование охватило уже значительные площади, но опять-таки только западнее Таласо-Ферганского разлома.
Палеогеографические и палеотектонические условия палеогена были близки к меловым: в этот период в медленные погружения была вовлечена почти вся территория западнее Таласо-Ферган ского разлома, куда трансгрессировало море; восточнее континен
тальное осадконакопление локализовалось |
в пределах впадин. |
В конце палеогена начинается оживление тектонической |
|
деятельности — оно было предвестником тех |
грандиозных пере |
мещений земной коры, которые характеризуют неоген — антро-
погеновый этап новейших тектонических движений. |
В начале |
этого этапа — в массагетское время — движения были |
еще до |
вольно слабыми, немногим отличаясь от мел-палеогеновых. В бактрийское время и позже интенсивность их резко возрасла, что в конце концов привело к формированию сложного современного рельефа с его высочайшими хребтами и глубокими впадинами, выполненными континентальными молассами. Передвижение от дельных блоков происходило при этом вдоль крупнейших древ них структурных швов (см. рис. 76, б), а также по новым разло мам. В результате новейших движений породы мезозоя и кайно зоя были дислоцированы с образованием складчатых форм, об условленных дифференциальными перемещениями отдельных глыб основания.
Глава третья
ОБЛАСТИ МЕЗОЗОЙСКОЙ И КАЙНОЗОЙСКОЙ СКЛАДЧАТОСТИ
Южная часть Средней Азии, прилегающая к государственной границе СССР, входит в состав Средиземноморского пояса. В ней выделяются три обособленных региона, по-разному построенные и пережившие различную геологическую историю Памир, Тад жикская депрессия и Копетдаг. Их рассмотрение удобно начать с Памира, поскольку он обнаруживает тесную связь с охарактери зованным выше Тянь-Шапем.
ПАМИР
Крайняя юго-восточная часть горной Средней Азии назы вается Памиром. Западная, южная и восточная его границы сов падают с государственной границей, а на севере он отделен от Тянь-Шаня Алайской д о л и н о й ; на северо-западе Памир граничит с Таджик ской депрессией. Важней шие хребты Памира пока заны на рис.. 78.
Памир — это область высочайших горных со оружений Советского Сою за. Высота их часто выхо дит за пределы 6000 м, а отдельные вершины пре вышают 7000 м: пик Ком мунизма в северо-запад ной части Памира 7495 м, пик Ленина в Зааланском
хребте — 7134 м. По особенностям рельефа северная п запад ная части Памира сходны с высокогорными районами ТяньШаня, а юго-восточная часть представляет собой поднятое на огромную высоту нагорье, сравнительно слабо расчлененное эрозией.
301
В пространственном расположении разновозрастных комплек сов на Памире отмечается четко выраженная зональность. Это было выявлено на ранних этапах изучения этой горной области Д. В. Наливкпным, который в 1915 г. выделил в ее пределах дугообразно выгнутые на север полосы осадочных и метаморфиче ских пород. Намеченные этим ученым геологические элементы позже служили неизменной основой при тектоническом райониро вании Памира и нашли отражение в наименованиях геологиче ских зон — Северной, Центральной и Южной. В дальнейшем под наименованием Центральный Памир понимается область преимущественного распространения мезозойских отложений в его центральной и юго-восточной частях; граница его с Северным Памиром на западе условно проводится по долине р< Ваич, а вос точнее — вдоль системы Акбайтальских разломов. Южным, или Юго-Западным Памиром обозначается область преимуществен ного развития древних толщ, располагающаяся. южнее р. Гунт.
Стратиграфия
На Памире структурно-фациальная зональность подчерки вается пространственным расположением разновозрастных ком плексов: на Северном Памире развиты преимущественно палеозой ские отложения (исключая Заалайский хребет, сложенный мезо зоем и кайнозоем), в Центральном — мезозойские, на Южном — докембрийские. Породы кайнозоя пользуются крайне ограничен ным распространением.
Д о к е м б р и й . Вся юго-западная часть Памира занята наиболее крупным в Средней Азии выходом глубоко метаморфизованных докембрийских пород. В их составе находятся нередко сильно мигматизированные гнейсы — биотитовые, роговообманковые, биотит-гранатовые, силлиманитовые и другие, а также кварциты и мраморы. В средней части толщи, в которой разными авторами выделяется от семи до девяти свит, обнаружены споры. Мощность ее не менее 10 км. Определения абсолютного возраста для разных частей этой единой кристаллической серии, в которой не обнаружено перерывов и несогласий, дали цифры от 2700 до 1000 млн. лет; это позволяет некоторым исследователям считать, что в ней объединены отложения от архейских до верхпепротерозойских [115J; возможно, однако, что нижняя ее часть была сфор мирована в эозое.
В северо-западной и северо-восточной частях Центрального Памира выделяется ряд свит, объединяемых в составе ванчского и музкольского комплексов [15]. В их сложении участвуют гнейсы и кристаллические сланцы, кварциты, метаморфизованные песчаники и сланцы, мраморизованные известняки и мраморы, амфиболиты. Большая часть этих комплексов, мощность которых достигает 4—5 км, относится к верхнему протерозою, по верхняя их часть, вероятно, сформирована в кембрии.
го2