Трещиноватость палеозойских осадочных пород Кызылкумов, Узбекистан, Средняя Азия

Т. П. Белоусов, Ш. А. Мухамедиев, С. Ф.  Куртасов

Институт физики Земли Российской Академии Наук

Содержание

Аннотация

Введение

Трещиноватость горных пород, представляя собой одну из важнейших характеристик верхних слоев земной коры, наблюдается в горных породах разного генезиса и возраста практически повсеместно. Трещины не хаотичны, в них всегда прослеживается регулярность, выраженная системами квазипериодических и субпараллельных трещин. Феномен трещиноватости горных пород издавна привлекал к себе внимание исследователей. С более чем столетней историей изучения трещиноватости горных пород в Северной Америке и Западной Европе можно ознакомиться, например, по обзорам [Hancock, 1985; Pollard and Aydin, 1988]. Однако в этих обзорах не упоминается крупный вклад в данную проблему российских ученых. Частично их результаты отражены, например, в обзорных частях работ [Грачев, Мухамедиев, 2000; Пермяков, 1949; Чернышев, 1983; и др.].

При изучении трещиноватости исследователя, в первую очередь, интересует вопрос о количестве и ориентации систем трещин, а также вопрос о природе возникновения этих систем и о возможной их связи с действующими в земной коре напряжениями. До настоящего времени общепринятый подход к решению этих вопросов еще не выработан. Состояние проблемы выделения систем трещин (в основном, в платформенных областях) отражено, например, в работе Грачев, Мухамедиев [[2000].

Ключевая роль, которую играет трещиноватость горных пород в некоторых процессах, изучаемых в науках о твердой Земле, привела и к необходимости поиска различных мер ее количественного описания. За последние десятилетия были введены меры, призванные описать деформационные свойства, прочность, поврежденность и проницаемость трещиноватых горных пород. Различные формы тензоров второго и четвертого ранга, построенных на векторах единичных нормалей к плоскостям трещин предлагались в работах [Салганик, 1973; Cowin, 1985; Kawamoto et al., 1988; Lee et al., 1995; Oda, 1986; Swoboda et al., 1998; и др.]. Соответствующие тензоры назывались тензорами трещиноватости, структурными тензорами, тензорами проницаемости, тензорами поврежденности и т.д.

Настоящая работа посвящена двум аспектам изучения трещиноватости горных пород Центральных Кызылкумов:

• выделению систем трещин и анализу изменения этих систем как в пространстве, так и во времени;
• исследованию эволюции региональных (в том числе, тензорных) характеристик трещиноватости горных пород в зависимости от возраста пород.

Рис. 1

Кызылкумское плато с эоловым типом рельефа располагается на крайнем северо-западе Центральной Азии на территории Узбекистана в междуречье нижних течений Аму-Дарьи и Сыр-Дарьи (рис. 1). Над внутренней частью плато возвышаются горы Центральных Кызылкумов. К северу и северо-востоку от них простираются пески пустыни Кызылкум. На западе за долиной р. Аму-Дарья, уходящей в северо-западном направлении, находится пустыня Каракум. К юго-востоку от Центрально-Кызылкумских гор в современном рельефе выражена система хребтов Нуратау, Актау и Зирабулак-Зиаэтдинских гор.

В конце XX века за сравнительно короткий период времени к югу от гор Центральных Кызылкумов произошло несколько сильных землетрясений. Первое из них, с магнитудой М=7,0, зафиксировано 8 апреля 1976 г. Последующие подземные толчки проявились 17 мая 1976 г. с М=7,3, 4 июня 1978 г. с М=6.2 и 19 марта 1984 г. с М=7,2 [Грайзер, 1986]. Практически сразу же после землетрясений Институтом физики Земли АН СССР для выявления их макросейсмических последствий были организованы сейсмологические экспедиции. В комплекс исследований были включены работы по изучению трещиноватости горных пород. В ходе работ Т. П. Белоусовым и А. Л. Теремецким было проведено более 18 000 замеров трещин в породах разного возраста и литологического состава. В предлагаемой работе приведены результаты обработки и интерпретации этих данных.

1. Геологическое строение и тектоническое развитие Центральных Кызылкумов

Центральные Кызылкумы расположены в пределах Сырдарьинского сегмента Туранской плиты Мизийско-Скифско-Туранской эпипалеозойской платформы [Хаин, 1977; и др.]. Исследуемая территория на востоке ограничена поперечным Западно-Тяньшаньским разломом [Резвой, 1962]; с севера и северо-востока - западным флангом Северо-Нуратинского разлома, отделяющим ее от Сырдарьинской впадины. С запад-юго-запада поднятия контролируются западным флангом Кульджуктау-Актауского разлома и южнее - Бухарским разломом, отделяющим Центральные Кызылкумы от Амударьинской впадины.

Рис. 2

В пределах поднятий Центральных Кызылкумов выделяются две группы структурных образований: на юге система Кульджуктау-Тамдытауских поднятий - горы Кульджуктау, Ауминзатау, Аристантау и Тамдытау (рис. 2), на севере - Букантауское поднятие, которое отделено от предыдущих Джаманкумским и Мынбулакским прогибами.

Фундамент изучаемого региона сформирован под воздействием двух этапов палеозойской складчатости. В результате каледонских тектонических движений в первой половине палеозоя (кембрий-ранний девон) на основе рифейской платформы возникли складчатые сооружения север-северо-западного простирания. Движениями герцинской складчатости (средний девон - пермь) сформированы структурные образования запад-северо-западного и субширотного направлений [Геология..., 1972; Ибрагимов и др., 1973]. Герцинский этап тектонической истории на большей части Туранской плиты закончился и в конце перми - начале триаса эта территория вступила на путь платформенного развития [Петрушевский, 1955; и др.].

Во второй половине триаса - юре район Центральных Кызылкумов представлял собой морской бассейн, а на месте современных гор существовали отдельные островные поднятия. В позднеюрскую эпоху общее опускание в рассматриваемом районе несколько усилилось, что привело к смене терригенных отложений лагунными и морскими осадками [Геология..., 1972; Ибрагимов и др., 1973].

В раннем и среднем палеогене и первой половине неогена в Центральных Кызылкумах началось замедление опускания земной коры. Первые признаки новейшей активизации тектонических процессов, сопровождающиеся усилением интенсивности восходящих движений, проявились в миоцене-плиоцене [Чедия, 1971, 1972, 1986; Шульц, 1948, 1955, 1962; и др.]. В конце плиоцена-начале плейстоцена произошло ослабление тектонических движений [Геология..., 1972; Крестников и др., 1979; Юрьев, 1967], закончившееся в начале среднего плейстоцена. Лишь около 300 тыс. лет назад на рассматриваемой территории вновь началось усиление восходящих движений [Крестников и др., 1979, 1980].

В сводовых частях некоторых новейших поднятий Центральных Кызылкумов на земной поверхности выявлены единичные выходы пород метаморфического основания, представленные кристаллическими сланцами, гнейсами, кварцитами и песчаниками с прослоями доломитов и известняков. Их возраст предполагается позднепротерозойским [Геология..., 1972; Ибрагимов и др., 1973; Хаин, 1977]. Более широко распространены палеозойские отложения, в стратиграфическом разрезе которых выделяются каледонский и герцинский структурные этажи, состоящие из нескольких ярусов (рис. 2).

Каледонский структурный этаж расчленяется на кембрий-нижнесилурийский и верхнесилур-нижнедевонский структурные ярусы [Геология..., 1972; Ибрагимов и др., 1973].

Нижняя часть разреза кембрий-нижнесилурийского структурного яруса достоверно не установлена, встречены лишь отдельные выходы в районе гор Ауминзатау и Тамдытау, сложенные сланцами, известняками и доломитами. Отложения ордовика обнаружены в горах Букантау, Тамдытау, Аристантау и Кульджуктау. Они представлены сланцами с прослоями и линзами кремнистых пород, известняками, мраморами, гравелитами, песчаниками, алевролитами, песчано-сланцевой толщей, а также эффузивными породами и вулканитами основного состава. Разрезы верхнеордовик-нижнесилурийских пород разделяются на карбонатно-терригенный и углисто-сланцево-кремнистый типы [Ахмеджанов, 1970]. В Кульджуктау распространены карбонатно-терригенные образования (серые песчанистые известняки с прослоями алевролитов и сланцев, доломиты и доломитовые известняки). В Тамдытау породы нижнего силура сложены бурыми мелкозернистыми песчаниками, алевролитами, глинистыми и углисто-глинистыми аргиллитами, кремнистыми, углистыми, серицито-глинистыми сланцами. В верхней части структурного яруса встречаются чередующиеся слои гравелитов, песчаников и алевролитов. Такой тип разреза характерен для Северного Тамдытау.

Карбонатно-терригенные отложения верхнесилур-нижнедевонского структурного яруса развиты в Кульджуктау, Аристантау и Северном Тамдытау. В низах разреза залегают гравелиты, песчаники, алевролиты с маломощными редкими прослоями и линзами известняков. Выше располагается пачка известняков и доломитов с прослоями песчаников и сланцев.

В герцинский структурный этаж Центральных Кызылкумов входят средне-верхнедевонский, карбоновый и нижнепермский структурные ярусы. Средне-верхнедевонский ярус представлен карбонатной формацией, образованной доломитами, доломитовыми и мраморовидными известняками, сланцами, реже гнейсами и ангидритами. В его основании залегают красноцветные песчаники и конгломераты. Разрез карбонового структурного яруса в Букантау и Северном Тамдытау сложен массивными известняками с прослоями кремнистых известняков, молассовыми образованиями, прорванными массивами гранитов и гранодиоритов верхнего карбона, встречаются толщи диабазовых порфиритов. В Тамдытау и Кульджуктау средне-верхнекарбоновые породы сложены карбонатными и терригенными отложениями, отнесенными к флишевым образованиям. Эти породы пронизаны верхнепалеозойскими телами гранит-гранодиоритового состава.

Породы нижнепермского структурного яруса на территории Центральных Кызылкумов имеют незначительное распространение. Это, в основном, молассовые образования, граниты и гранодиориты.

Мезозой-кайнозойские породы на территории Центральных Кызылкумов развиты, в основном, по периферии поднятий. Они представлены отложениями мела, палеогена и неогена (конгломераты, песчаники, глины, доломиты, известняки).

2. Методика изучения трещиноватости горных пород

В настоящем разделе обсуждаются методы, необходимые для решения поставленных во Введении задач интерпретации трещиноватости горных пород Центральных Кызылкумов.

2.1. Статистический анализ данных о трещиноватости

В Центральных Кызылкумах в каждой точке наблюдения (ТН) замерялись элементы залегания плоскостей 100 трещин. Замеры проводились исключительно в естественных обнажениях. Начальный этап обработки полевых замеров состоит в наглядном графическом представлении плоскостей трещин в сферической проекции. В настоящей работе используется стереографическая равноугольная проекция Вульфа. Для определенности мы принимали, что вектор нормали к поверхности трещины направлен в верхнюю полусферу.

Рис. 3

В случае, когда определены ориентации достаточно представительного набора из N ориентаций трещин n_i, их распределение представляется "облаком'' точек на стереографической проекции. Соответствующий пример представления ориентаций 100 полюсов трещин, замеренных в слое известняка в районе гор Ауминзатау Центральных Кызылкумов, приведен на рис. 3a. Здесь и далее крестики на рисунках обозначают положение нормали к изучаемому слою (полюс слоистости).

Данные полевых замеров ориентаций N, относящихся к отдельному обнажению или его части, являются случайной выборкой из непрерывной ориентационной функции f( n), которая задает плотность вероятности попадания нормали к плоскости трещины в малый телесный угол dw вокруг направления n

(1)

где a и b - полярный и азимутальный углы сферической системы координат. Функция f( n) описывает трещиноватость в изучаемом обнажении и называется локальным ориентационным распределением трещин.

Функция f( n) нормирована таким образом, что

(2)

Эта естественная нормировка означает, что для хаотического (равновероятного) распределения трещин f( n) 1. Подобное описание полюсных плотностей широко применяется в материаловедении [Bunge, 1982] и структурной геологии [Венк, 1993].

Для реконструкции непрерывных ориентационных распределений (полюсных плотностей) трещин к результатам полевых замеров применяется сглаживающее преобразование. Оценка полюсной плотности f( n, e) представляет собой наложение размытых пиков от измеренных ориентаций трещин:

(3)

где f^G( n, n_i, e) - сферическое гауссовское распределение с рассеянием e, центр которого совпадает с полюсом n_i i -й трещины. Суммирование в (3) производится по всем измеренным ориентациям трещин. Параметр рассеяния e должен выбираться таким образом, чтобы обеспечивалось перекрытие отдельных пиков от измеренных ориентаций, но в то же время не искажались существенные черты распределения.

В результате суммирования пиков индивидуальных полюсов получается сглаженная функция f( n, e), которая хорошо аппроксимирует истинную функцию плотности полюсов f( n). Выражение (3) можно также рассматривать, как реализацию двумерного цифрового фильтра дискретных данных с изотропным гауссовым окном усреднения.

Сферический аналог двумерного гауссового распределения не выражается через элементарные функции и его закон распределения записывается следующим образом [Савелова, Бухарова, 1996]:

(4)

где P_l( cost) - полиномы Лежандра; t - угловое расстояние вектора n от центра распределения n_i; cost = n n_i. Параметр e определяет радиус f( n) гауссового пика на половине его высоты в радианах. В рассматриваемом в настоящей работе случае измерения элементов залегания 100 трещин выбиралось значение q=14^o (сферический сегмент с таким углом имеет площадь 1/100 от площади сферы).

После того, как оценки полюсной плотности f( n,e) вычислены на регулярной сетке по всей площади сферической проекции, для получения наглядного графического представления ориентационного распределения трещин проводятся контурные линии равной полюсной плотности. Для непрерывной функции построение изолиний не представляет сложной задачи. Количественная полюсная фигура, соответствующая "облаку'' полюсов на рис. 3a, приведена на рис. 3b. На всех приведенных полюсных фигурах линии уровня проводились с шагом 0,5 единиц уровня плотности хаотического распределения.

Зачастую характер трещиноватости становится понятным при первом взгляде на полюсные плотности. Для исключения субъективизма, однако, необходимо автоматически идентифицировать статистически значимые максимумы ("системы трещин'') эмпирической плотности распределения полюсов трещин [Грачев, Морозов, 1993; Грачев, Мухамедиев, 2000]. На первом этапе выделяются все локальные максимумы плотности. Часть максимумов соответствует реальным системам трещиноватости, остальные возникают как флуктуации в силу статистической природы измерений.

Рис. 4

Критерий для выявления статистически незначимых максимумов был найден в результате численного эксперимента. Было построено 1600 наборов по 100 векторов, распределенных на сфере случайным образом. Для этого случая истинная полюсная плотность известна (f( n) 1) . Все наборы были обработаны как реальные ориентационные распределения трещин и выявлены локальные максимумы полюсной плотности. Эти максимумы трактовались как флуктуации, что позволило построить зависимость вероятности определения ложного максимума от уровня значимости (рис. 4). В результате было установлено, что пики с максимальной плотностью, не превышающей значения 1,5, являются ложными с вероятностью 94%. Пики с плотностью в максимуме более 2,0 с вероятностью 98% истинные. Вероятность того, что пик высотой более 1,5 и менее 2,0 является истинным, определяется по кривой, представленной на рис. 4. Схема использования

Рис. 5

критерия значимости иллюстрируется на рис. 5. Заметим, что рассматриваемый критерий применим к обработке наборов из 100 ориентаций трещин. Его нетрудно обобщить для интерпретации наборов, состоящих из другого количества N замеров. При этом графически критерий представится серией кривых, которые аналогичны кривой на рис. 4 и соответствуют различным параметрам N.

В качестве примера анализа трещиноватости на рис. 3б изображены обнаруженные в обнажении нижнесилурийских известняков (Центральные Кызылкумы) четыре системы трещин. Три из них являются ортогональными к слоистости системами.

Для решения задачи автоматической классификации данных в однородные группы объектов (кластеры, таксоны) разработано множество математических методов [Айвазян и др., 1989]. Некоторые методы кластерного анализа применялись для обработки замеров трещиноватости с целью выделения систем трещин [Hammah and Curran, 1998; Mahtab and Yegulalp, 1982; Shanley and Mahtab, 1976]. Наряду с анализом полюсной плотности в настоящей работе для выделения систем трещин также использовался эффективный последовательный алгоритм k -средних, в котором число кластеров не фиксировано заранее, а уточняется в итерационном процессе [Айвазян и др., 1989]. В результате анализа устанавливаются число кластеров и принадлежность точек к тому или иному кластеру. Положение кластера на сфере проекций определяет центр тяжести составляющих его точек. Так осуществляется редукция информации - большое число данных полевых замеров сводится к описанию координат и относительных весов для нескольких кластеров.

В настоящей работе использовалось два независимых метода выделения систем трещин:

1. по максимумам полюсной плотности,

2. по положению центров тяжести кластеров.

Для большинства распределений эти два метода дают близкие результаты (см. Раздел 3). Это иллюстрируется на рис. 3b, где центры выявленных кластеров практически совпадают с максимумами полюсной плотности.

Для выявления статистически незначимых максимумов и кластеров использовался критерий значимости полюсной плотности в центре кластера (рис. 4, 5). При использовании первого метода полагалось, что максимум функции f( n, e), меньший 1,5, не соответствует системе трещин. Если максимум функции лежит в пределах от 1,5 до 2,0, то он соответствует системе с некоторой вероятностью. Аналогично, при использовании второго метода, трещины, образующие кластер с максимумом плотности меньшим 1,5, относились к внесистемным. Кластер с максимумом плотности от 1,5 до 2,0 имеет вполне определенную вероятность быть ложным. Отметим, что вопрос о реальности системы трещин с максимумом полюсной плотности, лежащим в пределах от 1,5 до 2,0, не может быть решен на основе анализа одного локального распределения трещин. Реальность такой системы может быть подтверждена ее наличием в некоторой совокупности точек наблюдения при массовых замерах трещиноватости по многим обнажениям горных пород.

Важное значение имеет коррекция распределения на поворот слоев напластования, возникающий в результате процессов складкообразования. Пример подобного приведения к горизонтальному залеганию, при котором нормаль к плоскости слоев выводится в центр проекции, изображен на рис. 3b.

2.2. Региональные тензорные характеристики трещиноватости

В наших работах [Белоусов и др., 1994; Belousov et al., 1996] был предложен тензорный способ представления данных замеров трещиноватости для некоторой совокупности точек наблюдения (ТН) конкретного региона или, скажем, для пород одного возраста в этом регионе. Для локального ориентационного распределения трещин вводился в рассмотрение симметричный тензор второго ранга J с собственными значениями J₁, J₂, J₃ (J₁ J₂ J₃). Тензор J представляется суммой диад, составленных из единичных векторов нормалей к трещинам, и нормируется на первый инвариант. Он положительно определен для любого ориентационного распределения, кроме так называемого "игольчатого'', когда все трещины в изучаемой совокупности параллельны друг другу.

Тензор J характеризуется пятью независимыми скалярными величинами, в качестве которых можно взять инварианты S (интенсивность девиатора J ), w_J (угол вида 0w_Jp3 ) и три угла Эйлера, фиксирующие триедр главных осей тензора J в пространстве. Таким образом, замерам 100 трещин в обнажении ставится в соответствие 5 чисел. Тензор J отражает как внутреннюю геометрию ориентационного распределения (инварианты S и w_J определяются взаимным расположением и относительной интенсивностью максимумов распределения полюсов на стереографической проекции), так и внешнюю (3 угла Эйлера определяются ориентацией систем трещин относительно пространственной системы координат).

Рис. 6

Используем наглядный способ графического изображения инвариантов тензора J, при котором точка J₁, J₂ and J₃ в трехмерном пространстве с одноименными взаимно ортогональными осями проектируется ортогонально на девиаторную плоскость J₁+J₂+J₃=0 (рис. 6). Девиаторная плоскость проходит через начало координат и одинаково наклонена к осям J₁, J₂ и J₃ . Для получения симметричной картины проектируемая точка отражается относительно проекций осей J₁, J₂ и J₃ и их отрицательных продолжений, превращаясь в 6 точек на девиаторной плоскости (рис. 6). Инварианты 2S и w_J образуют естественную полярную систему координат в этой плоскости: 2S - это расстояние на плоскости от проекции точки J₁, J₂, J₃ до начала координат J₁=J₂=J₃=0, угол w_J это полярный угол, отсчитываемый от отрицательного продолжения проекции осей J₁, J₂, J₃.

Тензор J в силу своей вырожденности мало полезен при изучении отдельного ориентационного распределения трещин. Его роль заметно повышается при анализе особенностей региональной трещиноватости, когда одновременно изучается целая совокупность локальных распределений. Совокупность точек S, w_J на девиаторной плоскости, соответствующих тензорам J для различных ТН исследуемого региона (или, например, породам какого-то одного возраста для этого региона), создает своеобразный индивидуальный "портрет'' внутренней геометрии тектонической трещиноватости, присущей данному региону. Величина 2S уменьшается при приближении исследуемого локального распределения трещин к хаотическому (равновероятному). Поэтому, чем больше разноориентированных (и наклонных к слоистости) внесистемных трещин и систем тектонических трещин накладывается в процессе эволюции породы на две первичные сопряженные системы трещин (которые ортогональны к слоистости), тем ближе на "портрете'' изображающие точки такого распределения трещин располагаются к началу координат J₁=J₂=J₃=0.

Угол вида w_J отражает иные свойства локального распределения трещин. При J₁=J₂>J₃ (что справедливо, в частности, и для "игольчатых'' распределений) w_J=0 и изображающие точки на девиаторной плоскости лежат на отрицательных продолжениях проекций осей J₁, J₂, J₃. Наоборот, при J₁>J₂=J₃ w_J = p/3 и изображающие точки лежат на самих проекциях осей J₁, J₂, J₃. Соответствующие распределения трещин назовем "дисковыми''. Примерами "дисковых'' распределений могут служить, в частности, распределения с тремя системами субортогональных к слоистости трещин (в случае примерно одинаковых интенсивностей максимумов плотности на стереограмме и углов между этими максимумами) и распределения с двумя почти ортогональными между собой системами, содержащими примерно равное количество трещин. Для распределений с w_J=p/6, которые условно можно назвать "переходными'', J₁-J₂=J₂-J₃.

При изменении от 1 до 0 отношения числа трещин, входящих, соответственно, в две взаимноортогональные системы, распределения изменяются от "дисковых'' до "переходных'' ( w_J=p/6 ) и далее до "игольчатых''. Для распределений общего вида, в которых выделяется несколько систем трещин, положение изображающих точек на интегральном "портрете'' зависит уже от большего количества параметров (отношений числа трещин в системах и углов между системами).

Рис. 7

Заметим, что любые повороты локальных ориентационных распределений трещин не влияют на положение изображающих точек на девиаторной плоскости, и, следовательно, не изменяют интегральный "портрет'' региона. На рис. 7 для разновозрастных пород показаны интегральные "портреты'' трещиноватости для изученных районов Центральных Кызылкумов. Обсуждение этих результатов приводится в Разделе 4.

3. Результаты изучения трещиноватости горных пород Центральных Кызылкумов

3.1. Данные полевых исследований

Трещиноватость горных пород, слагающих поднятия Центральных Кызылкумов, исследована нами в 181 точке наблюдения (ТН), из которых 161 ТН расположены в осадочных породах. На рис. 2 расположение точек наблюдения проиллюстрировано на фоне геологической карты изученного региона в масштабе 1:1 500 000 [Геологическая..., 1964].

Наиболее детально в пределах рассматриваемой территории охарактеризована трещиноватость осадочных пород палеозойского возраста. Она изучена в 135 обнажениях. Среди обследованных горных пород в возрастном отношении представлены:

• нижний палеозой (нерасчлененный, Pz₁ ) - 17 ТН;
• силур (S) - 49 ТН: нижний - 35 ТН, верхний - 7 ТН, нерасчлененный - 7 ТН;
• верхний силур-нижний девон (S₂-D₁ ) - 12 ТН;
• девон (D) - 17 ТН: нижний-средний - 10 ТН, средний - 4 ТН, верхний - 1 ТН, средний-верхний - 2 ТН;
• карбон (С) - 40 ТН: нижний - 7 ТН, средний - 29 ТН, верхний - 4 ТН.

В 13 ТН изучены граниты (11 ТН) и диабазы (2 ТН) позднего палеозоя. В отдельную группу выделены палеозойские кварциты, изученные в 7 ТН: силур - 2 ТН, средний карбон - 4 ТН и верхний палеозой - 1 ТН.

В связи с тем, что мезозойские и кайнозойские горные породы в пределах Центральных Кызылкумов обнажены недостаточно хорошо и в большинстве случаев представлены глинистыми разностями, их трещиноватость изучена нами лишь в 26 обнажениях и, в основном, в меловых (23 ТН) осадочных образованиях: нижний мел - 8 ТН, верхний мел - 15 ТН. Трещиноватость кайнозойских отложений охарактеризована только в 3 ТН: палеоген () - 2 ТН, поздний плиоцен-ранний плейстоцен (N₂³ -Q₁ ) - 1 ТН.

В литологическом отношении горные породы наиболее полно представлены известняками (66 ТН) и сланцами (63 ТН). Менее детально изучена трещиноватость песчаников (19 ТН), конгломератов (11 ТН), гранитов (11 ТН), кварцитов (7 ТН) и других образований (4 ТН).

Полевыми исследованиями с юга на север охвачены новейшие поднятия хребтов Кульджуктау (41 ТН), Ауминзатау (38 ТН), Аристантау (20 ТН), Тамдытау (24 ТН) и Букантау (58 ТН) (рис. 2).

3.2. Результаты анализа данных полевых исследований

Рис. 8

В пределах новейших поднятий Центральных Кызылкумов наиболее распространены палеозойские отложения (рис. 2). Для горных пород характерна значительная деформированность: углы наклона осадочных слоев по всей совокупности точек наблюдения варьируют от 20^o до 70^o с преобладанием 50-70^o (см. далее рис. 8). Заметим, что результаты выделения систем трещин в осадочных горных породах представлены для локальных ориентационных распределений трещин, приведенных к горизонтальному залеганию слоев.

В работе стереограммы локальных ориентационных распределений трещин для всех изученных обнажений приведены в Приложении, а результаты выделения систем трещин отображены в виде соответствующих схем (рис. 9-14). На схемах показаны простирания систем трещин, выделенных по максимумам плотности функции f( n, e) на стереограммах. Простирания систем, для которых максимум полюсной плотности лежит на стереограмме на угловом расстоянии 10^o от полюса слоистости (см. ТН 31, 32, 37, 43, 44 и др.) на схемах не отображаются. При таких угловых расстояниях незначительная ошибка в замерах элементов залегания пород приведет к большой ошибке в определении простирания системы трещин. Наблюдаемая в отдельных случаях близость систем по простиранию соответствует случаям, когда эти системы значительно различаются по азимутам и/или углам падения.

3.2.2. Выделение региональных направлений трещиноватости и используемая терминология.

В настоящей работе трещиноватость горных пород рассматривается на двух пространственных масштабных уровнях - локальном и региональном. Локальный уровень соответствует единичному обнажению горных пород, региональный - совокупности обнажений, распределенных в пределах некоторой территории. Соответственно этому, системы трещин, выявляемые в отдельном обнажении, мы называем локальными, а системы, прослеживаемые по совокупности обнажений одновозрастных пород - региональными.

При анализе трещиноватости горных пород Центральных Кызылкумов последовательно решались две задачи:

1. выявление локальных систем трещин в каждом изученном обнажении;

2. выделение региональных направлений трещиноватости (региональных систем трещин) по данным об ориентации локальных систем трещин.

Приведенные в Разделе 3.2. результаты выявления локальных систем трещин основаны на анализе максимумов полюсной плотности (первый метод, отмеченный в Разделе 2.1.).

Процедура решения второй задачи практически сводилась к нанесению на розу-диаграмму направлений всех выявленных локальных систем трещин в данной совокупности точек наблюдения и к определению региональных направлений, по которым группируются локальные системы. При этом региональная система трещин, прослеживаемая в более чем половине точек наблюдения, из изученной совокупности условно относилась нами к устойчивой. Региональное направление трещиноватости считалось неустойчивым, если локальные системы соответствующей ориентации выявлялись в менее чем половине, но в более чем одной трети обнажений. В остальных случаях мы полагали, что региональная система трещин реально не существует.

При описании результатов изучения особенностей региональной трещиноватости для краткости изложения нами используется следующая классификация выраженности локальных и региональных систем. Отметим, что классификация опирается на критерий значимости максимумов полюсной плотности, полученный в Разделе 2.1. (рис. 4, 5). Если максимум полюсной плотности на стереограмме больше 2,0, то мы говорим, что выраженность системы хорошая (или четкая). Этот же термин переносится и на региональную систему, если она выделяется, в основном, по хорошо выраженным локальным системам. Ситуация осложняется, когда максимум полюсной плотности на стереограмме лежит в пределах 1,5-2,0. Согласно используемому критерию, вопрос о соответствии этого максимума реальной локальной системе трещин, строго говоря, не может быть решен однозначно. Однако, если соответствующее направление устойчиво прослеживается в большинстве обнажений одновозрастных пород, то вполне естественно считать, что реально региональная система соответствующего направления существует. В тексте работы такая региональная система называется плохо (или слабо) выраженной. При указании простирания регионального направления трещиноватости в скобках обычно указывается разброс максимумов полюсной плотности, которые соответствуют локальным системам, образующим это направление.

Региональные системы трещин, соответствующие простираниям складчатых и разрывных структур допалеозойского, каледонского и герцинского этапов развития, в тексте называются основными.

3.2.3. Трещиноватость пород каледонского структурного этажа.

Трещиноватость осадочных горных пород каледонского структурного этажа Центральных Кызылкумов изучена нами в 88 ТН.

Нижнюю часть кембрий-нижнесилурийского яруса слагают нижнепалеозойские нерасчлененные осадочные отложения, представленные, в основном, сланцами и известняками. Более полно нами исследована трещиноватость сланцев, на которые из 17 ТН приходится 14 ТН.

Рис. 9

Локальные ориентационные распределения трещин в нижнепалеозойских породах на схеме (рис. 9) характеризуются либо двумя (7 ТН), либо тремя (10 ТН) системами трещин. Региональные направления трещиноватости ориентированы на ССВ (0-30^o), З-В (265-280^o) и СЗ (310-320^o). Из них наиболее устойчивым является ССВ направление, которое сохраняется практически во всех точках наблюдения (рис. 9). Для этой системы трещин характерны и значительные максимумы полюсной плотности на стереограммах, которые варьируют от 1,5 до 4,5, наиболее часто составляя 2,0-3,5. Предполагается, что это простирание присуще структурным элементам наиболее древнего, допалеозойского, заложения [Ибрагимов и др., 1973]. Примерно также устойчиво проявлено субширотное - запад-северо-западное (тяньшаньское) простирание трещин, которое присуще складчатым и разрывным структурам, сформированных на герцинском этапе развития Кызылкумов. Однако для трещин этой системы характерна менее четкая выраженность в нижнепалеозойских породах с максимумами полюсной плотности 1,5-2,5. Северо-западная система трещин выражена слабо (1,5-2,0), но, по-видимому, является реальной региональной системой, т.к. выделяется в 6 из 17 ТН. Этим направлением обладает большинство структурных элементов, в том числе и разрывных, возникших на каледонском этапе складчатости рассматриваемого региона.

Рис. 10

Осадочные образования силурийского возраста среди пород, входящих в каледонский структурный этаж Центральных Кызылкумов, развиты практически во всех поднятиях рассматриваемой территории за исключением Букантау. Их трещиноватость изучена нами в 49 ТН. Среди них более детально обследована трещиноватость нижнесилурийских осадочных пород (35 ТН), слагающих верхнюю часть кембрий-нижнесилурийского яруса (рис. 10).

На территории поднятия Ауминзатау (рис. 2) трещиноватость нижнесилурийских отложений изучена достаточно полно (16 ТН). Эти отложения представлены сланцами (13 ТН) и известняками (3 ТН). В 13 ТН на схеме выделены три системы трещин и лишь в 3 ТН - две. По всей совокупности ТН выделяются 4 региональных направления трещиноватости: С-ССВ (0-10^o), СВ (35-50^o), З-В (270-280^o) и СЗ (315-320^o). Как видно из этих данных, в пределах поднятия Ауминзатау в раннем силуре вместо нижнепалеозойской системы трещин ССВ направления проявились две новые системы, ориентированные на С-ССВ и СВ. В то же время сохранились системы трещин СЗ и субширотного направлений. Из всех систем лучше выражены системы север-северо-восточного (с максимумами полюсной плотности 2,0-3,5), северо-восточного (2,0-3,5) и северо-западного (1,5-3,0) направлений. При этом в западной части поднятия Ауминзатау более четкая выраженность характерна для системы трещин С-ССВ (допалеозойского), а в восточной - СЗ (каледонского) простираний. Субширотное-запад-северо-западное направление, присущее структурам, сформированным на герцинском этапе развития Кызылкумов, в нижнесилурийских породах проявлено слабо (1,5-2,5) и неустойчиво.

Нижнесилурийские осадочные породы развиты также в пределах поднятия Аристантау, расположенного на востоке южной части Центральных Кызылкумов (рис. 2). Для трещиноватости пород этого возраста, представленных известняками (5 ТН) и сланцами (4 ТН), в большинстве обнажений характерны три системы трещин (рис. 10). По всей совокупности ТН региональные направления трещиноватости ориентированы в направлениях на ССВ (5-15^o), СВ (40-55^o), З-В (270-280^o) и СЗ (310-320^o), т.е. практически так же, как в пределах поднятия Ауминзатау. Все региональные системы трещин являются устойчивыми. Из них лучше выражены системы север-северо-восточного (2,0-3,5) и северо-восточного (2,0-3,5) направлений, несколько хуже - северо-западного (1,5-2,5). Трещины субширотного-запад-северо-западного направления в нижнесилурийских породах поднятия Аристантау выражены плохо (1,5-2,0).

В пределах поднятия Тамдытау, расположенного в центральной части Центральных Кызылкумов к северу от поднятий Ауминзатау и Аристантау (рис. 2), трещиноватость нижнесилурийских осадочных пород изучена нами в 10 ТН. Исследованные породы представлены сланцами (6 ТН) и известняками (4 ТН). Для рисунка трещиноватости нижнесилурийских пород в большинстве обнажений характерны три локальные системы трещин, которые по всей совокупности ТН формируют региональные направления ССВ (10-20^o), СВ (45-60^o), ВСВ-В (75-90^o) и СЗ (305-315^o). Все эти региональные системы являются устойчивыми. Максимумы плотности функции f( n, e) на стереограммах в порядке уменьшения выражается следующими величинами: СВ (2,0-4,5), СЗ (1,5-3,0), ВСВ-В (1,5-2,5) и ССВ (1,5-2,0).

Как видно из приведенных данных, в пределах поднятий Ауминзатау, Аристантау и Тамдытау, расположенных в южной и центральной частях Центральных Кызылкумов, рисунок трещиноватости нижнесилурийских пород очень схож (рис. 10). Вместе с тем, по направлению на северо-восток наблюдается постепенное отклонение простираний двух региональных северо-восточных систем трещин к югу: от 0-10^o и 35-50^o (Ауминзатау), до 10^o и 40-55^o (Аристантау) и, наконец, до 10-20^o и 45-60^o (Тамдытау). Изменяет свое простирание, отклоняясь тоже к югу, и система трещин СЗ простирания: от 315-325^o (Ауминзатау) до 310-320^o (Аристантау) и 305-315^o (Тамдытау).

Рис. 11

Анализ трещиноватости силурийских нерасчлененных осадочных пород, развитых в пределах поднятия Кульджуктау и изученных нами в 7 ТН, показал, что ей присущ примерно тот же рисунок, что и для трещиноватости нижнесилурийских осадочных образований (рис. 11). Региональные системы трещин ориентированы на ССВ (5-10^o), ВСВ (80-85^o) и СЗ (315-320^o) и проявляются устойчиво. Выделяется также направление СВ (50-55^o). Однако оно выражено слабо (1,5-2,0) и неустойчиво. Последнее свидетельствует о том, что реально региональной системы СВ направления не существует.

Нижнюю часть верхнесилур-нижнедевонского яруса каледонского структурного этажа Центральных Кызылкумов слагают осадочные породы позднего силура, представленные в наших наблюдениях, в основном, известняками. Трещиноватость этих пород изучена в незначительном числе точек наблюдения в горах Кульджуктау (5 ТН) и Тамдытау (2 ТН) (рис. 11). По всей совокупности этих ТН выделены региональные системы трещин, ориентированные на ССВ (15-20^o), ВСВ (80-85^o), СЗ (305-315^o) и ССЗ-C (350-355^o). Эти системы, за исключением системы ССВ простирания, относятся к устойчивым. Из них наиболее четко выражены системы СЗ (2,0-3,0), ССВ (2,0-3,0) и ССЗ (2,0-2,5) направлений. Значительно хуже проявлена субширотная система трещин (1,5-2,5).

Рис. 12

Трещиноватость верхнесилур-нижнедевонских нерасчлененных осадочных горных пород (в основном, известняков) изучена нами в 12 ТН, расположенных в горах Кульджуктау (6 ТН), Аристантау (3 ТН) и Тамдытау (3 ТН) (рис. 12). Локальные ориентационные распределения трещин в большинстве ТН характеризуются тремя системами трещин. По всей совокупности ТН эти системы направлены на ССВ (10-20^o), СВ (45-55^o), З-ЗСЗ (265-280^o) и СЗ (300-320^o). Все системы являются устойчивыми, причем система СЗ простирания проявлена практически во всех ТН. Система трещин ССВ направления обладает наибольшей полюсной плотностью (2,0-3,5). Менее четко и примерно одинаково выражены системы СЗ (1,5-3,0) и СВ (1,5-2,5) простираний. По сравнению с трещиноватостью нижнесилурийских отложений большую устойчивость приобрела система трещин субширотного-запад-северо-западного (тяньшаньского) простирания, характеризующаяся при этом незначительными максимумами полюсной плотности (1,5-2,0).

Рис. 13

Трещиноватость пород верхней части верхнесилур-нижнедевонского яруса Центральных Кызылкумов изучена в известняках нерасчлененной нижне- среднедевонской толщи (D_1-2 ) в 10 ТН, расположенных в пределах поднятия Кульджуктау (рис. 13, ТН 16, 18-20, 24, 26, 50-52, 54). Для локальных ориентационных распределений характерны три системы трещин. Региональные системы трещин простираются на ССВ (15-25^o), СВ (50-60^o), З-ЗСЗ (270-280^o) и СЗ (310-320^o). Наиболее устойчиво проявлена система трещин тяньшаньского простирания (З-ЗСЗ), хотя максимумы полюсной плотности для нее и не велики (1,5-2,0). Значительно лучше выражены в нижне-среднедевонских породах региональные системы трещин ССВ (1,5-3,0) и СВ (1,5-2,5) простираний.

3.2.4. Трещиноватость пород герцинского структурного этажа

Трещиноватость осадочных пород герцинского структурного этажа Центральных Кызылкумов изучена нами в 47 ТН. Из них лишь 7 ТН приходятся на известняки средне-верхнедевонского структурного яруса в пределах поднятий Букантау (5 ТН) и Тамдытау (2 ТН) (рис. 13, ТН 110, 111, 142, 146, 147, 166, 174). Рисунок трещиноватости пород данного возраста практически полностью идентичен рисунку, выявленному нами для трещиноватости нижне-среднедевонских отложений. По всей совокупности ТН региональные системы трещин, выделенные по этим 7 ТН, простираются на ССВ (15-20^o), СВ (50-60^o), З-ЗСЗ (270-280^o) и СЗ (315-320^o). Наиболее устойчиво проявлена система трещин тяньшаньского простирания, наименее устойчиво - северо-восточного направления.

Рис. 14

Трещиноватость осадочных образований карбонового структурного яруса изучена нами в 40 ТН (рис. 14). Из них 38 ТН расположены в пределах поднятия Букантау и по одной точке наблюдения - в Тамдытау и Аристантау. Породы карбона представлены сланцами (20 ТН), известняками (10 ТН), песчаниками (6 ТН) и конгломератами (4 ТН). Анализ этих пород показал, что рисунок их трещиноватости по сравнению с девонским несколько изменился. На стереограммах ориентационных распределений трещин, по-прежнему, выделяются, в основном, три системы. Региональные системы ориентированы на ССВ (10-20^o), СВ (40-55^o), З-В (260-275^o) и СЗ (300-320^o). Системы трещин СВ, З-В и СЗ направлений являются устойчивыми. Наряду с указанными системами появилась дополнительная плохо выраженное (1,5-2,0) направление трещиноватости ССЗ (340-350^o) простирания, которое в более древних породах было выделено нами лишь в верхнесилурийских образованиях (ССЗ-С 350-355^o). Это направление выявляется в малом числе точек и, согласно выдвинутому критерию, не является системой трещин. Из основных систем наиболее четко выражена система СВ простирания (2,0-4,0). Системы трещин ССВ, СЗ и З-В (тяньшаньского) направлений в карбоновых породах выражены хуже (1,5-2,5).

Осадочные породы нижнепермского структурного яруса на территории Центральных Кызылкумов имеют крайне локальное распространение и нашими исследованиями не охвачены.

4. Обсуждение результатов

4.1. Направления региональных систем трещин

Рис. 15

1. На основе детального анализа данных о трещиноватости палеозойских осадочных пород Центральных Кызылкумов (см. Приложение, рис. 9-14, ) выделены локальные и региональные системы трещин. Результаты выделения региональных систем трещин суммированы на рис. 15.

• На основе данных об ориентации локальных систем трещин, выявленных в одновозрастных горных породах, выделены региональные направления трещиноватости (региональные системы трещин). В большинстве случаев установлены четыре региональные системы: северо-восточная, север-северо-восточная, северо-западная и субширотная. Три последние региональные направления трещиноватости (основные системы трещин) присутствуют во всех случаях. Эти направления близки к простиранию разрывных и складчатых структур, соответственно, допалеозойского, каледонского и герцинского этапов развития.
• Из основных систем трещин, выделяемых в породах палеозойского возраста, наиболее выдержанной в пространстве является система СЗ (каледонского) направления, которая варьирует в азимутальных пределах 300-320^o. Эта система, как правило, хорошо выражена и проявляется в большом числе точек наблюдения (ТН). Несколько больший разброс значений азимутов присущ субширотной системе трещин герцинского (З-ЗСЗ) направления. При этом и степень выраженности этой системы хуже. Значительно сильнее варьируют по простиранию системы ССВ (допалеозойского, антитяньшаньского) и СВ направлений.
• Системы трещин палеозойских осадочных пород Центральных Кызылкумов в зависимости от их возраста претерпевали некоторые изменения по направлениям и степени выраженности. Для рисунка трещиноватости нижнепалеозойских пород характерно наличие региональных систем трещин С-ССВ, СЗ и З-ЗСЗ простираний. Наибольшими максимумами полюсной плотности обладает система ССВ направления, устойчиво выделяемая во многих ТН. В раннем силуре эта система трещин разделилась на две новые системы, которые ориентированы на ССВ и СВ, прослеживаясь и в более молодых породах палеозойского возраста. Устойчиво, но менее четко по сравнению с С-ССВ системой в нижнепалеозойских породах, выражено СЗ (каледонское) простирание трещин. За редкими исключениями (например, в породах S₁ поднятия Тамдытау) отмеченные закономерности в степени выраженности основных систем трещин нижнепалеозойских пород сохраняются до конца каледонского этапа развития. Отметим, что почти во всех осадочных породах палеозойского возраста степень выраженности субширотной системы трещин герцинского направления невелика, однако эта система выделяется устойчиво.
• Ориентация основных систем трещин палеозойских пород менялась не только с возрастом пород, но и в пространстве. Это довольно убедительно показали данные по трещиноватости горных пород силура, количество замеров трещин в которых позволило провести анализ трещиноватости отдельно для каждого из локальных новейших поднятий региона. Так, в пределах поднятий Ауминзатау, Аристантау и Тамдытау, расположенных в южной и центральной частях Центральных Кызылкумов, рисунок трещиноватости нижнесилурийских пород по направлению на северо-восток изменяется. Наблюдается постепенное отклонение простираний ССВ и СВ региональных систем трещин к югу: от 0-10^o и 35-50^o (Ауминзатау), до 10^o и 40-55^o (Аристантау) и, наконец, до 10-20^o и 45-60^o (Тамдытау). Одновременно изменяет свое простирание, отклоняясь к югу, система трещин СЗ простирания: от 315-320^o (Ауминзатау) до 310-320^o (Аристантау) и 305-315^o (Тамдытау). Это приводит к соответствующему изменению в пространстве углов между системами трещин.

2. Наряду с трещиноватостью палеозойских осадочных пород нами для сравнения была изучена трещиноватость меловых отложений (23 ТН) и верхнепалеозойских гранитов (11 ТН) Центральных Кызылкумов.

• Анализ трещиноватости меловых осадочных пород позволил установить, что для нее характерно устойчивое и практически одинаково четкое проявление региональных систем трещин, простирающихся на ССВ (10-25^o), СВ (40-50^o), ЗСЗ (285-295^o) и СЗ (305-310^o). Отсюда следует, что рисунок трещиноватости, характерный для палеозойских осадочных пород, сохранил свои основные черты и в меловых отложениях. О трещиноватости кайнозойских отложений, изученной лишь в трех точках наблюдения, можно предположить, что она характеризуется тремя системами трещин с направлениями на СВ (40-50^o), З-В (270-275^o) и СЗ (315-325^o).
• Трещиноватость гранитов характеризуется шестью региональными направлениями трещиноватости, которые располагаются в пределах азимутов 10-80^o и 290-340^o. Устойчивыми являются региональные системы, ориентированные на ЗСЗ (290-305^o) и ССВ (10-20^o).

4.2. Интегральные характеристики трещиноватости и палеонапряжения

Методика построения интегральных тензорных характеристик региональной трещиноватости (Раздел 2.2.) позволяет получить своеобразный индивидуальный "портрет'' внутренней геометрии трещиноватости, присущей конкретному изучаемому региону, и проследить его эволюцию во времени. Результаты анализа эволюции индивидуальных "портретов'' для некоторых сейсмоактивных регионов выявляют вполне определенные закономерности [Белоусов и др., 1997; Belousov et al., 1996]. В частности, для более древних пород изображающие точки на индивидуальном "портрете'' региона обычно располагаются в среднем ближе к началу координат, чем для более молодых. Это происходит из-за того, что, хотя индивидуальный "портрет'' региона не зависит от поворотов локальных распределений трещин, процессы складкообразования все же косвенно влияют на него. В интенсивнее деформированных древних породах существует больше внесистемных трещин и тектонических систем трещин, наложенных на первичную трещиноватость.

Рис. 16

Для исследуемой в настоящей работе трещиноватости горных пород Центральных Кызылкумов указанная закономерность в эволюции интегрального "портрета'' сохраняется (рис. 7). Однако увеличение среднего значения происходит довольно резко при переходе к мел-палеогеновому периоду развития (рис. 7е). Заметного изменения среднего расстояния изображающих точек от начала координат за периоды палеозоя не происходило. Это может объясняться тем, что в течение палеозоя интенсивность деформированности горных пород (отображаемая средним углом падения осадочных слоев) существенных вариаций не претерпела (рис. 16). В то же время палеозойские породы деформированы значительно интенсивнее мел-палеогеновых.

Рис. 17

В связи с вышеизложенным представляет интерес выявление количественной взаимосвязи процентного содержания внесистемных трещин с интенсивностью складчатых деформаций. Из результатов проведенного кластерного анализа следует, что среднее по всем обнажениям палеозойских осадочных горных пород Центральных Кызылкумов процентное содержание внесистемных трещин составляет за Pz₁ - 29,8%, S - 31,4%, S₂ -D₁ - 30,0%, D - 36,4%, C - 29,9%. Отметим для сравнения, что соответствующее значение для каменноугольных известняков Московской синеклизы составляет 29,8% [Грачев, Мухамедиев, 2000]. Зависимость процентного содержания внесистемных трещин в палеозойских породах Центральных Кызылкумов от среднего угла наклона слоев иллюстрируется на рис. 17. График свидетельствует об увеличении процентного содержания внесистемных трещин с увеличением интенсивности складчатых деформаций.

В заключение обсуждения эволюции региональных тензорных характеристик трещиноватости отметим, что в интегральных "портретах'' трещиноватости девонских и карбоновых пород Центральных Кызылкумов очень редко встречаются изображающие точки с малыми углами вида w_J (рис. 7г, д).

Полученные в настоящей работе результаты позволяют, в принципе, реконструировать ориентацию главных осей палеонапряжений для последовательных этапов развития Центральных Кызылкумов. Авторами предложена модель, согласно которой механизмом зарождения систем трещин при диагенезе осадочных пород в активных регионах является реологическая (локализационная) неустойчивость пород, в результате которой пластические деформации локализуются в узких регулярно расположенных слоях [Белоусов, Мухамедиев, 1990]. Эта модель позволяет связать геометрию двух сопряженных первичных систем трещин с палеонапряжениями, действующими в период литификации осадков [Белоусов, Мухамедиев, 1990; Белоусов и др., 1997].¹

Ранее нами была предпринята предварительная попытка реконструкции палеонапряжений в изучаемом регионе [Белоусов и др., 1997]. Процедура реконструкции осложнялась тем, что в палеозойских осадочных породах Центральных Кызылкумов на две первичные сопряженные системы трещин накладываются дополнительные системы тектонического происхождения. Поэтому при использовании для палеореконструкций модели локализации пластических деформаций в литифицирующемся осадочном слое подходили не все замеренные локальные ориентационные распределения трещин, а лишь те, в которых с большой долей уверенности можно выделить первичные системы трещин. Тогда биссектриса острого угла между этими системами после приведения слоев к горизонтальному положению соответствует оси максимального горизонтального сжимающего палеонапряжения S_{H, max}. Исследования показали, что, несмотря на изменения ориентации локальных систем трещин (и, следовательно, углов между ними) в одновозрастных породах, биссектрис. острых системных углов сохраняют относительно устойчивые направления в пространстве.

В результате палеореконструкций установлено, что, в палеозойское время ось S_{H, max} была ориентирована в северо-восточном квадранте. При этом в нижнем палеозое она, предположительно, была направлена на ВСВ, а к концу палеозоя приобрела ССВ ориентацию. Результаты этого исследования подтверждаются данными о региональном направлении S_{H, max}, выявляемом на основе анализа простираний складчатых структур. Действительно, каледонская складчатость, закончившаяся в середине палеозоя, характеризуется преобладающим ССЗ простиранием [Геология..., 1972; Ибрагимов и др., 1973], что свидетельствует о ВСВ ориентации S_{H, max}. Структурные элементы герцинской складчатости простираются в ЗСЗ направлении, что, по-видимому, обусловлено ССВ направлением S_{H, max}.

В меловое время ось реконструируемого по трещиноватости горных пород максимального сжимающего палеонапряжения, по-видимому, приобрела СЗ ориентацию [Белоусов и др., 1997]. Однако это не оказало существенного влияния на простирание складчатых структур, сформировавшихся в герцинское время. Это подтверждается, в частности, рис. 9б, где показана роза-диаграмма простираний горизонтальных шарниров воображаемых складок, построенных на основе анализа азимутов и углов падения осадочных горных пород в точках замеров трещиноватости.

Заключение

Результаты настоящей работы получены на основе анализа трещиноватости горных пород Центральных Кызылкумов, изученной в 181 естественном обнажении. Элементы залегания трещин замерялись в породах различного генезиса, вещественного состава и возраста. Наиболее детальный анализ и интерпретация экспериментальных данных проведены для палеозойских осадочных пород. Для каждого отдельного обнажения построено ориентационное распределение трещин и выявлены локальные системы трещин. По ориентациям этих локальных систем определены региональные направления трещиноватости.

Отметим, что выделение систем трещин проведено при отсутствии данных о деформированности стратиграфических уровней. Это привело к потере информации о структурной привязке систем трещин, обусловленных складчатыми деформациями, и, следовательно, к сложности отделения этих тектонических систем от первичных региональных направлений трещиноватости. Вместе с тем, направления локальных систем трещин определены нами двумя методами: по максимумам плотности полюсов нормалей к трещинам на стереограммах и на основе кластерного анализа. Использование обоих методов привело к близким результатам, что может свидетельствовать об их большей достоверности.

Региональные направления трещиноватости, выявленные по совокупности обнажений осадочных горных пород каждого изученного возраста, в основном, близки к простиранию разрывных и складчатых структур допалеозойского, каледонского и герцинского этапов развития. При этом наблюдается некоторое изменение направлений региональных систем трещин как в пространстве, так и с возрастом пород. Примером пространственного изменения может служить постепенное отклонение к югу систем ССВ, СВ и СЗ простираний в нижнесилурийских осадочных породах, если двигаться с юго-запада на северо-восток. Одним из примеров изменения региональных направлений с возрастом является разделение региональной системы ССВ простирания, наблюдающейся в нижнепалеозойских породах, на две новые системы, ориентированные в более молодых породах палеозойского возраста на С-ССВ и СВ. Происходят и изменения в степени выраженности региональных направлений трещиноватости.

Рисунок трещиноватости, характерный для палеозойских осадочных пород, сохранил свои основные черты и в меловых отложениях. На основе сравнения трещиноватости осадочных пород, с одной стороны, и магматических пород - с другой, выявлена некоторая зависимость особенностей трещиноватости от литологического состава породы.

Исследование эволюции региональных тензорных характеристик трещиноватости позволило, в частности, подтвердить, что в Центральных Кызылкумах, как и в некоторых других активных регионах, в процессе развития региона на первичную трещиноватость накладываются дополнительные внесистемные трещины и системы тектонических трещин. Это следует и из установленного в работе факта увеличения процентного содержания внесистемных трещин с усилением интенсивности складчатых деформаций.

Предварительная попытка реконструкции палеонапряжений в изучаемом регионе по трещиноватости осадочных пород на основе модели локализационной неустойчивости показала хорошую сходимость результатов с данными о региональном направлении сжатия, выявляемом на основе анализа простираний складчатых структур каледонского и герцинского этапов развития.

Благодарности

Литература

Айвазян С. А., Бухштабер В. М., Еюков И. С., Классификация и снижение размерности, 607 с., Финансы и статистика, Москва, 1989.

Ахмеджанов М. А., К стратиграфии допалеозойских и палеозойских образований Центральных Кызылкумов, Узбекский геологический журнал, (2), 32-45, 1970.

Белоусов В. В., Основные вопросы геотектоники, 608 с., Госгеолтехиздат, Москва, 1962.

Белоусов Т. П., Мухамедиев Ш. А., К реконструкции палеонапряжений по трещиноватости горных пород, Изв. АН СССР, Физика Земли, (2), 16-29, 1990.

Белоусов Т. П., Мухамедиев Ш. А., Юнга С. Л., Реконструкция напряженного состояния земной коры северного обрамления Дарваз-Каракульского глубинного разлома в связи с сейсмичностью, Источники и воздействие разрушительных сейсмических колебаний, Вопросы инженерной сейсмологии, (31), 108-116, Наука, Москва, 1990.

Белоусов Т. П., Куртасов С. Ф., Мухамедиев Ш. А., Методы обработки и результаты интерпретации данных о трещиноватости горных пород, 104 с., ОИФЗ РАН, Москва, 1994.

Белоусов Т. П., Куртасов С. Ф., Мухамедиев Ш. А., Делимость земной коры и палеонапряжения в сейсмоактивных и нефтегазоносных регионах Земли, 324 с., ОИФЗ РАН, Москва, 1997.

Венк Г.-Р., Развитие текстур деформации в горных породах, Физика Земли, (6), 5-37, 1993.

Геология СССР, т. 23, Узбекская ССР, кн. 1, 718 с., кн. 2, 476 с., Недра, Москва, 1972.

Геологическая карта Евразии, Масштаб 1:6000000, Главное управление геодезии и картографии МВД СССР, Москва, 1954.

Геологическая карта Средней Азии и прилегающих территорий, Масштаб 1:500 000, ГУГК МК СССР, Москва, 1964.

Грайзер В. М., Сравнительный анализ смещений грунта при повторных толчках Газлийских землетрясений 1976 и 1984 гг., Детальные инженерно-сейсмологические исследования, Вопросы инженерной сейсмологии, (27), 45-61, Наука, Москва, 1986.

Грачев А. Ф., Морозов И. В., О выделении систем трещин, Физика Земли, (8), 28-33, 1993.

Грачев А. Ф., Мухамедиев Ш. А., О трещиноватости каменноугольных известняков Московской синеклизы, Физика Земли, (1), 61-77, 2000.

Ибрагимов Р. Н., Якубов Д. Х., Ахмеджанов М. А., Новейшие структуры Центральных Кызылкумов и их сейсмотектонические особенности, 124 с., ФАН, Ташкент, 1973.

Крестников В. Н., Белоусов Т. П., Ермилин В. И., Чигарев Н. В., Штанге Д. В., Четвертичная тектоника Памира и Тянь-Шаня, 116 с., Наука, Москва, 1979.

Крестников В. Н., Белоусов Т. П., Штанге Д. В., Сейсмотектонические условия возникновения Газлийских землетрясений 1976 года, Изв. АН СССР, Физика Земли, (9), 12-28, 1980.

Пермяков Е. Н., Тектоническая трещиноватость Русской платформы, 215 с., Изд-во МОИП, Москва, 1949.

Петрушевский Б. А., Урало-Сибирская эпигерцинская платформа и Тянь-Шань, 552 с., Изд-во АН СССР, Москва, 1955.

Резвой Д. П., О Западно-Тяньшаньском поперечном глубинном шве, Вестник Львовского университета, серия геологическая, (1), 12-41, 1962

Савелова Т. И., Бухарова Т. И., Представления группы SU(2) и их применения, 112 с., МИФИ, Москва, 1996.

Салганик Р. Л., Механика тел с большим числом трещин, Мех. Тверд. Тела, (4) 149-158, 1973.

Хаин В. Е., Региональная геотектоника, Внеальпийская Европа и Западная Азия, 359 с., Недра, Москва, 1977.

Чедия О. К., Юг Средней Азии в новейшую эпоху горообразования, кн. 1, 330 с., 1971; кн. 2, 224 с., 1972; Илим, Фрунзе.

Чедия О. К., Морфоструктуры и новейший тектогенез Тянь-Шаня, 314 с., Илим, Фрунзе, 1986.

Чернышев С. Н., Трещины горных пород, 240 с., Наука, Москва, 1983.

Шульц С. С., Основные черты мезозой-кайнозойской структуры Арало-Каспийского водораздела, Труды лаборатории аэрометодов, 4, 131 с., Изд-во АН СССР, Москва, 1955.

Шульц С. С., Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня, 272 с., Географгиз, Москва, 1948.

Шульц С. С., Основные геоструктурные области по данным новейшей тектоники СССР, Советская геология, (5), 18-32, 1962.

Юрьев А. А., К неотектонике западного окончания Туркестано-Зеравшанской горной системы, Тектонические движения и новейшие структуры земной коры, с. 342-349, Недра, Москва, 1967.

Belousov, T. P., Sh. A. Mukhamediev, and S. F. Kurtasov, Joints orientation distributions in sedimentary rocks, Textures and Microstructures, 25, 245-250, 1996.

Bunge, H. J., Texture analysis in material science, 419 p., Butterworths, London, 1982.

Cowin, S. C., The relation between the elasticity tensor and the fabric tensor, Mech. Mater. 4, 1-11, 1985.

Hammah, R. E., and J. H. Curran, Fuzzy cluster algorithm for the automatic identification of joint sets, Int. J. Rock Mech. Min. Sci., 35, 889-905, 1998.

Hancock, P. L., Brittle microtectonics: principles and practice, J. Struct. Geol. 7, (3/4), 437-457, 1985.

Kawamoto, T., Y. Ichikawa, and T. Kyoya, Deformation and fracturing behavior of discontinuous rock mass and damage mechanics theory, Int. J. Numer. Anal. Meth. Geomech., 12, 1-30, 1988.

Lee, C.-H., B.-W. Deng, and J. -L. Chang, A continuum approach for estimating permeability in naturally fractured rocks, Engineering Geology, 39, 71-85, 1995.

Mahtab, M. A., and T. M. Yegulalp, A rejection criterion for definition of clusters in orientation data, In Issues in Rock Mechanics, Proceedings of the 22nd Symposium on Rock Mechanics, Berkeley, eds. R. E. Goodman and F. E. Heuze, pp. 116-123, American Institute of Mining Metallurgy and Petroleum Engineers, New York, 1982.

Oda, M., An equivalent continuum model for coupled stress and fluid flow analysis in jointed rock masses, Water Resources Research, 22, (13), 1845-1856, 1986.

Pollard, D. D., and A. Aydin, Progress in understanding jointing over the past century, Geological Society of America Bulletin, 100, 1181-1204, 1988.

Shanley, R. J., and M. A. Mahtab, Delineation and analysis of clusters in orientation data, J. Math. Geol., 8, (3), 9-23, 1976.

Swoboda, G., X. P. Shen, and L. Posas, Damage model for jointed rock mass and its application to tunelling, Computers and Geotechniques, 22, (3/4), 183-203, 1998.