МЕЗОЗОЙСКО-КАЙНОЗОЙСКИЕ ВНУТРИГОРНЫЕ ВПАДИНЫ ТЯНЬ-ШАНЯ И ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ: СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И КОРРЕЛЯЦИЯ СОБЫТИЙ СТАТЬЯ 1. ПОСТАНОВКА ВОПРОСА. ВНУТРИГОРНЫЕ ВПАДИНЫ ГИССАРО-АЛАЯ И ЦЕНТРАЛЬНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ

1. ВВЕДЕНИЕ

Изучение строения и геологического развития отрицательных структур (осадочных бассейнов) является основным источником знаний об эволюции земной коры на плитном и орогенном этапах, и одна из разновидностей таких структур – межгорные и внутригорные впадины. В представленных публикациях содержатся описание и сравнительно-тектонический анализ мезозойско-кайнозойских внутригорных впадин Гиссаро-Алайской горной системы, Центрального Тянь-Шаня и Западного Забайкалья (рис. 1). Выбор объектов не случаен: Тянь-Шань и Западное Забайкалье – это фрагменты единого Евразийского орогена, внутригорные впадины в этих регионах широко распространены, хорошо изучены и являлись объектами исследований авторов статьи.

Тянь-Шань и Прибайкальский регион прошли многоэтапную геологическую историю, разброс мнений по которой, в том числе и для альпийского времени, весьма велик. Анализ этих представлений в данной статье был бы излишен, но можно отметить, что обычно предлагается какой-либо один источник тектонического воздействия, и многие таковым считают Индо-Евроазиатскую коллизию. При этом тектоническую структуру верхнего корового слоя рассматривают как пассивное отражение процессов в нижней коре и мантии. В этой работе мы не отдаем приоритет какой-либо модели альпийского тектогенеза, задача состоит лишь в констатации некоторых фактов и положений, отражающих альпийскую тектонику региона, на которые до сих пор не обращали должного внимания. В первой статье цикла рассмотрены внутригорные альпийские впадины гиссаро-алайского и центрального сегментов Тянь-Шаня.

2. ВНУТРИГОРНЫЕ ВПАДИНЫ ТЯНЬ-ШАНЯ

Тянь-Шань представляет собой фрагмент палеозойского Центрально-Азиатского подвижного пояса (рис. 2). К концу палеозоя на месте современного Тянь-Шаня была сформирована складчато-покровная область [Biske, 2018; Burtman, 2012; Leonov, 1990; Mikolaichuk et al., 2003; Shadchinev, Bakhtdavlatov, 2008; и др.], которая в поздней перми ‒ среднем триасе подверглась размыву и пенепленизации. С позднего триаса до середины олигоцена на территории Тянь-Шаня господствует режим молодой платформы, а с середины олигоцена до настоящего времени регион является частью Евразийского внутриконтинентального орогена. Отложения мезозойско-кайнозойского плитного и орогенного чехла сохранились во впадинах, обрамляющих горное сооружение, а также во внутригорных депрессиях. Современная морфоструктура региона определяется наличием сопряженных антиклинальных (хребты) и синклинальных (впадины) складок [Kostenko, 1972], известных также как изгибы «большого радиуса кривизны» [Stille, 1964] или «мегаскладки основания» [Argan, 1935] (рис. 3).

В структурно-историческом плане Тянь-Шань неоднороден, и анализируемые объекты охватывают Гиссаро-Алайскую и Центрально-Тяньшаньскую провинции, которые различаются строением фундамента, структурой, морфологией, глубинным строением и раздел между которыми проходит по линии Таласо-Ферганского разлома [Alekseev et al., 2014; Alexeiev et al., 2015; Batalev et al., 2011, 2013; Biske, 2018; Burtman, 2012; Makarov, 1990; Leonov, Przhiyalgovskii, 2021; Rybin et al., 2021; Sabitova et al., 2005; Ufimtsev et al., 2009].

2.1. Внутригорные впадины гиссаро-алайского сегмента

Гиссаро-Алайская горная система ‒ это обособленный морфоструктурный сегмент Тянь-Шаньского орогена, с севера и с юга ограниченный разломами (см. рис. 2; рис. 4, 5). Характерным элементом Гиссаро-Алая являются многочисленные внутригорные отрицательные морфоструктуры (впадины, грабен-синклинали), геология которых рассмотрена во многих работах [Bosov, 1972; Kazakov et al., 1985; Korzhenkov, Mikolaychuk, 2009; Kraidenkov, 1971; Makarov, 1990; Makarov et al., 2011; Makarova et al., 1973; Nesmeyanov, Barkhatov, 1978; Obukhov, 1990; Tadzhibekov, 2005; Trifonov et al., 2008; Chedia, Utkina, 1990; Shadchinev, Bakhtdavlatov, 2008; и мн. др.], в том числе – в публикациях авторов данной статьи [Leonov, 1990, 1996, 2005, 2008, 2013; Leonov, Przhiyalgovskii, 2021; Morozov, Talitsky, 2006; Morozov et al., 2014; Przhiyalgovskii, Lavrushina, 2020].

Литостратиграфия, режимы и этапы эволюции. Отложения мезозоя и кайнозоя гиссаро-алайского сегмента с угловым несогласием залегают на палеозойском складчато-метаморфическом основании, образуя альпийский платформенно-орогенный чехол (рис. 6). Отложения чехла представлены серией литостратиграфических комплексов [Dzhalilov et al., 1971; Nesmeyanov, Barkhatov, 1978; Shadchinev, Bakhtdavlatov, 2008] (снизу вверх): cероцветный континентально-лимнический комплекс: конгломераты, песчаники, глины, алевролиты, глинистые сланцы, угли (T₃‒J); сероцветно-красноцветный континентальный комплекс: глины, аргиллиты, песчаники, гравелиты, конгломераты, угли (K₁); пестроцветный карбонатно-хемогенно-терригенный мелководно-морской комплекс: глины, алевро-аргиллиты, песчаники, известняки, доломиты, гипсы (K₂‒₽₂); красноцветный континентальный комплекс: глины, алевро-аргиллиты, песчаники, гипсы, мелкогалечные конгломераты (₽₃); сероцветный континентальный комплекс: конгломераты, гравелиты, песчаники, галечники, гравийники, пески, глины, лессовидные суглинки (N–Q). Литостратиграфические комплексы являются вещественным выражением геологических событий, что позволяет проводить корреляцию тектоноседиментационных циклов, выявлять их генезис, устанавливать их рубежи и длительность (рис. 6).

В поздней перми, раннем и среднем триасе на месте герцинской покровно-складчатой области был выработан эпигерцинский пенеплен и сформирована кора выветривания. Территория имела высокое стояние, и бассейновые отложения практически отсутствовали [Earth’s Crust..., 1974]. Платформенный режим для Тянь-Шаня и других областей Средней Азии сохранялся и в позднем триасе [Troitsky, 1967].

Юрские континентальные отложения присутствуют в Гиссаро-Алае во многих впадинах и залегают на породах палеозоя и триаса с размывом и несогласием. Юра представлена серыми и черными глинами, алевролитами, песчаниками с линзами и пластами гравелитов и конгломератов, бурыми углями, известняками и мергелями. Отложения соответствуют континентальным озерным, болотным и аллювиальным обстановкам со слаборасчлененным рельефом. На южной окраине Гиссарского хребта (Душанбинский прогиб) верхнеюрские отложения представлены прибрежпо-морскими и лагунными образованиями незначительной мощности с обильной эндемичной фауной. Полнота разрезов юры в разных впадинах и вариации мощности отложений составляют от сотен метров до полного отсутствия даже в пределах одной впадины. Значительные прогибания и накопление мощных (до 4000 м) осадков приурочены только к юго-восточной части Таласо-Ферганского разломного шва, отделяющего гиссаро-алайский сегмент от центрально-тяньшаньского, и характер осадконакопления не отражает общерегиональной палеотектонической обстановки.

Отложения позднего триаса, ранней и средней юры свидетельствуют о платформенном режиме, нарушаемом периодами тектонической активизации: дифференциацией рельефа, пликативной деформацией домезозойского пенеплена, заложением системы неглубоких прогибов и невысоких поднятий, локальным смятием и незначительным проявлением вулканизма.

Резкая смена режима осадконакопления происходит на границе юры и раннего мела. Аллювиально-озерно-болотные угленосные осадки юры сменятся относительно континентальными лагунными и лагунно-морскими отложениями нижнего мела. Отложения мела фациально изменчивы и залегают или согласно на верхнеюрских породах, или с резким азимутальным и угловым несогласием на палеозойском фундаменте. Нижний мел (мощность 0‒400 м) представлен: (а) терригенными осадками аллювиально-пролювиальных и аллювиально-дельтовых фаций; (б) терригенными породами с прослоями и пачками доломитистых, детритовых и песчано-глинистых известняков, характерными для краевой части эпиконтинентального морского бассейна; (в) континентальными красноцветными песчаниками и конгломератами, распространенными во внутренних впадинах.

На рубеже раннего и позднего мела вновь происходит изменение режима седиментации: исчезает грубый терригенный материал, сокращается количество красноцветных прослоев, возрастает роль карбонатных и глинисто-гипсовых отложений. Осадки характеризуют обстановки мелководного эпиконтинентального морского бассейна и отшнурованных морских лагун. Отдельные зоны размыва сохраняются, но, судя по составу и гранулометрии отложений, размах рельефа в это время невелик. Спорадическое присутствие глыбовых брекчий указывает на всплески тектонической активности, являющейся отражением тектонических событий в Тетической области [Nikonov, 1990; Shcherba, 1990] и неполной консолидации корового слоя на территории Гиссаро-Алая.

В позднем мелу следует серия трансгрессивных и регрессивных циклов, и постепенно трансгрессия моря захватывает практически всю территорию Гиссаро-Алая. Мощности, литологические особенности и распределение химических элементов в отложениях мела от места к месту меняются [Bosov, 1972], что свидетельствует о различии областей питания и скорости вертикальных движений в разных сегментах Гиссаро-Алая. Такой режим существует до конца эоцена, и на территории Гиссаро-Алая в это время происходит накопление карбонатно-глинисто-гипсовых и терригенных континентальных, лагунных и мелководноморских осадков незначительной мощности. Устанавливается режим чередования эпох геодинамического равновесия (например, эпоха предпозднемеловой пенепленизации) и этапов тектонической активизации. Так, на рубеже позднего сенона и датско-бухарского времени происходит замена морских рудистовых известняков лагунными гипсами, что свидетельствует о восходящих тектонических движениях и регрессии моря. Происходит незначительная деформация домезозойского пенеплена и формирование прогибов и поднятий, однако размах движений невелик и не оказывает существенного влияния на процессы осадконакопления.

Новый этап осадконакопления наступает с начала олигоцена, когда происходит смена закисной (серо-зеленая окраска пород) обстановки на окисную (красноцветная окраска пород) и накопление маломощных (20–100 м) отложений шурысайской, сумсарской и нижнемассагетской свит, которые с размывом залегают на подстилающих отложениях и представлены красноцветными песчаниками, алевролитами и глинами с прослоями гравелитов и гипсов с трещинами усыхания и следами илоедов. Состав отложений свидетельствует о предельной выравненности рельефа и слабом проявлении тектонических движений. В палеогене между Ферганским и Таджикским бассейнами существовал раздел [Davidzon et al., 1982], однако латеральная выдержанность состава и строения отложений указывает на существование протяженных пологих прогибов. Отложения олигоцена с размывом и несогласием перекрыты грубообломочными отложениями нижнего миоцена.

Следующий возрастной рубеж приходится на границу миоцена и плиоцена, которой соответствует региональное предбактрийское несогласие и образование мощных грубообломочных толщ бактрийской свиты, субсогласно залегающих на глинах массагетской серии или лежащих непосредственно на породах палеозоя. Эти отложения фиксируют возникновение горного рельефа. На рубеже плиоцена и плейстоцена из разрезов исчезают отложения, имеющие площадное распространение. Четвертичные отложения представлены спорадически развитыми аллювиальными, склоновыми коллювиальными и ледниковыми образованиями, свидетельствующими о механической эрозии рельефа.

Мнения о времени смены платформенного режима на орогенный неоднозначны. Согласно [Mossakovsky et al., 1993], этот рубеж соответствует границе эоцен/олигоцен, и именно с этого рубежа начинается молассовый этап [Baikov, Sedletckiy, 2008]. По мнению автора работы [Nikonov, 1990], смена режима платформа/ороген совпадает с границей олигоцена и миоцена. Разночтение связано со своеобразием олигоценового этапа: резкой сменой осадочного процесса с мелководно-морского на континентальный в начале этапа, отложением тонких красноцветных континентальных осадков, резкой сменой характера седиментации на границе олигоцена и миоцена. Перечисленные особенности обусловили выделение олигоценовых образований в комплекс «нижней тонкой молассы», характеризующей особое состояние недр: относительный тектонический покой и в то же время резкую смену геодинамической обстановки с платформенной на орогенную. С раннего миоцена начинается формирование современного внутриконтинентального орогена. В начальную стадию (ранний миоцен ‒ плиоцен) орогенические движения приводят к возникновению холмисто-долинного рельефа и накоплению относительно тонких моласс типа массагетской серии. В зрелую стадию (плейстоцен ‒ квартер) формируется высокогорный рельеф и происходит накопление мощных грубообломочных отложений.

Взаимоотношение литостратиграфических комплексов подчиняется закономерности, отражающей чередование этапов осадконакопления и периодов поднятия и размыва. Отложения каждого из более молодых комплексов с размывом и зачастую с угловым несогласием перекрывают более древние толщи вплоть до фундамента. В одних разрезах (зонах) размыв минимален или отсутствует и молодые отложения залегают на более древних без перерыва. В других – молодые осадки ложатся на различные горизонты подстилающего разреза. Такая ситуация свидетельствует о 3D подвижности фундамента и изгибной деформации домезозойской и более молодых поверхностей выравнивания, а также о перманентном изменении рельефа во времени как на уровне поверхности фундамента, так и на уровне дневного среза.

Таким образом, для территории Гиссаро-Алая в позднегерцинское и альпийское время наиболее значимыми являются разделы: ранняя пермь – поздняя пермь; средний – поздний триас; триас – юра; юра – ранний мел; ранний – поздний мел; эоцен – олигоцен; олигоцен – миоцен; плиоцен – квартер. При этом прослеживаются позднепермско-среднетриасовый (доплитный) и олигоценовый (предорогенный) временные интервалы, «до» и «после» которых палеогеографические и тектонические обстановки в регионе принципиально меняются. В первом случае: «до» – герцинская покровно-складчатая область, «после» ‒ эпигерцинская платформа. Во втором случае: «до» ‒ эпигерцинская платформа, «после» ‒ внутриконтинентальный ороген.

Тектоническая позиция, структура, геодинамика. Гиссаро-Алай представляет собой высокогорную страну (≈100×1000 км) с высотными отметками до 5.0‒5.5 тыс. м и более. Горное сооружение, в состав которого входят Алайский, Туркестанский, Зеравшанский, Гиссарский и другие хребты, обрамлено межгорными впадинами: Ферганской – на севере, Алайской и Таджикской – на юге. С востока Гиссаро-Алай ограничен Таласо-Ферганским разломом, на западе горы Тянь-Шаня погружаются под осадочный чехол Туранской плиты.

Линейная система хребтов разделена внутригорными впадинами, которые выполнены платформенными и орогенными отложениями мезозоя и кайнозоя (см. рис. 3, 4, 5; рис. 7, 8). Впадины образуют систему линзо- и ромбовидных кулис, являющихся синклинальными складками, приуроченными к линейным структурным швам ‒ зонам сочленения палеозойских структурно-формационных элементов. Оси складок и структурные швы расположены под углом 10–15° по отношению к субширотному тектоническому плану горного сооружения. Расстояние между осевыми плоскостями впадин-синклиналей составляет 20–24 км. При схождении разломов, ограничивающих впадины, возникают структуры «тектонического сшивания» (рис. 9), в которых могут быть скрыты значительные объемы геологического пространства. Протяженность выходов мезозойско-кайнозойских отложений в отдельных впадинах-синклиналях от 1–5 до 10–25 км.

Складки бывают открытые ‒ симметричные, моновергентные и конвергентные [Sadybakasov, 1990; Leonov, 2005]. Открытые симметричные структуры характерны для района западного погружения горного массива (например, Самаркандская депрессия). Углы падения на крыльях таких структур составляют 10–40°, внутренние деформации развиты слабо или отсутствуют. Моновергентные структуры асимметричны (см. рис. 7, 8). Внутренние крылья складок крутые (50–90°), в ряде случаев запрокинуты и срезаны разломами типа взбросов, взбросо-сдвигов и взбросо-надвигов [Lukina, 1977]. Породы чехла в зонах разрывов могут быть интенсивно дислоцированы и раздроблены. На внешних пологих крыльях углы падения пластов 10–40°. Здесь породы практически не дислоцированы и отложения чехла залегают на фундаменте с размывом и несогласием.

У конвергентных складок пласты на крыльях запрокинуты навстречу друг другу и образуют перевернутый веер. Осевые плоскости имеют положение, близкое к вертикальному или наклоненное в сторону от оси горного сооружения. Крылья конвергентных складок часто срезаны встречными взбросами, взбросо-надвигами и взбросо-сдвигами. Днища впадин всех типов соответствуют поверхности домезозойского выравнивания (поверхности фундамента), образуют пликативные изгибы или расположены субгоризонтально. Смещения по взбросам и надвигам, ограничивающим впадины, незначительны (сотни метров, реже 1–3 км). За пределами многих впадин разрывы затухают как по простиранию, так и по падению.

Степень структурно-вещественных преобразований альпийского времени и напряженность инфраструктуры в породах фундамента выше, чем в отложениях чехла. Породам основания свойственна 3D реидная деформация, а чехольные комплексы, за исключением отдельных зон, смяты в широкие открытые складки, осложненные складками второго порядка, малоамплитудными разломами и зонами внутрипластового течения.

Особенности осадконакопления указывают на то, что морфоструктурные элементы в регионе развивались в течение всего альпийского этапа. Для мезозоя – палеогена характерны колебательные движения с общей тенденцией к погружению. В неоген-четвертичное время произошла смена знака тектонических движений и вся территория Гиссаро-Алая была преобразована в ороген с резко расчлененным высокогорным рельефом [Babaev, 1975]. Зафиксированная в чередовании поднятий и седиментационных ванн деформация домезозойской и более молодых поверхностей выравнивания, а также их современная пликативная структура свидетельствуют о том, что породы палеозойского фундамента в альпийском тектогенезе проявляют себя как квазипластичная субстанция. Движение вещества обеспечивается за счет механизмов структурно-вещественной переработки горных масс фундамента: пластической деформации в разных формах и масштабах ее проявления, хрупкого разрушения и катаклаза, меланжирования, динамической рекристаллизации и пр. [Hanmer, Passchier, 1991; Konygin et al., 1988; Leonov, 1996, 2008, 2013; Leonov et al., 2020a, 2021].

В целом альпийская морфоструктура Гиссаро-Алая отражает изгибную деформацию поверхности фундамента (домезозойской поверхности выравнивания) и слоев вышезалегающего осадочного чехла, обусловленную бивергентным растеканием горных масс в условиях гравитационной неустойчивости горного сооружения при незначительном поперечном сокращении пространства [Trifonov et al., 2008; Chedia, Utkina, 1990]. С этими процессами в отдельных мегаструктурах (Ягнобско-Сугуская, Алайско-Майлисуйская зоны) связано проявление горизонтально-плоскостного тектонического течения. В то же время совокупность структурно-кинематических индикаторов – линзовидно-кулисное расположение впадин и осей складок, косо ориентированное по отношению к генеральному структурному плану Гиссаро-Алая; деформация обломков и галек в конгломератах; линзовидно-пятнистое рассланцевание пород; субвертикальное расположение сланцеватости при субгоризонтальной позиции линейных структур и пр. – свидетельствует и о наличии вертикально-плоскостной сдвиговой составляющей движения горных масс, сосредоточенной в пределах узких тектонических швов, разделяющих крупные морфоструктурные элементы (Нуратау-Курганакская зона) [Morozov, Talitsky, 2006; Morozov et al., 2014]. В современной структуре мезозойско-кайнозойские впадины Гиссаро-Алая образуют кулисно эшелонированные системы, пространственно приуроченные к зонам концентрированной деформации с явно выраженным субширотным сдвиговым течением горных масс [Morozov, Talitsky, 2006] и субгоризонтальным поперечным растеканием с элементами так называемого «гравитационного рифтинга».

Возникновение отрицательных структур в теле постпалеозойской плиты Гиссаро-Алая и конформных им изгибов поверхности фундамента невозможно без придания породам объемной подвижности (текучести), что находит отражение в морфо- и инфраструктуре пород палеозойского фундамента [Leonov, 2008; Leonov, Przhiyalgovskii, 2021; Leonov et al., 2017, 2020a; Morozov et al., 2014; Przhiyalgovskii, Lavrushina, 2020]. Действие механизмов структурно-вещественной переработки приводит к формированию блочно-гранулированной структуры пород, в результате чего они приобретают 3D подвижность и сверхпластичность [Gol’din, 2002; Kaibyshev, Pshenichnyuk, 1999; Kocharyan, 2016; Revuzhenko, 2003], обеспечивающие тектоническое течение горных масс.

Об объемном перераспределении горных масс свидетельствует развитие прогибов и поднятий, которое до середины миоцена шло по пликативному сценарию лишь с незначительным участием хрупких деформаций [Bosov, 1972; Sadybakasov, 1990]. Латеральное тектоническое течение происходит на разных уровнях верхне- и нижнекорового слоя и сопровождается возникновением субгоризонтальной и субвертикальной тектонической расслоенности, а также возникновением автономной структуры в каждом из слоев или горизонтов [Leonov, 2008; Leonov, Przhiyalgovskii, 2021], разделенных зонами концентрированного вязкого течения и срыва, которые зафиксированы в коровом слое как прямыми наблюдениями благодаря наличию структурно-кинематических комплексов-показателей, так и расположением очагов землетрясений.

Основные закономерности альпийской геодинамики гиссаро-алайского сегмента отражены на рис. 10, а их детальное обоснование, анализ и библиография (более 100 позиций) приведены в работах [Leonov, 1990, 2005, 2008]. Здесь же отметим, что районы с относительно небольшими по размеру внутригорными впадинами приурочены к области схождения и погружения коровых и относительно охлажденных астеносферных масс. Комплементарные относительно разогретые объемы расположены под крупными Афгано-Таджикской и Ферганской депрессиями.

Глубинное состояние недр коррелятивно распределению мощностей мезозойско-кайнозойских отложений и морфоструктурных парагенезов, которые указывают на отток материала из-под Ферганской и Афгано-Таджикской впадин и скучивание его в области горного поднятия. Коровые массы в зоне скучивания находятся в состоянии гравитационной неустойчивости [Leonov, Przhyjalgovskii, 2021; Nikolaev, 1992], что вызывает их дивергентное «растекание» и «гравитационный рифтинг».

2.2. Внутригорные впадины центрального (киргизского) сегмента

Центральный Тянь-Шань включает территорию между Чуйско-Илийской (на севере) и Таримской (на юге) впадинами, протягивающуюся с запада на восток от Таласо-Ферганского разлома примерно до меридиана 80° в.д. (рис. 11). Этот сегмент подразделен [Alekseev et al., 2014; Biske, 2018; Burtman, 2012] (см. рис. 2; рис. 11) на Северный (каледонский), Срединный (каледонский, активизированный в герцинское время) и Южный (герцинский) Тянь-Шань. К началу мезозоя территория Центрального Тянь-Шаня переходит в режим эпипалеозойской платформы. Геологическое строение и развитие Центрального Тянь-Шаня в мезозое и кайнозое отражены в работах [Abdrakhmatov, Dzhanabilova, 2016; Bachmanov et al., 2008; Burtman, 2012; Buslov et al., 2008; Gilligan et al., 2014; Geology..., 1972a, 1972b; Chediya, 1973; Korzhenkov, Mikolaichuk, 2009; Kostenko, 1972; Leonov, 2013; Leonov et al., 2021; Makarov, 1990; Makarov et al., 2011; Mikolaichuk et al., 2003; Morozov et al., 2014; Przhiyalgovskii, Lavrushina, 2017, 2020; Przhiyalgovskii et al., 2018, 2020, 2022; Trifonov et al., 2008, 2021]. Характерным элементом этой области являются мезозойско-кайнозойские внутригорные впадины, образующие единый морфоструктурный парагенез с разделяющими их хребтами – выступами палеозойского фундамента.

Литостратиграфия, режимы и этапы эволюции. Как и Гиссаро-Алай, киргизский сегмент представлен двумя структурными этажами: палеозойским фундаментом и залегающим на фундаменте с угловым и стратиграфическим несогласием мезозойско-кайнозойским осадочным чехлом (рис. 12). Отложения чехла выполняют систему внутригорных впадин, а также представлены корами выветривания и небольшими останцами, сохранившимися в пределах горных массивов.

Мезозойско-кайнозойские отложения региона в различных внутригорных впадинах достаточно однотипны, хотя и характеризуются вариациями (иногда довольно значительными) мощности и фациального состава, выпадением отдельных горизонтов и т.д. Однако формационный состав отложений в разных впадинах практически идентичен. Начало, окончание и продолжительность тектоноседиментационных этапов в разных районах несколько не совпадают, но, тем не менее, чрезвычайно близки по времени проявления. В частности, длительность позднеорогенного этапа, хотя и различна в разных регионах, укладывается в 2.5 млн лет [Aleshkinskaya et al., 1972; Chediya, 1973; Trifonov et al., 2008], т.е. в очень короткий интервал геологического времени. Предорогенный этап, напротив, растянут по времени (K₂–₽₂), но фиксируется маломощной пачкой глин и паттумов, формировавшейся на пенеплене [Bachmanov et al., 2008; Simonov et al., 2008].

Начиная cо второй половины пермского периода на территории Центрального Тянь-Шаня устанавливается платформенный режим. Регион становится областью денудации, формируется региональная поверхность выравнивания с корой выветривания, на которой с размывом залегают отложения плитно-орогенного чехла. Разрезы мезозойско-кайнозойских впадин Центрального Тянь-Шаня сходны, их корреляция проведена на основе биостратиграфических и изотопно-геохронологических данных [Aleshkinskaya et al., 1972; Bachmanov et al., 2008; Dmitrieva, Nesmeyanov, 1982; Fortuna, 2022; Fortuna et al., 2010; Geology..., 1972a, 1972b; Korzhenkov, Fortuna, 2002; Sikstel, 1960; Simonov et al., 2008; Trifonov et al., 2008; Troitsky, 1967; Turdukulov, 1987].

Мезозойские отложения, мощностью до 450‒600 м, имеют незначительное распространение, залегая на эпипалеозойской коре выветривания или непосредственно на породах фундамента. Отложения представлены песчано-глинистыми породами, содержащими прослои и линзы гравелитов, мелкогалечных конгломератов, углей и углистых глин, фациально отвечающих болотно-озерным обстановкам. На основании остатков ископаемой флоры породы отнесены к верхнему триасу (норийский и рэтский ярусы) ‒ ранней юре. В это время происходит заложение прогибов в пределах Иссыккульской, Минкуш-Кёкёмеренской, Нарынской и других впадин. Судя по резким вариациям мощностей и фаций, юрские бассейны имели облик нешироких трогов с незначительными превышениями бортов относительно днища и, не имея площадного распространения, вероятно, заполняли отдельные озерно-болотные западины рельефа в зоне дифференциальных подвижек. Тянь-Шань в юрский период представлял собой территорию с пологоволнистым рельефом и системой внутренних впадин, контуры которых не совпадают с контурами более поздних прогибов.

Отложения средней ‒ верхней юры, нижнего мела и большей части верхнего мела на данной территории не обнаружены ‒ скорее всего, они отсутствовали изначально, но, возможно, были уничтожены предпозднемеловой денудацией. На породах палеозоя и юры залегают отложения кайнозоя (снизу вверх): коктурпакская свита, киргизский (красноцветный) комплекс, тяньшаньский (палевый) комплекс, шарпылдакская свита.

Коктурпакская свита (K₂‒₽_1–2). Свита представляет собой маломощный (до нескольких десятков метров) горизонт вишнево-красных и бурых глин, мусорных гравелитов, паттумов, мелкообломочных брекчий с известковыми конкрециями, брекчиевидных карбонатных пород. В основании свиты расположены темно-бурые гравелиты или конгломераты с неокатанными обломками нижележащих пород (гранитов, известняков и пр.). Отложения коктурпакской свиты залегают или на юрских породах, или непосредственно на поверхности палеозойского фундамента и представляют собой продукт переотложения апопалеозойской латеритной коры выветривания. Во многих впадинах в нижней части свиты присутствуют маломощные тела базальтов, датированные по ⁴⁰Ar/³⁹Ar в интервале 60‒76 млн лет, а по результатам K-Ar анализа – 53±1‒55 и 68.4±2.3 млн лет [Bachmanov et al., 2008; Simonov et al., 2008]. Эти данные, наряду с данными палинологии [Geology..., 1972a, 1972b] и возрастом вышележащих слоев, позволяют датировать начало формирования осадочного чехла в интервале конец позднего мела ‒ начало палеоцена, а коктурпакскую свиту в целом относить к концу позднего мела ‒ началу эоцена.

Киргизский комплекс (P₃–N₁). Отложения киргизского комплекса известны во всех впадинах. Они залегают с постепенным переходом или с небольшим размывом и несогласием на подстилающих породах коктурпакской свиты. Комплекс слагают красноцветные, бурые и палевые терригенные континентальные отложения: гравелиты, полимиктовые, ритмично пересливающиеся с песчанистыми глинами, конгломератобрекчии, паттумы, песчаники. В составе галек преобладает местный обломочный материал, который поступал с окрестных поднятий. Вверх по разрезу увеличивается содержание глинистого материала, но в паттумах верхних горизонтов отмечено высокое содержание обломков юрских и палеогеновых песчаников и сланцев. Мощность комплекса до 250 м. Аномальной является мощная (до 1.5 км) толща конгломератов Минкуш-Кёкёмернской зоны, содержащая гальку и валуны нижнекаменноугольных известняков Срединного Тянь-Шаня [Sadybakasov, 1990; Bachmanov et al., 2008]. Позднеолигоценовый – среднемиоценовый возраст комплекса определен на основании стратиграфического положения, находок ископаемой фауны и данных спорово-пыльцевого анализа [Dmitrieva, Nesmeyanov, 1982; Geology..., 1972a, 1972b]. Киргизское время в регионе ‒ это время зарождения современного структурного плана и дифференциации вертикальных движений, вызвавших формирование обширных межгорных котловин, ограниченных невысокими (первые сотни метров) поднятиями. В раннемиоценовых бассейнах накапливались эвапориты, что указывает на спокойный тектонический режим этого этапа. Всплеск интенсивных орогенических движений отмечен в конце олигоцена накоплением красноцветов молассового облика [Turdukulov, 1987].

Тяньшаньский (иссыккульский) комплекс (N₁–N₂). Отложения этого комплекса согласно залегают на породах киргизского и присутствуют во всех впадинах. Комплекс представлен палево-серыми обломочными континентальными отложениями, среди которых присутствуют гравелиты и песчаники с песчано-карбонатным цементом, конгломераты, паттумы, брекчии с глинистым цементом, суглинки, глины и мергели. Мощность отложений колеблется от 200 м в краевых частях впадин до 2500 м в центральных. В породах комплекса собраны палеофлористические остатки, моллюски и остатки ископаемой фауны плиоценового возраста. На основании палеонтологических определений и согласного залегания на «киргизских» отложениях для тяньшаньского комплекса принят позднемиоценовый – плиоценовый возраст. По данным термолюминесцентного анализа верхние горизонты комплекса датированы интервалом 1.5‒2.0 млн лет. Как и миоцен, плиоценовое время было тектонически спокойным. Продолжающаяся деформация поверхности палеозойского основания, хотя и достигла размаха в несколько километров, компенсировалась эрозией хребтов и отложением осадков во впадинах, озерных котловинах или на предгорных равнинах. Рельеф в областях седиментации был слаборасчлененным, а площадь осадочных бассейнов по сравнению с киргизским временем увеличилась.

Шарпылдакская свита (Q¹₁). Отложения свиты представлены толщей конгломератобрекчий и глыбовых конгломератов, расслоенных пластами средне- и крупнозернистых песчаников и лессов. Мощность отложений составляет сотни метров, но в отдельных структурах (Чуйская впадина) достигает полутора километров. Состав галек и валунов в отложениях соответствует набору пород палеозоя и докембрия, представленных на прилегающих горных склонах. Вверх по разрезу обычно происходит увеличение размерности обломочного материала. В прибортовых частях впадин отложения свиты залегают с резким угловым несогласием на отложениях тяньшаньского и киргизского комплексов; в центральных частях котловин отложения свиты обычно залегают согласно с нижележащими. Породы имеют пролювиально-аллювиальный, флювиогляциальный и селевый генезис. Обычны также слои лёссов и крупноглыбовых микститов ледникового происхождения. Возрастной интервал накопления шарпылдакской свиты 2.5‒2.0 млн лет (ранний плейстоцен) [Dmitrieva, Nesmeyanov, 1982; Geology…, 1972b; Korzhenkov, Mikolaichuk, 2009; Trifonov et al., 2008].

Таким образом, особенности осадконакопления указывают на единый для всей территории Центрального Тянь-Шаня стиль геологического развития на протяжении всего мезозоя и кайнозоя, а также позволяют выделить несколько этапов с разными тектоноседиментационными режимами (рис. 12).

Платформенный этап (триас ‒ поздний мел). Становление эпигерцинской платформы, денудация, формирование региональной коры выветривания. В начале этапа (ранняя юра) ‒ зарождение пологохолмистого рельефа и болотно-озерных впадин, являющихся отражением слабых эпейрогенических движений. Предорогенный (переходный) этап (конец позднего мела ‒ начало эоцена). Пенепленизация территории, формирование региональной коры выветривания, накопление в западинах рельефа продуктов ее перемыва, малообъемные трещинные излияния базальтов. Раннеорогенный этап (поздний эоцен ‒ плиоцен). Оформление системы широких и плоских континентальных осадочных бассейнов и разделяющих бассейны поднятий; отсутствие значимых внутриформационных перерывов и структурных несогласий; весьма умеренный размах рельефа (сотни метров); отсутствие структурно-тектонической переработки пород и структуры впадин в целом. Позднеорогенный этап (плейстоцен ‒ квартер). Значимое структурное несогласие в подошве шарпылдакской свиты. Резкая смена характера седиментации и интенсивности тектонических и геоморфологических процессов. Переход от перманентного формирования системы пологих изгибов выровненной поверхности палеозойского фундамента (что сопровождалось увеличением площади седиментации и глубины прогибов) к складчато-надвиговым деформациям в осадочном чехле впадин. Морфоструктурная перестройка сопровождается эрозионно-денудационными процессами, вовлечением впадин в поднятие и сокращением их ширины, возникновением сутур и активных разломов.

Тектоническая позиция, структура, геодинамика. Современная морфоструктура Центрального Тянь-Шаня может быть обозначена как совокупность бассейнов (впадин), выполненных отложениями юры и кайнозоя, и хребтов (поднятий), отвечающих выходам интенсивно дислоцированных докембрийских и палеозойских пород фундамента [Leonov et al., 2021; Morozov et al., 2014; Przhiyalgovskii et al., 2018; Rybin et al., 2016; Ufimtsev et al., 2009] (см. рис. 11). Большинство внутригорных впадин Тянь-Шаня сходны между собой (рис. 13, 14), но расположение и форма впадин имеют коррелятивную связь с составом и структурой пород фундамента. Так, например, Северный Тянь-Шань включает две провинции. В северной (см. рис. 11, сегмент I), где фундамент сложен преимущественно вулканогенно-осадочными сложно деформированными комплексами палеозоя при ограниченном распространении гранитов (20–30 %), орогенные впадины единичны, не велики по размеру и их расположение подчинено петельчато-блоковому стилю инфраструктуры. Южная провинция (см. рис. 11, сегмент II) пропитана интрузиями палеозойских гранитоидов (~60–80 % от общего объема горных пород) и имеет линзовидно-линейный стиль строения. Она буквально «нашпигована» линзовидными и ромбоэдровидными орогенными впадинами весьма внушительных размеров (Иссык-Кульская, Кочкорская, Сусамырская, Джумгальская и др.), что указывает на связь строения фундамента (в данном случае ‒ высокая степень насыщенности гранитами) с типом морфоструктурной расчлененности коры (дифференциация на области поднятий – хребтов и прогибаний ‒ осадочных бассейнов).

Впадины асимметричны: северный борт пологий, южный ‒ крутой. На склонах хребтов северного обрамления впадин сохранились останцы поверхности предпалеоценовой поверхности выравнивания [Chediya, Utkina, 1990], полого погружающейся в южном направлении под кайнозойские отложения, которые залегают на коре выветривания и на палеозойском фундаменте со стратиграфическим и угловым несогласием. Кровля фундамента южного борта впадин и прилегающие пласты осадочного чехла образуют крутые флексуры, осложненные взбросами и надвигами, и весь комплекс отложений чехла в этих зонах смят в северовергентные складки (см. рис. 13; рис. 14). Характерным элементом многих впадин являются небольшие изолированные массивы гранитов в бортовых зонах, которые выступают на поверхность в виде протрузивных купольных поднятий, прорывающих и деформирующих вышележащий чехол (рис. 15) [Leonov et al., 2018]. Протрузии и сама складчато-волнистая форма поверхности эпигерцинского пенеплена свидетельствуют о тектонической подвижности катаклазированных гранитоидов в составе фундамента.

Морфоструктура Северного Тянь-Шаня в целом отвечает парагенезу правосдвиговой транспрессии при возможном разбросе надвиговой и сдвиговой компонент деформации по времени, что устанавливается при анализе структур в зонах концентрации деформаций [Leonov et al., 2016; Macaulay et al., 2014; Morozov et al., 2014; Przhiyalgovskii et al., 2020].

Помимо крупных впадин, на Северном Тянь-Шане имеются небольшие по площади прогибы (Минкуш-Кёкёмеренский, Сарыбулакский, Чон-Кеминский), которые выполнены мезозойско-кайнозойскими отложениями незначительной мощности и тектонически зажаты между блоками палеозойского фундамента, в частности вдоль линии Николаева, которая отвечает границе Северного и Срединного Тянь-Шаня. Для Минкуш-Кёкёмеренской впадины установлены две стадии формирования структуры [Bachmanov et al., 2008]. Ранняя стадия представлена асимметричными складками S-рисунка с крутыми шарнирами, системой сближенных разрывных нарушений с левосдвиговой компонентой смещений, кливажом, плоскостными текстурами тектонизации пород, разворотом тальковых жил. Время деформаций точно не установлено, но можно полагать, что нижний предел ограничен возрастом субстрата (юра), а верхний – плиоцен-четвертичным временем проявления деформаций второй кинематической стадии.

Морфоструктурный парагенез «впадины ‒ поднятия» характерен для Срединного Тянь-Шаня, однако структурный рисунок здесь иной и соответствует линзовидно-ячеистому типу (см. рис. 11, сегмент III). В этом сегменте широкие и протяженные впадины разделены полосовидными выходами пород палеозойского основания, сложенного в основном метавулканитами и мраморизованными известняками. Линзовидно-ячеистая морфоструктура Центрального Тянь-Шаня свойственна и северной части Южного (см. рис. 11, сегмент IV), что, возможно, является результатом совмещения разнородных фрагментов коры, а именно частично аллохтонного залегания породных масс Южного Тянь-Шаня на структурах Срединного [Alekseev et al., 2014]. Для остальной территории Южного Тянь-Шаня характерна линейно-петельчатая мофроструктура и наличие малоразмерных впадин.

Главными морфоструктурными элементами Срединного Тянь-Шаня являются две крупные впадины – Нарынская и Атбашинская, изучение которых позволило установить временные рубежи и специфику деформационных обстановок на разных этапах развития территории [Morozov et al., 2014; Przhyialgovskii et al., 2022]. Впадины ориентированы субширотно (см. рис. 11), их ширина составляет 15‒25 км, а протяженность до 100‒150 км. В геологическом плане это асимметричные синклинали с пологим днищем (рис. 16). Северный борт Нарынской и южный борт Атбашинской впадины осложнены разломами, по которым фиксируется незначительное надвигание пород палеозойского основания на отложения впадин. Впадины разделены выступом фундамента, образующим узкий и протяженный хребет, состоящий из отдельных кулис, в том числе хр. Байбичетоо, сложенных палеозойскими породами основания.

Разрезы кайнозойских отложений во впадинах обладают значительным сходством (см. рис. 12). В основании чехольного комплекса на маломощной коре выветривания или непосредственно на палеозойских породах фундамента (главным образом мраморизованных известняках нижнего карбона) залегают песчано-глинисто-карбонатные отложения коктурпакской свиты (палеоцен ‒ эоцен) и красноцветные терригенные отложения киргизской свиты (олигоцен ‒ миоцен), состав и мощность которых в обеих впадинах практически одинаковы [Chediya, 1973; Sadybakasov, 1990; Przhiyalgovskii et al., 2022]. Разрез надстраивается континентальными отложениями тяньшаньского комплекса (плиоцен), известного здесь как нарынская свита. Мощность свиты в центре впадин достигает 3‒4 км [Yudakhin, 1983], уменьшаясь до 1.0‒1.5 км при приближении к поднятию, разделяющему впадины. Строение и состав чехольных отложений свидетельствуют о том, что в олигоцене, миоцене и в начале плиоцена на месте Нарынской и Атбашинской впадин и разделяющего их поднятия Байбичетоо существовал единый седиментационный бассейн, а отсутствие структурных несогласий и состав отложений указывают на спокойный тектонический режим и компенсированный характер седиментации вплоть до начала квартера, когда происходит деформация всего комплекса кайнозойских отложений и формирование расчлененного высокогорного рельефа [Buslov et al., 2008; Bullen et al., 2003].

Особенностью деформационных структур, развитых в пределах впадин, является их пространственная локализация, когда среди обширных пространств (десятки квадратных километров) практически недеформированных отложений расположены узкие (сотни метров) и протяженные (многие километры) дискретные зоны интенсивного смятия, осложненные системами разрывных нарушений [Morozov et al., 2014; Przhiyalgovskii et al., 2022] (рис. 16, 17). Эти нарушения образуют две разновозрастные кинематически группы. Нарушения ранней группы – левосдвиговые крутопадающие разрывы субширотной ориентировки. К этой группе относятся разломы, разделяющие палеозойский выступ хр. Байбичетоо на линзовидные фрагменты и выстраивающие их в левосторонний кулисно-эшелонированный ряд (см. рис. 12; рис. 18, 19). Левосдвиговые смещения фиксируются также в породах фундамента зонами хрупких дислокаций, ориентированными текстурами тектонитов, зеркалами скольжения.

Нарушения второй группы представляют собой протяженные и узкие (обычно сотни метров в ширину) зоны локализованных разрывно-складчатых деформаций, разделяющие обширные площади ненарушенного горизонтального залегания пород, но, в отличие от первых, имеют устойчивую северо-восточную ориентировку. Это системы дивергентно-веерных или конвергентных надвиговых и дуплексных разрывных структур, осложненных приразломными складками и подворотами слоев. Помимо взбросо-надвиговых перемещений (с амплитудой в десятки и первые сотни метров) многим разрывам этой группы свойственна правосдвиговая компонента перемещений, которая находит подтверждение в многочисленных структурно-кинематических индикаторах. Такими, в частности, являются: кулисно-эшелонированная группировка гипсовых прожилков (трещины отрыва и некоторые сколы); системы хрупких локальных нарушений вдоль главных разломов с правосдвиговой кинематикой; правосторонние смещения галек в конгломератах и правосдвиговые смещения по зеркалам скольжения; аналогичные индикаторы левосдвиговых смещений вдоль разломов северо-западного простирания (антитетические сколы Риделя, сопряженные с магистральными субширотными сдвигами). Разворот линейных зон складчато-разрывных деформаций относительно простирания надвигов против часовой стрелки, а также приуроченность складок и флексурных перегибов к местам изменения простирания надвигов свидетельствуют о парагенетическом сочетании обстановок сжатия и правого сдвига. Данный вывод находит подтверждение в результатах тектонофизических экспериментов (см. рис. 17). Время деформаций в обстановке правосторонней транспрессии достаточно определенно устанавливается как четвертичное [Morozov et al., 2014].

Левосторонняя транстенсия в области субширотно-ориентированного тектонического течения в конце плиоцена сменилась на правостороннюю транспрессию при северо-западном положении оси максимального сжатия. На начальном этапе формирование впадин происходило по механизму «пулл-апарт» при хрупкопластичной деформации палеозойского основания. В процессе последующей транспрессии при изменившемся направлении сдвигового смещения увеличилась контрастность рельефа, возникла перемычка из цепочки хребтов, разделяющая бассейны седиментации, в кайнозойском чехле сформировались складчато-надвиговые структурные ансамбли.

Изучение разновозрастных структурных парагенезов позволило установить два деформационных этапа на всей территории Центрального Тянь-Шаня [Morozov et al., 2014; Przhiyalgovskii et al., 2022]. На начальном этапе (миоцен ‒ плиоцен) формирование впадин происходило по механизму «пулл-апарт» при субпластичной деформации палеозойского основания в условиях транстенсии, преимущественно левосторонней. Для ранних этапов сдвиговые смещения зафиксированы вдоль субширотных разломных зон [Bachmanov et al., 2008; Morozov et al., 2014; Przhiyalgovskii et al., 2020]. В это время возникла и постепенно усложнялась линзовидно-ячеистая структура хребтов-поднятий и впадин при поперечном и продольном горизонтальном расширении бассейнов. В конце плиоцена обстановка левосторонней транстенсии сменилась обстановкой транспрессии, часто с противоположными смещениями по широтным сдвиговым зонам. Необходимо отметить, что причина такого изменения геодинамического режима в настоящее время не ясна, и решение этой проблемы требует дополнительных натурных и экспериментальных исследований. На транспрессивном этапе происходило меридиональное сокращение ширины возникших ранее прогибов, увеличилась контрастность рельефа, возникли цепочки продольных поднятий типа хребта Байбичетоо, разделяющих бассейны седиментации, были сформированы складчато-надвиговые структурные ансамбли в отложениях кайнозойского чехла.

В раннем плейстоцене сокращение ширины впадин продолжалось, увеличивалась контрастность и высота рельефа. По некоторым оценкам, основанным на расчетах изостатической компенсации масс при увеличении мощности коры, вклад меридионального сокращения в формирование высокогорного рельефа не превышал 18 % [Trifonov et al., 2008]. Фиксируемая структурными методами компонента сдвигового смещения невелика и зависит от простирания региональных субширотных сдвигов [Przhiyalgovskii et al., 2020], поэтому нет достаточных оснований говорить о едином для всех впадин направлении сдвига.

Строение и деформации горных пород фундамента в процессе альпийского тектогенеза изучены в поднятиях, разделяющих впадины. В южной полосе Северного Тянь-Шаня фундамент на 70–80 % сложен гранитами, которые слагают горные хребты, а также образуют небольшие изолированные выходы во внутренних частях впадин, образуя купола и протрузии [Leonov, 2013; Leonov, Przhiyalgovskii, 2021; Leonov et al., 2018, 2021; Morozov et al., 2014].

Гранитные массивы и мраморизованные известняки в той или иной степени испытали механическую дезинтеграцию на мега-, макро- и мезоуровнях, а также перекристаллизацию на микроуровне – по отдельным тектоническим зонам (см. рис. 15, 18, 19; рис. 20). Основными деформационными элементами их инфраструктуры являются разломы, трещины, брекчии, катаклазиты, рекристаллизованные зерна кварца и полевых шпатов, двойниковые структуры в зернах кальцита. Наблюдается деформационный ряд от гигантской линзовидно-блоковой структуры (мегакатаклазит по [Ufimtsev et al., 2009]) и более мелких форм блочной дезинтеграции без существенных изменений первичного состава и облика пород до полной их переработки и превращения пород в мезо- и микрокатаклазит, где пластические деформации протекают благодаря динамической перекристаллизации [Leonov et al., 2018; Hanmer, Passchier, 1991]. При этом массивы пород деформируются как единое квазиконсолидированное тело, но в то же время происходит деформирование его фрагментов (кусков, блоков) и их дифференциальное перемещение и вращение, на что указывает различная ориентировка систем трещин и полей напряжений в разных блоках и доменах [Kocharyan, 2016; Leonov et al., 2018; Sim et al., 2012]. Таким образом, формируется блочно-гранулярная инфраструктура пород, обеспечивающая реидную деформацию фундамента. Набор тектонических форм Центрального Тянь-Шаня и их пространственное размещение отвечают структурно-кинематическому парагенезу катакластического сдвигового течения [Morozov et al., 2014; Miller, 1982; Nicolas, 1992; Talitsky, 1994; Hanmer, Passchier, 1991; Ramsay, 1980].

На альпийском этапе тектогенеза реидная деформация пород палеозойского фундамента Центрального Тянь-Шаня проявляется в пространственном перераспределении горных масс: происходит отток масс из областей, фиксируемых прогибанием и накоплением осадков, и нагнетание в области, которые представлены положительными формами рельефа как земной поверхности, так и поверхности пенепленизированной кровли фундамента. Радиус изгибов поверхности фундамента в ряде структур очень мал: в поднятии Байбичетоо он составляет всего 200‒300 м [Przhiyalgovskii et al., 2022], в купольно-протрузивных массивах в окружении оз. Иссык-Куль – до 150 м (см. рис. 15).

Строение земной коры Центрального Тянь-Шаня характеризуется субгоризонтальной расслоенностью, обусловленной наличием линз и слоев с различными геофизическими характеристиками [Recent Geodynamics…, 2005; Trifonov et al., 2021] (рис. 21, 22). Установлены горизонты высокой электропроводности, которые одновременно являются зонами пониженных скоростей сейсмических волн (волноводами) [Bataleva et al., 2006; Batalev et al., 2011, 2013; Rybin et al., 2016, 2021]. Волноводы распространены главным образом на глубине около 15 и 25–40 км, а на юго-западе и юго-востоке Центрального Тянь-Шаня – на глубине 30‒40 км [Rybin et al., 2021].

По данным сейсмопрофилирования [Bakirov, 2006; Yudakhin, 1983], мощность земной коры под межгорными и предгорными впадинами уменьшена по сравнению с соседними горными массивами. Наименьшая мощность (~35–40 км) характерна для Чуйской и Нарынской впадин, максимальная (70–75 км) свойственна горным сооружениям Южного Тянь-Шаня. В пределах коры некоторых внутригорных прогибов зафиксировано зеркальное отражение поверхностной морфоструктуры по отношению к верхнекоровым разделам, что является признаком изостатически компенсированного перетока горных масс внутри отдельных слоев коры на этапе формирования новейшей морфоструктуры [Makarov et al., 2011; Gilligan et al., 2014; Rybin et al., 2021].

Этот вывод находит подтверждение в данных [Batalev et al., 2011; Recent Geodynamics…, 2005] по глубинному строению территории Иссыккульской впадины и ее обрамления. Здесь фундамент представлен гранитами или гранитогнейсами (палеомикроконтинент). Подошва этой сиалической массы определяется залегающим субгоризонтально коровым проводником [Batalev et al., 2011]. На той же глубине (20–40 км) расположены слои или линзы с низкоскоростными характеристиками [Recent Geodynamics…, 2005]. Сложная, явно пликативная форма разноплотностных доменов и их взаимоотношения свидетельствуют о подвижном поведении горных масс в процессе тектонического течения (рис. 22). При этом на границах объемов с различными скоростными характеристиками вероятны субслойные смещения по вязким разломам, приводящие к дополнительной дисгармонии тектонического течения вещества коры. К этим крупным внутрикоровым зонам смещений приурочены гипоцентры наиболее значимых землетрясений в обрамлении Иссыккульской впадины.

Следует подчеркнуть, что среди геофизических методов магнитотеллурическое зондирование в наибольшей степени отражает новейшие структуры и процессы. Под многими впадинами Срединного Тянь-Шаня в сейсмоактивном слое до глубины 5–18 км установлено наличие крутых и петельчатых электропроводящих разделов, вероятно отражающих латеральную структурированность верхней коры [Bataleva et al., 2006; Rybin et al., 2016, 2021; Przhiyalgovskii et al., 2022]. Магнитотеллурическое зондирование выявило также резкую структурную дисгармонию в строении фундамента и чехла: субгоризонтальное расположение аномалий в чехольном комплексе и субвертикальное – в фундаменте. Положение поверхности дисгармонии позволяет уточнить глубину залегания и морфологию подошвы кайнозойского осадочного чехла, которая имеет пологоволнистую форму и лишь изредка нарушена малоамплитудными разломами.

Для понимания геодинамики формирования внутригорных впадин большое значение имеет характер деформации и кинематика движения горных масс. Отдельные аспекты этой проблемы уже рассмотрены выше, но более подробно освещены в работах [Korzhenkov, Mykolaichuk, 2009; Leonov, 1990, 1996, 2013; Leonov et al., 2018, 2021; Morozov et al., 2014; Mikolaichuk et al., 2003; Przhiyalgovskii, Lavrushina, 2017; Rybin et al., 2016; Ufimtsev et al., 2009; и др.]. Дублировать эти данные вряд ли необходимо, здесь же отметим, что линзовидно-ячеистая форма впадин и разделяющих впадины хребтов, характер инфраструктуры, кинематика разломов и инфраструктура породных комплексов фундамента – все это соответствует варианту развития структуры как области сдвигового тектонического течения с изменяющейся во времени кинематикой движений.

Представленные геологические и структурные данные свидетельствуют о том, что обширная, широтно-ориентированная зона рассредоточенного сдвигового течения охватывала всю территорию Центрального Тянь-Шаня в течение мезозоя и кайнозоя. Внутри этой области возникла и закономерно эволюционировала система внутригорных впадин и разделяющих впадины горных поднятий, т.е. происходило формирование «складок большого радиуса кривизны». Относительные вертикальные движения на границах впадина/поднятие, выраженные в рельефе, обусловлены перераспределением породных масс внутри верхней и средней коры (рис. 23). Необходимыми условиями такого режима тектонического развития являлись: (а) различная направленность относительных горизонтальных движений литосферных блоков; (б) вертикальная реологическая неоднородность коры и структурная дисгармония между отдельными ее слоями; (в) присутствие, а часто и преобладание в составе верхней коры значительных масс гранитов и карбонатных пород, которые под действием тектонических напряжений легко переходят в состояние блочно-гранулированных субстанций, обладающих высокой степенью реидной подвижности. К этому необходимо добавить, что современные обстановки напряженного состояния в сейсмоактивном слое заметно различаются в разных районах Тянь-Шаня и на разной глубине, что не вписывается в модель общего горизонтального сжатия, вызванного Индо-Евразийской коллизией, которое постулируется для всего кайнозойского этапа [Rebetsky et al., 2016].

3. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Обсуждение материала в целом и основные выводы будут приведены во второй статье цикла. Здесь же мы в краткой форме акцентируем внимание на тех положениях, которые следуют непосредственно из данных по мезозойско-кайнозойским впадинам гиссаро-алайского и центрального сегментов Тяньшаньского внутриконтинентального орогена. Главные из них следующие:

– мезозойские и кайнозойские впадины в совокупности с разделяющими их хребтами определяют основной морфоструктурный план двух сегментов Тянь-Шаня;

– развитие альпийских структур обоих регионов происходило по сходному сценарию. И в том, и в другом сегменте развит один и тот же структурный парагенез (вернее, полипарагенез) бассейновых структур и комплементарных им поднятий фундамента. В современном выражении первые образуют синклинальные, а вторые – антиклинальные формы;

– совокупность отрицательных (впадины, синклинали) и положительных (хребты, антиклинали) структур в плане представляет собой линзовидно-ячеистую структуру, свидетельствующую, наряду с другими признаками, о существенной роли объемного сдвигового течения в их возникновении. Сходными являются механизмы структурно-вещественной переработки пород фундамента, обеспечивающие реидную деформацию горных масс;

– различное проявление структурно-кинематического процесса происходило на разном глубинном уровне: преимущественно вязкохрупкое течение в пределах верхних горизонтов коры и вязкопластичное в более нижних;

– существует зависимость формы и характера кинематики движений и механизма структурообразования от состава и строения породных масс. В частности, различно морфоструктурное выражение процесса формирования парагенеза бассейнов и хребтов: в Гиссаро-Алае это узкие, сильно сжатые шовные зоны концентрированной деформации, в Центральном Тянь-Шане – раскрытые синклинальные структуры или односторонние грабен-синклинали;

– фиксируется совпадение (в рамках возможностей методов и в масштабе геологического времени) основных этапов становления альпийской структуры обоих сегментов: время заложения отрицательных структур (поздний триас – ранняя юра), время наступления раннеорогенной (рубеж олигоцен – ранний миоцен) и позднеорогенной (рубеж неоген – квартер) стадий, наличие предорогенного переходного этапа;

– однако в Гиссаро-Алае и в Центральном Тянь-Шане степень упорядоченности отрицательных структур различна: четкое линейное расположение впадин и их закономерное размещение через 20–24 км в Гиссаро-Алае и мозаично-ленточное в Центральном Тянь-Шане. Различна форма отрицательных структур: преимущественно узколинейная (1:7–10) в западном сегменте и линзовидная (1:3–5) в восточном. Равным образом, различно морфологическое выражение. Для Гиссаро-Алая характерен высокогорный, резко расчлененный «альпийский» рельеф с высотами до 5.0‒5.6 тыс. м, относительно независимый от состава породных масс. В Центральном Тянь-Шане орография коррелятивна составу и структуре породных масс и варьируется от резко расчлененного высокогорного до пологохолмистого низко- и среднегорного рельефа.

В заключение отметим, что в этой работе мы не обсуждаем причины сложного возбужденного состояния подкоровых горизонтов региона ‒ это предмет специального анализа, а также не рассматриваем влияние горных масс Индо-Памирского индентора на структуру Тянь-Шанского региона ‒ этот вопрос рассмотрен в многочисленных работах, в частности в обстоятельной сводке [Delvaux et al., 2013], а применительно к Гиссаро-Алаю подробно проанализирован в работе [Leonov et al., 2017].

По всей видимости, необходимо вслед за Э. Арганом [Argan, 1935, с. 111] признать, что «горизонтальная миграция глубинного материала замечается по вертикальным движениям. Они ˂...˃ характеризуются понижением, если материал уходит из-под данного района, и подъемом, когда он притекает ˂...˃. Горные сооружения ˂...˃ воздымаются не посредством нагромождения тектонических чешуй ˂...˃, а в результате более крупномасштабных движений, вызванных притоком и оттоком нижнекоровых пластических масс». Это второе положение, как нам представляется, наилучшим образом, отражает реалии альпийского тектогенеза рассмотренных сегментов Тянь-Шаня.

Более полный обзор и анализ черт сходства и различия будет приведен во второй статье данного цикла.

4. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

5. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.