Каталог Минералов
 

Южный Тянь-Шань


Тектоника континентов и океанов / Северная и Восточная Азия / Южный Тянь-Шань
обсудить на форуме

Эта мегазона отличается выдержанностью своего строения на протяжении 3500 км
от хр.Султан-Увайс к югу от Аральского моря через Кызылкумы и вдоль всего Тянь-Шаня. Ее северо-восточным в Кызылкумах и северным в Тянь-Шане ограничением является хорошо выраженная офиолитовая сутура, наилучше изученная в Южной Фергане. Обнаженные в ней офиолиты рассматриваются как литосфера Туркестанского океана (В.С.Буртман), отделившего начиная с конца венда - начала кембрия Ка-захстано-Киргизский микроконтинент отТаримского континента на востоке и Алайского микроконтинента на западе. Ю.С.Бискэ выделяет две фазы раскрытия этого океана: первая длилась до среднего ордовика, а вторая относится к силуру и раннему девону. Первая фаза является одновременной с фазой раскрытия, вероятно, более узкого Киргизско-Терскейского бассейна, а вторая, напротив, совпадала с эпохой замыкания последнего и коллизии Срединного Тянь-Шаня с Северным.

Но зато синхронно со второй фазой развития Туркестанского океана, вернее одного из окраинномор-ских бассейнов Палеоазиатского океана, началось раскрытие более южного (в современных координатах) Зеравшанского «океана», представлявшего также окраинное море, но Палеотетиса. Этот бассейн отделил Алайский микроконтинент от Каракумо-Таджикско-го и так же развивался до раннего девона включительно. В ту же раннедевонскую эпоху началась субдукция литосферы Туркестанского бассейна под Казахстано-Киргизский микроконтинент; в среднем карбоне, с окончанием поглощения океанской литосферы произошла коллизия Алайского микроконтинента и Та-римского континента с Казахстано-Киргизским, с под-двигом первых под последний. Но еще раньше, в тур-нейском веке раннего карбона за счет раскола северной окраины Каракумо-Таджикского микроконтинента образуется узкий Южно-Гиссарский бассейн с корой океанского типа, вероятно, самый узкий из тяньшань-ских бассейнов и наиболее быстро замкнувшийся уже в среднем карбоне. В итоге, в среднем карбоне уже весь Южный Тянь-Шань вступил в орогенный этап своего развития, который продолжался до конца перми.

В соответствии с поперечной зональностью и стадийностью развития в Южном Тянь-Шане наблюдается следующая латеральная и вертикальная последовательность осадочных и вулканогенных формаций . Распространение офиолитов естественно приурочено или тяготеет к перечисленным выше сутур-ным зонам. Карбонатная платформа, перекрывавшая Алайский микроконтинент, была сформирована в силуре - раннем девоне и просуществовала до середины московского века среднего карбона. Образованию этой карбонатной платформы предшествовали каледонские деформации вулканогенно-осадочного чехла микроконтинента, особенно ярко проявленные в Кызылкумах. Нуратау-Алайская карбонатная платформа, как и другие биостромы, в пределах относительно мелководных участков бассейнов с океанской корой явились источником олистолитов и олистоплак, порой огромных размеров, во флишево-олистостромовой толще среднего-верхнего карбона и в более древних флише-вых формациях.

Последние, нередко с повышенной кремнистостью, выполняют ранее возникшие глубоководные бассейны. Наибольшим распространением флишевая формация пользуется в силуре Западного Тянь-Шаня. Еще одним типом доорогенных отложений является также глубоководная известково-кремни-сто-сланцевая формация малой мощности, выполняющая некомпенсированные троги, возникшие при деструкции северного края Алайского микроконтинента в девоне. Начало орогенного этапа ознаменовалось накоплением упомянутой выше флишево-олистостромовой толщи, продолжавшимся на крайнем юге до начала перми. Эта толща содержит конседиментационные гравитационные покровы, во фронтальной части распадающиеся на олистоплаки и олистолиты, иногда образующие целые горы. Нижняя пермь представлена морской (на севере) молассой, на юге флишоидной формацией, а верхняя - грубой континентальной крас-ноцветной. В тылу двигавшихся к югу покровов накопление моласс в межгорных прогибах началось уже в среднем карбоне.

Южный Тянь-Шань имеет типично выраженную покровную структуру (см. рис.5-24), впервые установленную в 1960 г. Г.С.Поршняковым. Тектонические покровы двигались в Восточном Тянь-Шане и в северной Букантау-Кокшаальской зоне Западного Тянь-Шаня к югу и развивались в том же направлении. Нижние покровы сложены карбонатами сорванного чехла Алайского микроконтинента; они надвинуты в Западном Тянь-Шане на верхнепалеозойский флиш, а в его восточной части и в Восточном Тянь-Шане этот флиш выполняет передовой прогиб и подстилается кремнисто-карбонатным конденсированным нижним карбоном и мощным терригенным девоном склона Тарим-ского континента. Деформации затронули и шельф окраины Тарима, включая и внутренний шельф в районе гор Келпинтаг. На карбонатных покровах стратиграфически залегает флишево-олистостромовая толща среднего-верхнего карбона, а выше, уже тектонически, кремнисто-сланцевые покровы силура - нижнего карбона. Следующая группа покровов сложена основными вулканитами силура-нижнего девона, перекрываемыми пелагическими кремнисто-карбонатными отложениями. И наконец, самая верхняя группа покровов образована офиолитами и возникшими в основном по ним же метаморфитами -зелеными сланцами, реже амфиболитами, эклогитами, голубыми сланцами.

В ранней перми весь этот пакет покровов был сложно дислоцирован в систему син- и антиформ, а в его
тылу на юге Ферганской впадины и в Кызылкум ах возник тыльный молассовый прогиб. С эпохой этих деформаций совпадает внедрение раннего комплекса коллизионных гранитоидов (330-300 млн лет).
В сакмарском веке ранней перми структура усложнилась горизонтальным изгибом складок, наиболее ярко проявленным в образовании знаменитой Восточно-Ферганской сигмоиды, впервыые описанной Д.И.Мушкетовым. Эти изгибы сопряжены с движениями по левосторонним продольным сдвигам. Вскоре после образования Восточно-Ферганской сигмоиды в ее вершине произошел разрыв, началось образование Таласо-Ферганского сдвига, смещение по которому к концу перми достигло 170 км и продолжается и в современную эпоху.

В Западном Тянь-Шане, как указывалось выше, к югу от основного покровно-надвигового Букантау-Кокшаальского пояса выделяется более южный Гисса-ро-Восточноалайский пояс, характеризующийся уже не южным, а северным направлением смещения покровов. Разделом между ними служит сдавленный встречными надвигами узкий молассовый прогиб. Последовательность покровных пластин в этом поясе не расшифрована столь детально и уверенно, как в Букантау-Кок-шаальском поясе. В строении покровов участвуют практически те же типы формаций, но определенным отличием служит появление флишево-олистостромовой формации уже в раннем карбоне. Она слагает один из нижних покровов этого пояса, надвинутый на передовой прогиб, выполненный флишево-олистостромовой формацией более молодого возраста (верхи нижнего - верхний карбон). Местами из под этого надвига появляются чешуи известняков девона. Средние покровные пластины сложены девонскими (D, 3) вулканитами, авыше-среднепалеозойскими известняками, в нижней части разреза шельфовыми, а выше глубоководными, кремнистыми, стратиграфически перекрыва-емыми флишево-олистостромовыми образованиями нижнего карбона. А в еще более высоких (гипсометрически) покровах появляются нижне- и среднепалеозой-ские зеленые сланцы, образованные по офиолитам Зе-равшанского «океана». Весь этот пакет Зеравшано-Восточноалайских покровов сопровождается с юга тыловым Каракульским прогибом. На этот прогиб с юга надвинут Южно-Гиссарский карбон-пермский вул-кано-плутонический пояс, включающий огромный Гиссарский гранитный батолит. Этот пояс наложен уже на северный край Каракумо-Таджикского микроконтинента с докембрийским фундаментом и чехлом из терригенного верхнего ордовика - нижнего силура и карбонатного верхнего силура - среднего девона. Образование Южно-Гиссарского вулкано-плутоническо-го пояса достаточно очевидно связано с субдукцией литосферы Зеравшанского «океана» под микроконтинент, а в визе-башкире пояс осложнился рифтом, породившим Южно-Гиссарский бассейн с океанской корой, вероятно красном орского типа. Этот бассейн вскоре, уже в среднем-позднем карбоне, испытал замыкание.

Завершение становления покровно-складчатой структуры Южного Тянь-Шаня сопровождалось интрузиями гранитоидов не только в обрамляющих поясах - Кураминском и Южно-Гиссарском, но и в пределах центральной части самого покровно-складчатого сооружения. Эта генерация гранитоидов имеет возраст конца карбона - перми (290-250, с кульминацией 270 млн лет) и включает субщелочные и щелочные разности.



  • Моя коллекция
  • Добавить образец
  • Добавить месторождение
  • Предложить новость
  • Управление рассылкой
  • Профайл