ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И МЕТАЛЛОГЕНИИ ТАДЖИКИСТАНА
Территория Таджикистана имеет исключительно сложное геологическое строение. Здесь в результате напряженного проявления каледонского, герцинского и альпийского фаз диастрофизма главнейшие тектонические структуры территории неоднократно подновлялись, в силу чего структуры территории приобрели мозаичное складчато-глыбовое строение. Слагающие территорию республики горные породы весьма разнообразны по возрасту, составу и структуре. Здесь установлены осадочно-метаморфические горные породы, имеющие весьма древний-архейский возраст. Наиболее широко развиты геологические формации фанерозойского возраста.
Геологическое строение и развитие территории Республики Таджикистан, включая ее глубинное строение, а также полезные ископаемые и закономерности их размещения рассматривались в целом ряде обобщающих работ [1,3,4,6-13,17, 22-24 и др.]. Сложность геологического строения территории Таджикистана и многообразие ее полезных ископаемых обусловлены ее расположением на стыке двух крупнейших геосинклинально-складчатых подвижных поясов – Урало-Монгольского и Средиземноморского, к которым соответственно относятся каледоно-герцинский Северо-и Срединно – Тянь-Шаньский и герцино-киммерийский Северо- и Южно- Памирский геосинклинально- складчатые пояса. Граница между ними проводится по Илякско-Вахшским и Северо-Памирским зонам разрывных нарушений, которые соответственно с севера и юга обрамляют мезозойско-кайнозойские отложения и структуры хребтов Заалайского, Петра 1, Алайской долины и Таджикской межгорной виргации (впадины). Между каледонидами Северного Тянь-Шаня и герцинидами Южного Тянь-Шаня расположены герциниды Кураминской зоны и Ферганская эпигерцинская мезозойско-кайнозойская депрессия. Основные черты структуры и рудоносности Тянь-Шанской складчатой области, а также Северного Памира сформировались к концу герцинской фазы диастрофизма, а Южного Памира- в конце киммерийской эпохи. В границах выше названных складчатых областей выделяются пять регионов, различающихся по особенностям своего геологического развития и совпадающих с основными геолого-экономическими районами республики, – Северный (Кураминская зона), Северо-Восточный (Ферганская впадина), Центральный (Гиссаро-Алай), Юго-Западный (Таджикская впадина) и Юго-Восточный Таджикистан (Памир).
Северный Таджикистан (4 тыс. км2) охватывает Кураминский хребет и горы Моголтау Кураминской зоны Срединного Тянь-Шаня (рис. 1). В его геологическом строении участвуют три структурных этажа – каледонский, герцинский и альпийский. Каледонский структурно – формационный комплекс представлен песчано-сланцевыми и вулканогенными толщами ордовика – нижнего девона, мощностью 5000м. Распространенность пород комплекса весьма незначительна. Герцинский структурно – формационный комплекс сложен образованиями среднего девона – верхней перми (нижнего триаса?). Комплекс представлен тремя структурными ярусами. Нижний сложен карбонатной толщей среднего девона – нижнего карбона, мощностью 2500 м. Средний ярус сложен толщей терригенов и вулканитов среднего карбона, мощностью около 900м. Верхний ярус состоит из слоистых вулканитов среднего карбона – верхней перми, мощностью около 1000м.
Рис. 1. Схематическая карта распространения различных возрастных групп магматических пород на южном склоне Кураминского хребта, в КараМазаре и в Моголтау (по Е. Д. Карповой [16]). Интрузивные породы: 1-верхнепермские дайковые пояса: 2-интрузивные аналоги верхнепермских эффузивов; 3-верхнекарбоновые; 4-среднекарбоновые; 5-досреднедевонские. Вулканогенные породы: 6-верхнекарбоновые; 7-нижнекарбоновые и среднекарбоновые: 8 -ордовикские; 9-осадочные породы- палеозойские и мезозойские: 10-главнейшие разломы
Альпийский структурно-формационный комплекс сложен двумя ярусами-платформенным мезозойско-кайнозойским (рэт-эоцен) покровом и олигоцен четвертичным (Р33-Q) континентальными красно- и сероцветными эпиплатформеными молассом. Регион характеризуется весьма широким развитием магматических образований, как вулканогенных, так и интрузивных, особенно гранитоидных формаций верхнепалеозойского возраста, образующих краевой вулкано-плутонический комплекс (см. рис.1). Широко развиты кольцевые вулканические депрессии и купольные структуры, а также пояса и поля даек кислого, среднего и основного состава. Каледонские (додевонские) интрузии диоритов и субвулканических гранитов отмечаются на северо-западе Кураминского хребта и в горах Моголтау. Магматические образования основного и ультраосновного состава крайне редки. Особенности рудоносности Карамазара и гор Моголтау определяются наличием многочисленных месторождений и проявлений свинцово-цинковых (с серебром) и медных руд, флюорита, барита, мышьяка, висмута, золота, серебра, вольфрама, молибдена, алюминиевого сырья (алунит, диаспор), железа и ряда других руд скарнового и, в основном, гидротермального и телетермального типов, генетически связанных с позднепалеозойским магматизмом. Эти месторождения неоднократно и подробно описаны в геологической литературе, [10, 23 и др.].
Северо-Восточный Таджикистан (5тыс. км2) представлен западной частью Ферганской впадины. Последняя сложена мощными (до 12000м) толщами мезозойских и кайнозойских терригенных и карбонатных отложений, залегающих на герцинском складчатом комплексе, аналогичном по составу геологическим формациям ее палеозойского горного обрамления. С юга и с севера впадина ограничена от своего горного обрамления соответственно Южно- и Северо-Ферганскими краевыми разломами. Вдоль южной границы Ферганской впадины установлены многочисленные, хотя в большинстве своем небольшие месторождения нефти и газа (Сельроха, Канибадам, Нефтабад и др.).
Центральный Таджикистан (Гиссаро-Алай, 34 тыс. км2) охватывает территорию Туркестанского, Зеравшанского, Гиссарского и Каратегинского хребтов, являющихся частью герцинской геосинклинально – складчатой области Южного Тянь-Шаня. В геологическом строении последней принимают участие, главным образом, средне – и верхнепалеозойские, в меньшей степени, докембрийские, нижнепалеозойские, мезозойские и кайнозойские отложения. Интрузивные образования наиболее широко (около 50% площади) развиты в Гиссарском хребте, где они образуют т.н. гиссарский плутон (С2-3), общей площадью около 5000 км2. В Зеравшанском и Туркестанском хребтах они занимают не более 10 – 12% площади, причем, в последнем регионе особенно развиты основные и ультраосновные трещинные интрузивы (S-D), образующие дайковые пояса. Среднедевонские перидотиты, пироксениты, габбро и граниты с гранатом и кордиеритом известны в пределах Гармского срединного массива. Здесь же установлены докембрийские гнейсо-граниты. Вулканогенные стратифицированные образования основного-кислого состава отмечаются в разрезах нижнего, среднего и верхнего палеозоя. Тектоническая структура Гиссаро-Алая создана, в основном, движениями конца палеозоя. Киммерийские и альпийские фазы диастрофизма подновляли и усложняли герцинские структуры и обусловили складчато-глыбовый и покровно -складчатый современный облик региона. В герцинской структуре Гиссаро-Алая М.М. Кухтиков [17] выделяет 13 тектонических зон (с юга на север): 1) Мечетлинская, 2) Сурметашская, 3) Байсун-Кштутская, 4) Бешнауская, 5) Османталинская, 6) Центрально-Гиссарская, 7) Гарм-Хаитская, 8) Барзанги-Шумкарская, 9) Ягнобская, 10) Зеравшано-Туркестанская, 11) Курганакская, 12) Высоких предгорий Алая, 13) Карачатырская. Наибольшей популярностью в геологической литературе пользуется схема тектонического районирования Гиссаро-Алая по П.Д. Виноградову [8], который выделяет;(с севера на юг): 1) Туркестано-Алайскую, 2) Туркестано-Зеравшанскую, 3) Зеравшано-Гиссарскую (Зеравшано-Алайскую); 4) Южно-Гиссарскую; 5) Гармскую структурно-формационные зоны; и 6) Каракумское материковое ядро, по В.И. Попову (рис.2).
Рис. 2. Схема расположения основных структурно-формационных зон Центрального Таджикистана (по П.Д. Виноградову [8]): Структурно- формационные зоны: I – Туркестано-Алайская; II – Туркестано-Зеравшанская; III – Зеравшано-Гиссарская (Зеравшано-Алайская); IV – Южно-Гиссарская; V – Гармская; VI -Каракумское материковое ядро (по В. И. Попову); VII – область развития мезозойских отложений. 1- внутренняя подзона; 2 – южная краевая подзона (сланцы, песчаники, конгломераты, туфы, известняки Sln3 – ld1); 3 – область раннесилурийских поднятий (сланцы, известняки Є1-2); 4 – северная промежуточная подзона (песчаники и алевролиты Sln3 – w1); 5 – центральная подзона (сланцы Sln); 6- южная промежуточная подзона (песчаники, алевролиты Sln2 – w1); 7 – южная краевая подзона (сланцы, песчаники, известняки Sln3 – Id); S – область прогибов позднего силура – раннего девона (известняки и сланцы брахиоподо-коралловых фаций); 9- южная краевая область геосинклинали; 10 – Гармский срединный массив; 11 – Каракумский срединный массив; 12 – области сплошного покрова мезозойских отложений в Юго-Западном Таджикистане и межгорных депрессиях Центрального Таджикистана; 13 – границы зон и подзон: установленные (а), предполагаемые (б)
В геологической истории Гиссаро-Алая выделяются последовательно проявленные геосинклинально-складчатый (Є-T2), платформенный (T3 -эоцен) и эпиплатформенно- орогенный (олигоцен – Q) этапы развития. Южно-Тянь-Шаньская геосинклиналь была заложена на сиалической земной коре, которая существует здесь с докембрия. Ее раздробление в раннем кембрии глубинными разломами приводило к заложению геосинклинали, развитие которой завершилось в Р2-Т2 образованием эпигерцинской платформы. Для раннего этапа геосинклинального развития региона (Є-Ѕ1[24]) характерно накопление терригенных образований аспидной и вулканитов офиолитовой формаций, общей мощностью около 4000 м. Интрузивный магматизм этого этапа выражен проявлениями субвулканических тел лерцолитов, габброидов, долеритов, диоритов, горнблендитов известково-щелочного и субщелочного состава. Средний этап геосинклинального развития региона (S2 – С12[24]) характеризуется более спокойным, чем в раннем этапе, тектоническим режимом, близким к условиям платформы, и известково-магнезиальным карбонатонакоплением, общей мощностью 1500м. Магматизму этого этапа свойственно проявление даек и силлов субщелочных базальтов, диабазов, спилитов, а также субвулканических плагиогранит-порфиров, гранодиорит-порфиров, кварцевых диорит-порфиритов, образующих некки, силы и штокоподобные тела. Поздний этап геосинклинального развития региона (С22 -Т1[24])примечателен возрождением геосинклинального режима развития, приведшего к растяжению, раздроблению и прогибанию континентальной коры. На карбонатном подложье сформировались мощные (1000м) глубоководные кремнистые, а затем терригенные флишевые отложения геосинклинального этапа соответственно в начальные и конечные стадии его развития. На орогенном этапе сформированы грубообломочные серо-и красноцветные молассы, а также наземные андезито-дацитовые и дацито-риолитовые формации. На ранней стадии возрожденного геосинклинального режима (С2) сформировались спонголит-яшмовая, фтанитовая и вулканогенно-кремнистая латеральный ряд формаций, а также натровые вулканиты спилит-кератофиравой формации и их комагматы,-плагио-гранитоиды, диоритоиды и габбро-пироксениты геосинклинального этапа. Орогенный этап (Р-Т1) на начальной стадии (Р1) характеризуется накоплением грубообломочных сероцветных межгорных моласс и формированием продуктов мощного наземного вулканизма: трахиандезито-дацито-риолитовой, риолитовой, трахиандезито- базальтовой формаций, на конечной стадии (Р2-Т1) -накоплением мощной красноцветной предгорной молассы. Геологические формации начальной стадии геосинклинального этапа прорываются гранитоидами натриевого уклона, а конечной стадии – калиевой. В Гиссаро-Алае, как видно из вышеизложенного, интрузивные образования отмечены в докембрии, палеозое и раннем мезозое, причем наиболее интенсивно они проявлены в палеозое (С-Р). Магматические процессы в регионе завершились формированием интрузивов щелочных гранитов и нефелиновых сиенитов в поздней перми-триассе, а также даек и трубок взрыва, щелочных габроидов и базальтоидов в триасе. Особенность металлогении Южно-Гиссарской зоны состоит в том, что здесь с раннегеосинклинальными магматитами связана железо-колчеданная минерализация, перспективная на Ni, Co, Pt [18]. Шире развито оруденение в связи с инверсионными гранитоидами: а) скарново-железо-редкоземельное с гранитоидами повышенный основности среднего карбона; б) касситеритовые, касситерит-вольфрамит – шеелитовые проявления пегматитового, грейзенового и гидротермального типов с порфировидными биотитовыми гранитоидами позднего карбона. С раннепермской полифациальной трахиандезит-дацит-липаритовой и субвулканической порфировой формацией связано полиметаллическое, кварцево-сульфидно-гематитовое, кварцево-(карбонатно)-медно- сульфидное, кварцево-медно-молибден-сульфидное, кварцево-флюоритовое, сурьмяно-ртутное и кварцево-киноварное оруденение [2,19]. С триасовым комплексом щелочных габброидов и базальтоидов установлена тесная связь широко проявленного сульфидно-флюоритового, а также золото-кварцевого (Пакрут) оруденения [19]. С этапом эпиплатформенного орогенеза (Р33-Q) связано образование регенерированных месторождений кальцит-барит-флюоритовой формации [19]. Металлогенический облик Зеравшано-Гиссарский зоны определяется широким развитием месторождений и проявлений золота, серебра, сурьмы, ртути, вольфрама, олова, свинца, цинка, флюорита, исландского шпата и многих других видов полезных ископаемых, генетически связанных с инверсионным (С2-3: золото, серебро, вольфрам, олово, свинец, цинк, плавиковый и исландский шпаты), орогенным (Р1-2: сурьма, ртуть), тафрогенным (Т1-3; золото) этапами и этапом эпиплатформенной активизации (Р33-Q: сурьма, ртуть, уран, серебро, медь, цинк, свинец, мышьяк). Здесь выделяются два рудных пояса,- редкометальный (W и Sn с Au) и ртутно-сурьмяный, пространственно весьма близкие и часто сменяющие друг-друга по простиранию металлогенической зоны. В редкометальном поясе развиты месторождения и проявления скарнового и гидротермального типов, содержащие шеелитовую, молибденитовую, арсенопиритовую и халькопиритовую минерализацию. Оруденение пояса тяготеет к зонам разломов северо-западного простирания, контролирующих размещение рудно-материнских гранитоидных интрузий, а также поясов даек основного, кислого и субщелочного состава. Они наиболее развиты на западном фланге пояса. Металлогенический облик Зеравшано-Гиссарской зоны во многом определяется месторождениями вольфрама и олова гидротермального типа касситерит – сульфидной (Казнок-Мушистонское рудное поле и др.) и касситерит-силикатно-сульфидной (Тагобикуль-Кумархское рудное поле) формациями. Они расположены на продолжении зоны несколько восточнее, в которой на территории республики Киргизстан установлены промышленно важные месторождения (Трудовое, Учкошкон и др.). Ртутно-сурьмяный пояс охватывает рудные поля Шинг-Магианское, Кончочское, Джижикрутское, Ягноб-Захобское, приуроченные к блокам, обрамленным зонами разрывных структур. Месторождения приурочены, как правило, к верхнему структурному ярусу палеозоя региона. Ртутно-сурьмяные месторождения повсеместно золотоносны, что повышает их промышленную ценность. В Зеравшано-Гиссарской зоне установлены 3 месторождения и 27 рудопроявлений свинца и цинка, часто содержащих серебро. Собственно серебряных объектов установлено 12, наиболее значительным среди которых является месторождение Мирхант. Подавляющее большинство месторождений и проявлений Pb, Zn и Аg расположены на западном фланге этой металлогенической зоны. К триасовой (рэт) коре выветривания, образованной на палеозойских породах, приурочены небольшие по запасам залежи бокситов, к субплатформенным нижне-среднеюрским терригенным отложениям-пласты коксующихся углей Фан-Ягнобского месторождения с разведанными запасами 1 млрд.тонн, а к палеогеновым отложениям – залежи фосфоритов (месторождение Риват). В Туркестано-Зеравшанской зоне промышленно перспективной представляется Рузиобнокское монометальное ртутнорудное поле, находящееся на южном склоне Туркестанского хребта. Здесь оруденелая зона прослеживается на расстоянии в несколько километров. Оловоносные пегматиты расположены в осевой части Туркестанского хребта в связи с орогенными (С2-3) гранитами. Они приурочены к сланцевой толще среднего палеозоя. В связи с поясами даек ультраосновного и основного состава в Туркестано-Алайской и Туркестано-Зеравшанской металлогенических зонах установлена железо-титановая (ильменит, титаномагнетит) минерализация, заслуживающая дальнейшего детального изучения.
Юго-Западный Таджикистан (33 тыс.км2) представлен Таджикской депрессией, – эпигерцинской альпийской субплатформой, восточным флангом Туранской плиты (рис.3). В строении мезозойско-кайнозойского платформенного покрова депрессии, мощностью 7-15 км, отчетливо выделяются три структурных яруса. Нижний структурный ярус сложен отложениями Т3-J3 возраста, средний ярус – отложениями К1-Р32 возраста, а верхний Р33-Q возраста.
Рис.3. Тектоническая схема Таджикской впадины (по М. И. Варенцову, 3. И. Алешиной, Г. Е. Корниенко [7], упрощено ). 1 – Тяньшанская складчатая система; 2 – Памирская складчатая система; 3 – выходы на поверхность домезозойских пород в Байсун-Кугитангском антиклинории; 4 – Туранская плита; 5 – Бешкентский прогиб; 6 – антиклинории Таджикской впадины; 7 -синклинории Таджикской впадины; 8 – граница между северной и южной частями впадины; 9 – антиклинальные зоны; 10- брахи-антиклинальные поднятия и купола; 11 – соляные купола; 12 -разрывные нарушения: а – взбросо-надвиги, б – прочие разломы БК – Байсун-Кугитангский антиклинорий, С – Сурхандарьинский синклинорий, Кф – Кафирниганский антиклинорий, В – Вахшский синклинорий, Ог – Обигармский антиклинорий, Кл – Кулябский синклинорий, Пг – Предгиссарский прогиб
Фундамент Таджикской депрессии нигде не обнажен. Платформенный покров представлен (снизу вверх по разрезу): континентальными лагунными и прибрежно-морскими формациями, которые залегают в следующей последовательности: паралическая нижне-,среднеюрская угленосная, морская средне-,верхнеюрская карбонатная, лагунная киммеридж-титонская соленосная, континентальная красноцветная нижнемеловая песчано-алевролитовая, прибрежно-морская верхнемеловая известняково-глинисто-песчаниковая и палеоцен-эоценовая (Р1-2) сульфидно-карбонатно-глинистая. С олигоцена (Р2) Таджикская депрессия превращается в межгорную впадину. В ней накапливается мощная (около 6500 м) красно-, и сероцветная олигоцен – палеоценовая моласса, сложенная в нижней части тонкообломочными (мощность 4100м), а в верхней – грубообломочными (мощность 2400м) породами,- продуктами размыва воздымающихся горных систем Памира и Гиссаро-Алая, а также горных хребтов, возникших внутри самой депрессии. На новейшем этапе развития Таджикская депрессия, как и Гиссаро-Алай, представляет эпиплатформенный ороген. Депрессия состоит из пяти-шести сравнительно небольших антиклинориев. На юге они виргируют, расходятся, расширяются, а к северу быстро сужаются, сливаются и образуют узкую полосу верхнемеловых и палеогеновых отложений, уходящих в Северный Памир, в Заалайский хребет, где согласно Д.В. Наливкину [20], возможно, слагают дно величественной высокогорной Алайской долины. По мнению ряда ученых [14 и др.] Алайская долина некогда имела ширину почти 500 км. С олигоцена, когда началась активизация тектонических движений в результате столкновения Индийской и Евразийской плит, структуры Памира перемещались к северу не менее, чем на 500 км, что и обусловило современный облик тектонических структур как Таджикской виргации, так и самого Памира. В отношении минерально-сырьевых ресурсов Таджикская депрессия прежде всего вызывает интерес своей нефтегазоносностью в связи с палеогеновыми, меловыми и юрскими над-и подсолевыми отложениями. Здесь уже открыты 4 нефтяных, 2 нефтегазовых и 3 газовых месторождения. Большие перспективы этого региона связаны с разновозрастными месторождениями разнообразных строительных материалов и юрской каменной соли. В верхнемеловых рифовых известняках региона установлены свинцово-цинковые руды стратиформного типа (месторождения Иокундж, Сурбиён, Санги-Сабз). Стронциевая минерализация установлена в карбонатных отложениях нижнего палеогена (месторождения Чалташ, Даудыр и др.).
Юго-Восточный Таджикистан (Памир) занимает крайнюю юго-восточную часть горного Таджикистана, общей площадью 67 000 км2. На востоке Памир граничит с Китаем, на юге и западе- с Афганистаном, на северо-западе- с Таджикской депрессией, а на севере- с Алайской долиной. Памир- это область высочайших горных хребтов. Высота их часто выходит за пределы 6 000м, а некоторые вершины превышают 7 000 м. (пик Исмоили Сомони в северо-западной части Памира 7 495 м, пик Ленина в Заалайском хребте 7 134 м). По характеру рельефа северная и западная части Памира аналогичны Гиссаро-Алайскому региону, а восточная его часть представляет высоко поднятое (свыше 4 000 м) своеобразное пустынное плато, нагорье, относительно слабо расчлененное эрозией. На севере Памира находится самый крупный в мире горный ледник-ледник Федченко. В пространственном расположении разновозрастных геологических комплексов на Памире отмечается четко выраженная зональность, впервые выявленная Д.В. Наливкиным в 1915 г., выделившим в его пределах дугообразно выгнутые на север полосы осадочных и метаморфических пород. Существует множество схем тектонического районирования Памира (Д.В.Наливкин и П.Д.Виноградов [9], Б.П.Бархатов [4], Ш.Ш. Деникаев [11] и др.). По набору индикаторных геологических формаций, их возрасту, составу и типам структур, образованных ими, на территории Памира выделяются две[4] разновозрастные складчатые системы (рис. 4): герцинская-Куньлуньская, завершившая полный геосинклинальный цикл развития в конце палеозоя – начале мезозоя, и киммерийская – Каракорумская, закончившая это развитие в верхнем мелу. В зоне палеозойского складчатого пояса – на Северном Памире (22000 км2) выделяются Калайхумб-Сауксайская, Каракульская и Дарваз-Сарыкольская подзоны, а в мезо-кайнозойском складчатом поясе Южного Памира (45000 км2) выделяются складчатые зоны: Центральный Памир, Юго-Восточный и Юго-западный. Последний представляет докембрийский (архей-протерозойский) срединный массив. Центральный Памир состоит из подзон: Ванчской, Акбайтальской, Ванч-Язгулёмской, Музкол-Рангкульской, Язгулёмской и Сарезско-Пшартской, а Юго-Восточный Памир представлен подзонами: Рушанской, Аличур-Гурумдинской, Базардаринской, Пшартской, Мургабской, Тахтамышской, Истыкской, Намангутской. Кроме того, выделяется Памиро-Алайская мезозойско-кайнозойская послегеосинклинальная зона, обрамляющая с севера герциниды Северного Памира и представляющая тафрогенную впадину, выполненную триас-антропогенными накоплениями, несогласно залегающими на позднепалеозойское складчатое основание.
Рис. 4. Схематическая тектоническая карта Памира (по Б.П. Бархатову [ 4 ]). 1 – Памиро-Кунь-Луньский передовой прогиб; 2- зона Северного Памира с подзонами: I – Калай-Хумб-Сауксайской, II – Курговатской, III – Каракульской, IV -Дарваз-Сарыкольской; 3- зона ЦентральногоПамира с подзонами: V – Ванч-Язгулемской; VI – Сарезско-Пшартской; VII – Музкол-Рангкульской; 4 – зона Юго-Восточного Памира с подзонами: VIII – Рушанской; IX – Базардаринской; X – Гурумдинской; XI – Истыкской; XII -Тохтамышской; XIII – Пшартской и Мургабской; 5 – зона Юго-Западного Памира с подзонами: XIV – Гунтской и XV – Ваханской; 6 – границы подзон; 7 – границы зон; 8 – условная граница зоны Юго-Западного Памира; 9 – граница сооружений Кунь-Луня и Каракорума; 10 – антиклинали; 11 – синклинали. Гранитоиды: 12 – К2 – P; 13 – I3 – К1 (памирско-шугнанский тип); 14 – I3 – К1 (башгумбезский тип); 15 – I3- К1 (аличурский тип); 16 – I1?; 17 – Р2 – Т; 18 – С2; 19 – Рr2?; 20 -αЄ?
Зона Северного Памира сложена палеозойскими накоплениями миогеосинклинального и эвгеосинклинального типов. В подчиненном количестве здесь развиты также архей – нижнепротерозойские образования, представленные гнейсами, кристаллическими сланцами, мраморами и гранитоидами. Предполагается [13], что данные породы были тем основанием, на котором впоследствии, в палеозое, закладывалась миогеосинклиналь. Так, в одном из прогибов, расположенных в северной части Северного Памира (Калай-Хумб-Сауксайском) в основании миогеосинклинального ряда формаций находится нижнепалеозойская песчано-сланцевая формация. Выше залегает карбонатная формация силура-девона, базальт-риолитовая формация нижнего карбона, флишевая формация перми и молассовая формация триасса. В южной части Северного Памира, в Дарваз-Сарыкольской подзоне, миогеосинклинальный прогиб заполнен песчано-сланцевыми отложениями силура – перми. Всюду миогеосинклинальные отложения прорваны гранитоидными интрузивами позднего полеозоя- раннего мезозоя. Эвгеосинклинальные формации развиты на северо-западе зоны Северного Памира. Они сложены нижнекаменноугольными вулканитами базальт-андезитового состава. Основание разреза вулканитов в рельефе не обнажено. Предполагается, что вулканиты залегают на серпентинитах протрузий. Они перекрыты карбонатными накоплениями средне- и верхнекамнеугольного возраста, выше которых залегают пермская флишоидно-рифовая формация и молассовая формация поздней перми – раннего триаса. Южно-Памиро-Каракорумская складчатая система отделена от Северо-Памирской зоны Ванч-Танимасским надвигом. В строении комплекса основания участвуют докембрийские и нижне- среднепалеозойские образования, слагающие отдельные структурные этажи. Наиболее значительными докембрийскими массивами являются массив Юго-Западного-Памира, а также Ванчский и Музкольский- в Центральном Памире. Метаморфиты сложены кристаллическими сланцами, гнейсами, мраморами гранулитовой и высоко температурной амфиболитовой фаций. С ними ассоциируют гипербазиты, габбро-перидотиты, габбро, плагиограниты, гранодиориты, чарнокиты. Геосинклинальный комплекс охватывает отложения от карбона до юры включительно. В зоне Юго-Восточного-Памира в составе комплекса выделяются два структурных этажа: нижний- каменноугольный- триасовый и верхний- юрский. Рушанско- Пшартская зона сложена, в основном, геосинклинальным комплексом терригенно-карбонатных отложений карбона-перми, близких по составу миогеосинклинальным одновозрастным отложениям зоны Юго-Восточного-Памира. Верхнепермско-триасовые отложения сложены карбонатно- кремнисто- вулканогенной (натровые базальты, мощностью до 1500м) формацией, аналогичной рифтогенным базальтам зоны Юго-Восточного Памира. В обеих зонах в конце триаса проявилась фаза складчатости, сопровождавшаяся формированием в осевой части зоны Юго-Восточного Памира сероцветной и красноцветной грубой молассы (до 600 м) и образованием в обеих зонах интрузивных массивов высокоглиноземистых калиевых гранитов. В зоне Центрального Памира геосинклинальный комплекс сложен единым непрерывным разрезом отложений от перми до юры включительно. В разрезе перми- среднего триаса преобладают карбонатно- кремнистые отложения (до 400 м) при подчиненной роли вулканитов основного-среднего состава. Верхний триас-байос представлен терригенным флишем (до 3,5 км). Батско- верхнеюрский разрез сложен, главным образом, карбонатной формацией. В целом комплекс является миогеосинклинальным. Орогенный комплекс характеризуется формированием гранитоидных интрузий и молассов двух этапов. Первый этап – эпигеосинклинальный орогенез, проявился на границе юры и мела. В позднем мелу и палеогене наступил режим стабилизации региона. В зоне Центрального Памира наиболее отчетливо проявлены меловые (до сенона) и красноцветные молассы ( до 800 м) и небольшие интрузии диоритов и сиенодиоритов, а в зоне Юго-Восточного-Памира сформировались пластообразные тела гранодиоритов, монцонитов и плюмазитовых калиевых гранитов. В сеноне- эоцене в зоне Центрального Памира образовались андезито- риолитовые вулканиты (до 1500 м), а на Юго-Восточном Памире формировались аляскитовые граниты. Второй этап (Р33-Q) характеризует эпоху новейшей тектоно-магматической активизации Памира и Средней Азии в целом. На Юго-Восточном Памире в олигоцене-миоцене образовалась красноцветная грубообломочная толща (до 2 000 м). На Южном Памире весьма широко развиты верхнеюрско-нижнемеловые, мел- палеогеновые и возможно неогеновые гранитные (Памирский массив и др.) и щелочные интрузивы (рис.4), сопровождаемые соответственно редкометальными пегматитами (Tа, Nb, Be и др.) и карбонатитами с флюоритовой и редкоземельной минерализацией. В целом Южный Памир полностью сложен формациями миогеосинклинального типа, образующими непрерывный разрез от позднего протерозоя до раннего кайнозоя. Среди магматических пород господствуют гранитоиды (см. рис.4). В современной структуре на Южном Памире выделяются два сопряженных сложно построенных мегантиклинория, соответствующих Центральнопамирской зоне и зонам Рушано-Пшартской и Юго-Восточной-Памирской. На Северном же Памире, в противовес Южному, ярко выражены геосинклинальные (Є -С1) офиолитовые комплексы, – вулканиты раннекаменноугольной спилит-кератофировой формации, а также габброиды и различные интрузивные породы калаихумбского и обихумбоуского интрузивных габбро-плагиогранитных комплексов. Сюда же относятся расслоенные массивы ультраосновных – основных пород (D-С1) Дарвазского хребта. Этим во многом обусловлены особенности рудоносности этих двух складчатых систем. На Северном Памире отмечаются проявления различной минерализации в Pr, Є -O1, C1n-C2,P1-P2, P2-T1, т.е. в течение всего тектоно-магматического цикла [5]. Преобладающая часть скарновых и гидротермальных месторождений и проявлений золота, а также полиметаллических руд меди, молибдена, кобальта, никеля, железа, олова, вольфрама и других, согласно Н.К. Морозенко [20], связана с раннекаменноугольными интрузивами калайхумб-сауксайского и обихумбоуского комплексов. С интрузивным магматизмом инверсионной стадии (С2-Р) он связывал образование проявлений Pb, Zn, Ag, Au, Fe и редких металлов. На позднеорогенной стадии (Р ) образовались ртутная , возможно, сурьмяная и хромитовая минерализации. Особенностью зоны Центрального Памира, согласно Л.Н. Афиногеновой [1] , является распространение гидротермальных золоторудных, медно-редкометальных и хрусталеносных проявлений палеогенового возраста в связи с орогенными гранитоидными интрузивами ванч-сарыкольского комплекса. На этапе тектоно-магматической активизации, в неогене, в связи с щелочными малыми интрузивами образовались флюорит- редкометальное оруденение и телетермальные серебро-полиметаллические месторождения. В Рушанско-Пшартской зоне в связи с высокоглиноземистыми гранитами джизевского комплекса (T-J) генетически связано редкометально- пегматитовое (Li, Be, Ta, Nb и др.) , скарновое и грейзеновое оруденение (Sn, W, Mo, Pb, Zn и др.). В зоне Юго-Восточного Памира с раннеорогенными гранитоидами мела и палеогена связано скарновое борное и гидротермальное олово-редкометальное и ртутно-сурьмяное оруденение. В целом, Южный Памир определяется [1] как олово-редкометальная провинция. Здесь известны также более 220 выходов термальных и холодноводных минеральных углекислых, радоновых и сероводородных вод. В докембрийских метаморфических комплексах зоны Юго-Западного Памира известны месторождения благородной шпинели, маложелезистого апокарбонатного талька, форстерита, клиногумита, пьезотурмалина, энстатита, лазурита, граната, рубина, ставролита. К осадочным формациям геосинклинального комплекса приурочены проявления бокситов в карбонатных толщах зоны Центрального Памира на границе перми и триаса, а также угля в основании разреза юры зоны Юго-Восточного Памира.
Литература
1.Афиногенова Л.Н. Основные черты эндогенной металлогении Южного Памира. Душанбе: Дониш, 1979.- 130 с. 2.Баратов Р.Б. Горецкая Е.Н., Щукин С.И. Дацит-липаритовая формация Южного-Гиссара. Душанбе: Дониш, 1973.-132 с. 3.Баратов Р.Б., Буданов В.И. Геологические очерки Памиро-Алая. Душанбе: Дониш, 2005.- 235 с. 4.Бархатов Б.П. Тектоника Памира. Изд. ЛГУ, 1963.-242 с. 5.Буданов В.И. Основные черты истории развития магматизма Памира. В кн.: Материалы по геологии Памира, вып.2.Душанбе, 1964,с.174-194. 6.Буданов В.И., Эндогенные формации Памира. Душанбе: Дониш, 1993.- 300 с. 7.Варенцов М.И., Алешина З.И., Корниенко Г.Е. Тектоника и нефтегазоносность Таджикской впадины. М.: Наука, 1977.- 108с. 8.Виноградов П.Д., Довжиков А.Е., Зубцов Е.И. Огнев В.Н. Тянь-Шаньская складчатая область. В кн.: геологическое строение СССР. Том 3. Тектоника. Госгеолтехиздат, М.,1958.- с. 94-105. 9.Геология СССР, т. XXIV, Таджикская ССР, часть I – Геологическое описание. М.:Госгеолтехиздат, 1959.- 736 с., часть II – Полезные ископаемые. М.:Госгеолтехиздат, 1966.- 600 с. 10.Геология и минеральные комплексы Западного Карамазара. Том I. Москва: Недра, 1972.- 440 с. 11.Деникаев Ш.Ш. Тектоника Памира. Душанбе. Изд. «Джамил», 2004.- 95 с. 12.Ёров З. Ё, Вольнов Б.А. Полезные ископаемые и перспективы развития горнорудной промышленности Памира. Душанбе-Хорог, 2006.- 154 с. 13.Земная кора и верхняя мантия Таджикистана. / Р.Б. Баратов, Г.И. Бослер, Я. А., Беккер и др. Душанбе: Дониш,1981.-284 с. 14. Зоненшайн Л.П.,Кузьмин , Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990, кн.II, 328 с. 15.Иброхим А., Мамадвафоев М.М., Джанобилов М. Д. Рудоносность и закономерности размещения полезных ископаемых в Зеравшано-Гиссарской структурно-минерагенической зоне (Центральный Таджикистан). В кн.: Рудные провинции Центральной Азии./Международный геологический конгресс – МГК-33. Доклады геологов стран Центральной Азии. Алматы, 2008.- с.80-91. 16.Карпова Е.Д. Магматизм Северного Таджикистана. В кн.: Геология СССР, т. XXIV, Таджикская ССР, часть I – Геологическое описание М.:Госгеолтехиздат, 1959, с.378-395. 17.Кухтиков М. М. тектоническая зональность и важнейшие закономерности строения и развития Гиссаро-Алая в палеозое. Душанбе: Дониш, 1968.-298с. 18.Левиков В.С. О никель- кобальтовом типе руд Южного Гиссара. Док. Ан. ТаджССР, 1980, № 8, с.449-451. 19.Мамадвафоев М.М. О рудонсоности пермских магматических формаций Центрального Таджикистана./Редколл.ж.«Известия высших учебных заведений. Геология и Разведка». М., 1985,-23 с. Рукопись деп. в ВИНИГИ 27.05.85, № 3684 (РЖ. Геология, № 8, 1985; 8ж 29 Деп). 20.Морозенко Н.К. В кн.: Геологическое строение СССР, т.IV.Основные закономерности размещения месторождения полезных ископаемых на территории СССР. М.: Недра, 1968.-504 с. 21. Наливкин Д.В. Очерки по геологии СССР. Л.:Недра, 1980.- 160 с. 22.Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1976.-268 с. 23.Рудные поля Карамазара. Том II. Душанбе: Ирфон, 1972.- 387 с., том III, Душанбе: Ирфон, 1975.- 449 с. 24.Шадчинев А.С., Бахтдавлатов Р.Д. Геологическое строение и полезные ископаемые фанерозоя Кухистана (Центральный Таджикистан). Душанбе, 2008.- 405 с.
