Рис. 2. Рельеф Юго-Западного Гиссара

Рис. 3. Высотная фотография ЮЗ Гиссара. Обратите внимание на Акташ - Сурхантаускую систему складок на юго-востоке региона (центр снимка)

Рис. 4. Схема геологического строения ЮЗ Гиссара. 1-2 - основные рельефообразующие толщи (1 - палеоцен, бухарская свита, 2 - сеноман); 3 - разрывы; 4 и 5 - локальные и региональные зоны новейших деформаций

Рис.4 a. Схематическая стратиграфическая колонка
Юго-Западного Гиссара.
Пропуски в колонке соответствуют стратиграфическим и угловым несогласиям. Cтратиграфические единицы, сдвинутые вправо, представляют важнейшие рельефообразующие горизонты

Северо-западная часть Байсунской впадины. Пододвигание основания впадины под структуры Кугитанга. Образование сложной разрывно-складчатой (аккреционной) структуры


Ландшафт района, показанного на предыдущем изображении

Аркадий Вениаминович ТЕВЕЛЕВ СТРОЕНИЕ, ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ И МОДЕЛИ ДЕФОРМИРОВАНИЯ ЮГО-ЗАПАДНОГО ГИССАРА

Горно-складчатая система Юго-Западно Гиссара является хорошо изученным примером тектонических структур, развивающихся на флангах альпийских синтаксисов - в тех областях, где сложно деформированные коллизионные комплексы сочленяются со слабо деформированными бордерлендами. Тектонические системы этого типа, включающие также такие единицы, как Курамино-Чаткальская горно-складчатая система, горы Юра, система Западно-Копетдагских складок, Фарахские горы и др., в структурном и морфологическом отношениях сходны между собой и, несомненно, представляют единый изоморфный ряд коллизионных транспрессивных структур. Образованные в обстановке косого сжатия, они настолько тесно и регулярно сочетают в своем строении компрессионные и сдвиговые компоненты, что могут быть с одинаковым успехом интерпретированы и как области сколовых деформаций в связи со сжатием, и как области надсдвиговой складчатости - как это было показано Н. Павони (Pavoni, 1960) для горно-складчатой системы Юра.

Геологическое строение Юго-Западного Гиссара

Юго-Западный Гиссар (рис. 1-3) расположен на западном фланге Памирского синтаксиса и представляет собой довольно высокую (до 4000 м) горно-складчатую страну, сложенную в основном мезозойско-кайнозойскими образованиями. Располагаясь на одних широтах с Памиром, ЮЗ Гиссар отделен от него обширной Таджикской депрессией, но образует единую, выпуклую к северу горную дугу с преимущественно палеозойскими комплексами Южного Тянь-Шаня. Поскольку на одной из первых структурных схем Памиро-Тяньшанского региона, принадлежащей Д.И. Мушкетову, дуги Тяньшаня выпуклы на юг, а Памира - на север, ЮЗ Гиссар на долгое время как бы пропал в качестве альпийского орогена, и на тектонических картах показывался как платформенная структура.
В строение ЮЗ Гиссара (рис. 4) удивительным образом сочетаются крайне противоречивые геологические особенности. Разрез Юго-Западного Гиссара охватывает многокилометровую последовательность пород от глубокого докембрия до квартера, включающую: архейско-протерозойские метаморфические образования, каменноугольные вулканогенно - осадочные образования (`500 м), нижне-среднеюрские серые молассы (500-700 м), огромной мощности юрско-меловые - палеогеновые осадки платформенного облика (более 5 км), включающие, однако, мощные толщи кимеридж - титонских эвапоритов (до 1000 м) и красноцветных нижнемеловых моласс (400-500 м), верхнюю олигоцен-плиоценовую красноцветную молассу (2-3 км) и плиоцен-четвертичную серую континентальную молассу (до 1500 м).
Указанные части этого разреза по отдельности широко распространены во всем среднеазиатском или даже центрально-азиатском регионе, где слагают обособленные разновозрастные тектонические единицы. В Юго-Западном Гиссаре эти комплексы залегают согласно и почти непрерывно; единственное серьезное угловое несогласие отделяет неогеновые красноцветные комплексы от верхнеплиоцен-четвертичных, причем и оно в синклинальных структурах проявлено не всегда.

Докембрий

Древнейшие образования ЮЗ Гиссара локализованы в ядрах наиболее крупных принадвиговых антиклиналей (Сурхантауской, Байсунтауской, Чакчарской и др.). Они представлены комплексами "кристаллических" и метаморфических пород, которые относятся разными исследователями к разным горизонтам протерозоя и даже к архею. Кристаллическая серия включает гранитогнейсы, мигматиты, гнейсы, амфиболиты, гранулиты, анатектиты, а метаморфическая - сланцы, песчаники, мраморы, известняки, мощностью до 7-8 тысяч метров. Стратиграфические соотношения серий остаются неясными. Обращает на себя внимание конформность залегания докембрийских и палеозойских толщ (Бухарин и др., 1983.

Палеозой

Палеозойские образования в пределах Юго-Западного Гиссара представлены главным образом каменноугольными вулканитами, терригенными осадками флишоидного и молассового облика, в меньшей степени карбонатами, тяготеющими к нижнему и низам среднего карбона. Пестрые по составу нижне- среднекаменноугольные вулканиты и вмещающие их комплексы имеют однотипное строение на огромных пространствах от Минусинской впадины и Кузнецкого Бассейна до Каракорума и Гималаев и фиксируют, видимо, широкую область палеотетической активной окраины.

Юра

Мезозойские (юрские и меловые) отложения развиты в регионе повсеместно. Вместе с палеоценовыми и эоценовыми осадками они образуют единый структурный этаж. Юрско-эоценовые формации обладают четкой цикличностью, обусловленной чередованием в разрезе крупных трансгрессивных и регрессивных серий. Основание разреза представлено континентальной угленосной формацией (серой молассой) мощностью 600 - 700 м, вмещающей промышленные месторождения угля. Она сложена глинами, алевритами, песчаниками, углистыми сланцами, иногда очень тонко расслоенными, в меньшей степени гравелитами и конгломератами. Возраст основания свиты остаются дискуссионным (нижняя - средняя юра). В верхней, определенно среднеюрской (байосской) части формации встречаются морские горизонты, количество которых вверх по разрезу увеличивается, и верхняя часть верхнего бата уже нацело сложена морскими фациями.
Выше залегает морская карбонатная формация келловея - оксфорда, имеющая двухчленное строение. В ее низах залегают переходные слои нижнего келловея, в которых наряду с известняками разного типа встречаются тонкие терригенные осадки, мощностью около 250 м, а в верхах - преимущественно карбонатные отложения мощностью до 400 м. Эти образования сходны с шельфовыми карбонатами верхов юры всей гималайско-средиземноморской (тетической) области, например с верхнеюрскими известняками Крыма. Они слагают верхний этаж рельефа Юго-Западного Гиссара, образуя квестообразные поверхности с абсолютной высотой бровок почти до 4000 м, обрывающиеся уступами амплитудой во много сотен метров.
На карбонатах залегает толща эвапоритов киммериджа - титона, известная под названием гаурдакской свиты. В полных разрезах.она имеет трехчленное строение. Нижняя подсвита представлена переслаиванием известняков и ангидритов (около 200 м), средняя - преимущественно каменной солью с прослоями ангидритов, мощностью в отдельных структурах до 800 м, верхняя - покровными ангидритами небольшой мощности.
Гаурдакская свита образует самый пластичный горизонт всего осадочного разреза ЮЗ Гиссара. Ее деформационное поведение своеобразно. В тыловых структурах региона, вдоль которых ЮЗ Гиссар надвинут на Туранскую плиту, гаурдакские соли и ангидриты перетекают в ядра синклиналей, в центральной части региона, там, где они обнажены на поверхности, они практически не текут и образуют пласт выдержанной мощности, и, наконец, перед фронтом ЮЗ Гиссара, во впадинах Таджикской депрессии, они перетекают в ядра антиклиналей, образуя огромные дисгармоничные штоки и купола.

Мел

Юрские отложения перекрыты меловыми. Нижняя часть нижнего мела, в составе берриаса, валанжина, готерива и нижней части баррема, сложена тремя регионально распространенными красноцветными свитами - карабильской, альмурадской и кызылташской. Свиты сложены песчаниками, конгломератами, глинами, алевролитами и гипсами. В целом они безусловно представляют красноцветную молассу континентально - лагунно - морского происхождения. Эта формация широко распространена во всем Памиро-Алае, однако до сих пор остается неясным, каким тектоническим событиям она отвечает. По нашему мнению, она соответствует этапу формирования задугового бассейна Гиндукушской (Каракорумской?) островной дуги. Несмотря на яркие формационные характеристики, нижнемеловые комплексы не образуют самостоятельного структурного этажа, и залегают согласно с ниже- и вышележащими толщами.
Красноцветные свиты надстраиваются переходными верхнебарремскими - аптскими толщами, в которых породы примерно того же состава постепенно теряют красную окраску и замещаются нормально морскими глинами, кластитами и карбонатами.
Альбские отложения, полностью морские, связаны с предыдущими постепенными переходами. Они представлены слоистыми, иногда ритмично слоистыми глинами, карбонатами и кластитами (до конгломератов), мощностью в несколько сотен метров. Альбские породы образуют еще одну региональную рельефообразующую толщу, их состав и строение идеальны для образования бронирующих поверхностей как на простых структурах, так и на сложных складчатых формах.
Верхнемеловые отложения Юго-Западного Гиссара, особенно надсеноманские, отличаются выдержанностью фациального состава и мощностей. В целом это единая толща морских тонко- и мелкообломочных кластитов и карбонатных пород, которые изучены очень подробно и, в серийной легенде (Джалилов, 1971, 1979), расчленяются на 15 горизонтов. Лишь в нижней части сеномана и в верхних частях сантона и турона обнаружены регионально распространенные пачки лагунных образований. В сеномане восточного фланга регионе нами описаны довольно мощные горизонты каменной соли. Средняя мощность верхнемеловых отложений ЮЗ Гиссара около 1200 м, причем максимальые мощности приходятся на районы современных осевых поднятий. Скорее всего, они представляют осадки развитого задугового бассейна. Я не исключаю, что пласты соли и сульфатов в этом комплексе имеют не лагунное, а глубоководное происхождение, и связаны с придонными минеральными источниками (рассолами). Сеноманские отложения, включающие, с одной стороны, пачки прочных известняков, а с другой - имеющие самый контрастный реологический состав, образуют еще одну региональную рельефообразующую толщу.

Палеоцен - эоцен

Палеогеновые отложения венчают доколлизионный структурный этаж ЮЗ Гиссара. Палеоценовые отложения представлены здесь бухарской свитой - регионально распространенным лагунным комплексом известняков, гипсов и, в меньшей степени, мергелей, глин и песчаников общей мощностью до 180 м. Бухарские образования лежат на верхнемеловых с некоторым стратиграфическим перерывом и содержат в основании горизонт базальных конгломератов, в которых галька часто представлена окатанным оптическим гипсом и целестином.. Бухарская свита является еще одним рельефообразующим горизонтом, она бронирует крылья молодых впадин-синклиналей района и прилегающих к ним антиклинальных складчатых цепей. Именно по бухарским породам происходили срывы, приводившие к образованию доскладчатых надвигов и соскладчатых сдвигов в периферических частях региона, так что их деформационная роль исключительно велика.
Эоценовые отложения, особенно их нижняя часть - сузакская свита - характеризуются необыкновенной выдержанностью состава на огромных территориях, в том числе далеко за пределами ЮЗ Гиссара и соседних с ним депрессий. Сложена свита однообразными серыми и оливково-серыми известковистыми глинами и известняками (100 - 150 м), в нижней половине которых повсеместно прослеживается прослой в первые дециметры черных углистых сланцев, и несколько горизонтов с конкрециями фосфоритов. Верхняя часть эоцена сложена глинисто-карбонатными образованиями мощностью до 500 м, которые завершают домолассовый разрез и включают переходные к молассам горизонты.

Основная моласса

Олигоцен-плиоценовые молассовые комплексы ЮЗ Гиссара лежат на более древних без заметных угловых несогласий. Красноцветный разрез начинается мощной пачкой однообразных ярко-красных кластитов и гипсов кызылчинской свиты с морской фауной олигоцена. Распространена свита только в северо-западной части региона - в Дехканабадской и Шоргузарской впадинах - синклиналях. Выше нее залегает непосредственно молассовый комплекс огромной (первые километры) мощности. В Байсунской впадине, в основании базальной свиты моласс, мы обнаружили тонкие прослои с фауной, которая, по определению Г.Х. Салибаева и М.В. Попова, датирует верхнеолигоценовый возраст начала молассообразования. В целом, для всего молассового комплекса Памиро-Алая принята стратиграфическая схема А.Р. Бурачека (1934), согласно которой выделяется пять региональных свит - это верхнеолигоцен - нижнемиоценовая больджуанская свита, средне- верхнемиоценовые хингоуская и тавильдаринская свиты, и плиоценовые каранакская и полизакская свиты.
Больджуанская свита - стратиграфический аналог майкопских отложений более западных впадин Альпийского пояса, распространена повсеместно, представлена преимущественно наземно-дельтовыми фациями, размер обломочного материала умеренный. Содержит мощные пачки алевропелитов.
Хингоуская свита флишоидного облика, сложена глинами и относительно мелкими кластитами красновато-коричневого цвета и также распространена во всех впадинах ЮЗ Гиссара.
Верхнемиоценовая тавильдаринская свита - аналог сармата более западных территорий - распространена только во фронтальных впадинах региона - Байсунской и Сурхандарьинской. Даже внешне породы свиты напоминают сармат Куринской впадины, хотя представлены исключительно континентальными фациями. Породы не имеют красного цвета - в Сурхандарьинской впадине они голубовато-серые, а в Байсунской - желтовато-серые, в первой представлены главным образом рыхлыми песчаниками с редкими гравелитами и мелкообломочными конгломератами, а во второй преобладают алевропелиты.

Плиоценовая каранакская свита также распространена только в юго-восточных впадинах региона, сложена малиново-красными алевролитами и глинами, нацело лишенными грубобломочных пород. Полизакская свита Бурачека в пределах Юго-Западного Гиссара в явном виде не развита. Не исключено, что на рассматриваемой территории полизакская свита является стратиграфическим аналогом нижней части кулябской серии - важнейшего члена молассового разреза всего Памиро-Алая.

Верхняя моласса

Отложения кулябской серии развиты во всех впадинах района. На более древних комплексах они залегают с угловым несогласием. Отметим, что это первое хорошо выраженное несогласие во всем многокилометровом разрезе региона. Характерными породами кулябского комплекса являются пепельно-серые плотные конгломераты, обычно линзовидно-слоистые, рыхлые пудинговые песчаники, алевролиты и лессы. Наибольшая мощность кулябских отложений в открытых обнажениях отмечена в зоне сочленения хр. Сурхантау и Сурхандарьинской впадины - 1150 м. Внутри кулябской толщи, особенно в переходных пачках от пуддингов к конгломератов, отмечаются рассеянные угловые несогласия. По палеомагнитным данным из более восточных территорий (главным образом Дарваза) нижняя толща кулябской серии соответствует магнитогоризонту Гаусс (2.43 - 3.32 млн лет), а верхняя граница всей серии примерно отвечает границе Матуяма - Брюнес (690 тыс. лет). Таким образом, в полном объеме кулябская серия соответствует акчагылу - апшерону черноморско-каспийского бассейна, т. е. верхнему плиоцену - эоплейстоцену общей шкалы. При этом предкулябское несогласие в Памиро-Алае даже морфологически напоминает предакчагыльское несогласие в Копетдаге и Восточном Закавказье - в ядрах антиклинальных складок оно может достигать величины 90 град, а в ядрах крупных синклиналей может быть не проявлено вовсе..
Четвертичные образования района надстраивают с угловым несогласием кулябский комплекс и включают (1) среднеплейстоценовые (илякские) образования, к которым принадлежат знаменитые лессовые комплексы района и связанные с ними древние аллювиальные отложения, (2) верхнеплейстоценовые полифациальные комплексы и (3) голоценовый покров.

Тектоника Юго-Западного Гиссара

Все докулябские отложения Юго-Западного Гиссара дислоцированы более или менее однородно, причем в некоторых местах деформации исключительно интенсивные (альпийского типа).

В целом Юго-Западный Гиссар представляет собой нормально вергентный антиклинорий, надвинутый как на внутреннюю Сурхандарьинскую впадину, так и на внешний Бешкентский прогиб Туранской плиты (рис. 5). В его строении принимают участие краевые антиклинальные цепи (Тагам - Аманатинская на северо-западе и Келиф - Сарыкамышская на юго-востоке), сопряженные с ними впадины-синклинали (Дехканабадская и Байсунская сответственно) и осевые антиклинальные поднятия (на севере параллельные и однотипные Сурхантауское, Байсунтауское и Чакчарское, а в южной части Кугитангское и Гаурдак-Тюбегатанское).
Юго-восточная и осевая части ЮЗ Гиссара имеют резко выраженную юго-восточную вергентность, которая сохраняется в складчатых структурах прилежащей Таджикской депрессии вплоть до Вахшской впадины, в то время как северо-западные краевые складчатые цепи вергируют в северо-западном направлении. Анализ геофизических данных показывает, что практически весь Юго-Западный Гиссар является аллохтонным сооружением.
Ведущим механизмом его деформирования является поддвиг ("ограниченная субдукция") фундамента Сурхандарьинской впадины в северо-западном направлении, который контролирует формирование горно-складчатого сооружения и его общее смещение, "накатывание" на Туранскую платформу.

Горообразование в Юго-Западном Гиссаре связано с позднеплиоцен - четвертичными тектоническими событиями и проявлено опять-таки в странной форме - хотя его геологическая структура регионально однородна, морфологически регион распадается на две резко различающиеся части, граничащие по линии, пересекающей Юго-Западный Гиссар по диагонали: восточную высокогорную, представленную такой же эрозионной горной страной, что и другие области Южного Тянь-Шаня, и западную низкогорную, как бы погруженную в аккумулятивный шлейф, снесенный с востока. Максимальные поднятия превышают здесь 7 км, а прогибания 5-6 км.

Разрывно-складчатая структура ЮЗ Гиссара

Рис. 5. Геологические разрезы западного фланга ЮЗ Гиссара.

Рис. 6. Кулисные складки Тагам - Аманатинской зоны

Складчатые структуры Юго-Западного Гиссара имеют главным образом северо-восточное простирание и обладают отчетливо выраженной продольной зональностью. На северо-западе региона краевая Тагам-Аманатинская антиклинальная система состоит из четырех кулисно подставляющихся антиклинальных складок сложного строения (рис. 6). Их внешние, прилежащие к Бешкентскому прогибу, крылья сложены палеогеновыми отложениями, резко воздымающимися в сторону орогена. На них по пологим разрывам надвинуты меловые породы Юго-Западного Гиссара. При этом по внешним крыльям выделяется три локальных складки, а по принадвиговым ядрам - четыре. Геофизические исследования показывают дисгармонию над- и подсолевых толщ, что подтверждает наличие срывов по толще эвапоритов.

К юго-востоку от Тагам-Аманатинской антиклинали расположена сложно-построенная область, включающая Дехканабадскую и Шоргузарскую впадину, а также Адамташ-Бабасурханское и Такысакыртское поднятие. Дехканабадская и Шоргузарская впадины простираются, в общем, косо к основной тектонической зональности региона. Шоргузарская синклиналь асимметрична, ее осевая поверхность наклонена на север-северо-запад. Ее северное крыло подроблено густой системой субширотных правых сдвигов, а южное крыло оборвано крупным взбросом (надвигом), входящим в систему разрывов Тагам-Аманатинской зоны. Крупная Дехканабадская синклиналь построена более симметрично, хотя и у нее южное крыло несколько круче северного. В западной части региона южное крыло складки практически под прямым углом разворачивается на юг, образуя очень пологую синклиналь субмеридионального простирания. С востока к ней причленяется Кокмиярская антиклиналь купольного облика и также субмеридионального простирания, резко осложняющая южное крыло Дехканабадской синклинали. Упомянутая выше Адамташская антиклиналь в целом подобна Кокмиярской - она расположена в крыле (северном) Дехканабадской структуры и сопряжена с параллельной синклиналью (Шоргузарской). С востока Дехканабадский блок ограничен цепочкой флексур северо-западной ориентировки, к востоку от которых расположен Такысакыртский блок - область разития мульдообразных складок, сложенных юрскими отложениями.
К юго-востоку от Дехканабадского прогиба расположено Гаурдак-Модунское поднятие, состоящее из трех брахиморфных, резко асимметричных антиклиналей - Гаурдакской, Тюбегатанской и Модунской, в развитии которых большую роль играла соляная тектоника. Поднятие имеет четковидное строение и нарушено большим количеством разрывов субширотной, субдолготной и северо-восточной ориентировки, которые широкой полосой протягиваются вдоль горноскладчатого сооружения через Акрабадское седло к системе сдвигов и надвигов Чакчарского блока. На юго-западе Гаурдак - Модунское поднятие ограничено Узункудукской системой дислокаций, в приповерхностной структуре выраженных небольшими (около 250 м амплитудой) грабенами.
Параллельно Гаурдак-Модунской цепи протягивается Актагская синклинальная зона, четковидно расширяющаяся как раз против сужений Гаурдак-Модунской зоны, а еще восточнее расположено Кугитанское антиклинальное поднятие, в ядре которого на дневную поверхность выступают палеозойские образования.

Рис. 7. Геологические разрезы восточного фланга ЮЗ Гиссара

Кугитангская антиклиналь асимметрична (рис.7). Как и в складках Гаурдак-Модунской зоны, ее северо-западное крыло пологое, а юго-восточное крутое до опрокинутого, и оборвано крупным надвигом с вертикальной амплитудой смещения по юре около 10 км. Кугитангское антиклинальное поднятие состоит из двух резко отличающихся сегментов. Южный сегмент имеет ширину около 25 км, его северо-западной крыло, бронированное келловей-оксфордскими известняками относительно полого, в ядре выходят вулканиты и гранитоиды палеозойского возраста; под сегмент пододвинута значительная часть фундамента соседней Байсунской впадины, так что ему соответствует экстремально интенсивная отрицательная магнитная аномалия.
Северный сегмент Кугитанского поднятия в два раза уже южного и полностью бронирован известняковой юрой. На северо-востоке он торцово причленен к Байсунтаускому антиклинальному поднятию, имеющему принципиально то же строение и входящему вместе с Сурхантауским и Чакчарским поднятиями в систему надвиговых блоков северо-восточной части Юго-Западного Гиссара. Строение их однотипно: их южные крылья срезаны крупными надвигами северо-восточной ориентировки, падающими на северо-запад, а северные крылья, вблизи контактирующих с ними надвигов, образуют запрокинутые синклинали. Крайняя, Сурхантауская антиклиналь надвинута уже на неоген Сурхандарьинской впадины. В ядрах всех трех антиклиналей обнажается комплекс домезозойских пород - каменноугольные вулканогенно-осадочные образования в верхах разреза и протерозойско-архейские (?) метаморфиты внизу; замечательно, что между этими комплексами и в основании перекрывающих их мезозойских образований резкие угловые несогласия отсутствуют.
Сурхантауская антиклиналь по простиранию (в юго-западном направлении) подставляется Байсунской впадиной - крупной, клиновидной в плане отрицательной структурой, представленной в северной части приподнятым по фундаменту, но опущенным в рельефе односторонним рампом, а в южной части - опущенным по фундаменту, но относительно приподнятым в рельефе двусторонним рампом. Образуя единую новейшую структуру, эти блоки, тем не менее, имеют разное строение. В северном блоке развита только нижняя часть альпийского (до четвертичного) молассового разреза, что делает его подобным Дехканабадской впадине; в южном блоке наблюдается полный молассовый разрез, причем его верхняя часть представлена специфическими слабо дислоцированными мелкоземами шоколадного цвета, отвечающими, видимо, фациям застойного бассейна. На юго-востоке Сурхантауское поднятие и Байсунская впадина ограничены краевым Акташ-Сурхантауским антиклинальным поднятием, которое состоит из нескольких кулисно-подставляющихся линейных принадвиговых складок, с комплементарной системой разрывов северо-восточного, субширотного и субмеридионального простирания, находящихся в сложных, но закономерных соотношениях со складчатой структурой.

Акташ-Сурхантауская складчатая зона

Рис. 8. Строение восточного фланга ЮЗ Гиссара - Байсунской впадины и Акташ - Сурхантауской складчатой зоны

Рис. 9. Геологические разрезы Акташ-Сурхантауской складчатой зоны (последовательно с северо-востока на юго-запад)

Рис.10. Объемная модель деформаций Акташ - Сурхантауской складчатой зоны

Наиболее ярко взаимоотношения разрывных и складчатых структур региона выражены в пределах его юго-восточного борта, в зоне перехода от осевых поднятий Юго-Западного Гиссара к структурам Сурхандарьинской впадины (Таджикской депрессии). Развитые здесь протяженные разрывные зоны, которые обычно рисуются на мелкомасштабных картах как плавно изогнутые, являются на самом деле изломанными, составными. Наиболее развиты северо-восточные, субширотные и субмеридиональные ориентировки отдельных составляющих разрывной сети; разрывы сопряжены с синкинематичными пластическими деформациями (рис.8 ).

Указанная краевая разрывно-складчатая система появляется в самом северо-восточном окончании Юго-Западного Гиссара, в так называемом Сангардакском углу, откуда прослеживается как на юго-запад (в качестве Келиф-Сарыкамышской антиклинальной зоны), так и на северо-восток, в виде известного Зеварского рампа, под косым углом пересекающего структуры Южного Тянь-Шаня. Непосредственно юго-западнее Сангардакского угла она перекрыта крупномасштабным Сурхантауским надвигом, по которому раннемезозойские и домезозойские образования Сурхантауской антиклинали надвинуты на неоген Сурхандарьинской впадины. При приближении к надвигу происходит постепенное выкручивание пород Сангардакской моноклинали до вертикального и, далее, до пологого опрокинутого залегания. Юго-западнее надвинутого блока краевая система выныривает на поверхность в виде Халкаджарского моноклинального пакета, ограниченного на севере одноименным Халкаджарским надвигом той же северо-восточной ориентировки, но обратной по отношению к Сурхантаускому надвигу вергентности, по которому пластина опрокинутых и сложно дислоцированных на фронте мел-неогеновых пород надвинута на мел-юру Сурхантауской антиклинали. Надвиги сочленены друг с другом через несколько небольших субмеридиональных разрывов (левых сдвигов).

Далее на юго-запад надвиг переходит в Сарыкамышский меридиональный левый сдвиг, а краевая система представлена подчиненной ему Сарыкамышской присдвиговой антиклиналью. Сарыкамышский сдвиг, в свою очередь, на юге сочленен с крупным Боянгоринским надвигом юго-восточной вергентности, по которому породы основания Байсунской впадины, смятые в асимметричную Боянгоринскую антиклиналь, надвинуты в юго-восточном направлении (с доказанной амплитудой не менее 10 км) на неоген-четвертичные комплексы Сурхандарьинской впадины. Южный край надвига постепенно выкручивается в субширотном направлении и разрыв переходит в Кагнысайский правосторонний сдвиг примерно такой же амплитуды, сопряженный с серией присдвиговых складок волочения с вертикальной ориентировкой шарнира. В своем западном окончании сдвиг снова меняет простирание на северо-восточное и переходит в Бешкызский надвиг или взброс северо-западной вергентности, по которому отложения Сурхандарьинской впадины (до нижнего мела включительно), смятые в запрокинутую Бешкызскую антиклиналь, надвинуты на молассы Байсунской впадины. Основной приповерхностный срыв приходится на эоценовые глины, так что пластина компетентных палеоценовых карбонатов бухарской свиты сдвоена - она образует крыло как Бешкызской антиклинали, так и крыло сопряженной с ней Шерабадской веерной синклинали, которая в свою очередь сопряжена с северным сегментом Акташской антиклинали, кулисно подставляющей Бешкызскую. Северный сегмент Акташской складки имеет юго-восточную вергентность, встречную к вергентности Бешкызской антиклинали. Малоамплитудный правосторонний сдвиг широтного простирания отделяет его от главного, Южного сегмента антиклинали, имеющего северо-западную вергентность; по крутому Газнинскому взбросу северо-восточной ориентировки антиклиналь надвинута на суженную северную часть Байсунской впадины. По палеоценовым и более молодым отложениям антиклиналь построена достаточно просто, однако в ядре содержит сдвоенные пакеты меловых отложений. Акташская антиклиналь на юго-западе оборвана субширотным разрывом видимо левосдвиговой кинематики, и подставляется по простиранию Келифской моноклиналью, являющейся южным крылом Кугитангской принадвиговой антиклинали.

Таким образом, развитые в Акташско-Сурхантауской зоне протяженные разрывы имеют своеобразную ломанную конфигурацию, составляясь из отрезков разного простирания и разной кинематики. Разрывы сопряжены с пластическими (складчатыми) деформациями, крайним выражением которых разрывы и являются (рис. 10). В складчатые пакеты включены отложения до среднеплиоценовых включительно, а запечатывается складчато-разрывная структура верхнеплиоценовыми пуддингами и конгломератами (кулябской свитой), причем в ядрах синклиналей угловое несогласие между этими комплексами не выражено. Разрывы развивались из пластических деформаций и, фактически, синхронно с ними; вся основная (тальбарская) фаза деформаций была крайне непродолжительной. Синкинематические сдвиги (т.е. трансферы) имеют ортогональную ориентировку. Наиболее распространены сдвиговые зоны, в меньшей мере зоны изоляции и наиболее редки зоны интерференции. Вся складчатая зона наследует среднемиоценовый разлом, образованный при отделении поднятия ЮЗ Гиссара от прогиба Таджикской депрессии.

Палинспастические реконструкции

Кагнысайский сдвиг

Рис. 11. Последовательная и параллельная модели развития складчато-сдвиго-надвиговой деформации

Палинспастические реконструкции такой структуры должны учитывать наличие доскладчатых и соскладчатых надвигов, складок и сдвигов. Такие сочетания деформационных элементов во множестве встречаются в складчатых областях и рассматриваются обычно как результат многоэтапной, последовательной разнесенной во времени деформации (рис. 11, слева). В данном случае, однако, все деформирование заведомо происходило в течении небольшого интервала времени, и требует другого объяснения. В модели параллельного (синкинематического, трансферного) сдвигания сам сдвиг - пассивная латеральная граница субгоризонтально движущихся блоков, геометрия которых задается исходной разрывной сетью, и, главным образом, пространственным распределением активных зон, в данном случае складчато-надвиговых зон поглощения (Тевелев, 1991). Здесь предполагается, что в нормальном случае в активных зонах компенсируются вначале трансляционные деформации надвигового или покровного типа, которые, после достижения определенной консолидации деформируемых объемов переходят в складчатые и более сложные структурные образования (рис. 11 справа)). Доскладчатые надвиги, таким образом, оказываеются закономерным этапом трансферного сдвигания, а временное разграничение стадий деформирования - более или менее условным.

Реконструкция (рис. 12) проводилась следующим образом. Сначала были выделены сегменты с единым стилем деформаций, и на этой основе выявлена блоковая структура региона. Далее были оценены амплитуды горизонтальных смещений, компенсированных в складках и разрывах, и затем, исходя из этих значений и рассмотренных моделей деформационного поведения в зонах трансферов, структура была как бы раскручена в обратном направлении. Из рисунка видно, что деформирование заключалось в общем горизонтальном сокращении (шортенинге) региона с одновременным веерным складыванием взаимодействующих блоков; его амплитуда увеличивается с севера на юг.

Рис. 12. Эволюционная модель Акташ-Сурхантауской складчатой зоны