Тектоническое строение и история формирования покровно-складчатого сооружения Язгулемского хребта в мезозое и кайнозое (Центральный Памир)

Тип работы:
Диссертация
Предмет:
Геотектоника
Страниц:
229


Узнать стоимость

Детальная информация о работе

Выдержка из работы

Язгулемский хребет (район междуречья Язгулема и Бартанга) располагается в пределах западной части Центральной тектонической зоны Памира — единственной из зон, в разрезе которой запечатлена вся фанерозойская и частично протерозойская история развития этого грандиозного складчатого сооружения Центральной Азии. Значительное место в строении территории Центрального Памира принадлежит морским и континентальным образованиям мезозоя и кайнозоя, наиболее крупный массив которых находится в пределах Язгулемского хребта. По поводу структуры и истории развития западной части Центрального Памира существуют разные точки зрения, что вероятно связано с еще недостаточной изученностью этого района, в немалой степени обусловленной его труднодоступностью, а также с чрезвычайной сложностью его тектонического строения.

Современный уровень знаний о стратиграфическом разрезе и особенностях тектоники указанной территории, а также прекрасная обнаженность и значительная глубина эрозионного вреза (3,5−4,0 км) в пределах района Язгулемского хребта позволяют относить последний к категории тектонотипических объектов, на примере которых возможно установление последовательности процесса тектонического окучивания и основных закономерностей формирования покровно-складчатых сооружений подобного типа.

Данные, полученные при изучении тектонического строения пок-ровно-складчатого сооружения Язгулемского хребта, также позволяют оценить относительную структурообразующую роль позднемезозойских (позднекиммерийских) и альпийских движений в формировании современной структуры Центрального Памира.

Решение поставленных в работе задач имеет не только научное, но и непосредственное прикладное значение, поскольку развитые в пределах указанной территории толщи, сложенные породами, богатыми кремнеземом (гнейсы и кварциты ванчского комплекса, песчаники и сланцы верхнего триаса-средней юры, вулканиты палеогена), перспективны на поиски камнесамоцветного и пьезооптического сырья.

В задачу предпринятого исследования входило: а) расшифровка, реже уточнение внутренней складчато-надвиговой структуры района Язгулемского хребта, б) установление относительной роли в формировании последней горизонтальных перемещений масс северо-западного и юго-восточного направления, в) решение вопроса о времени образования покровов и возрасте основных складкообразовательных движений на западе Центрального Памира и г) разработка схемы истории развития указанного района и последовательности формирования его современной структуры на протяжении мезозоя-кайнозоя.

Основным методом исследований автора было крупномасштабное геологическое картирование, осуществлявшееся на широкой площади и в качестве составных частей включавшее в себя: выделение в разрезе и прослеживание на местности маркирующих горизонтов, пачек, толщ, выявление разнообразных тектонических нарушений, установление закономерностей изменения формы тектонических (и, в частности, складчатых) структур по простиранию, описание контактов разновозрастных толщ с целью выяснения взаимоотношений последних и т. д. Картирование в поле проводилось на аэрофотоснимках масштаба 1: 80 ООО, 1: 40 ООО, 1: 20 ООО, которыми в неравной степени обеспечена практически вся территория Язгулемского хребта. Результаты полевых наблюдений после предварительного дешифрирования и отри-совки АФС сводились на топоосновах масштаба 1: 100 000 (картами более крупного масштаба район не обеспечен). Известную помощь при картировании оказали космофотопланы масштаба 1: 100 000. В камеральный период автор занимался изучением пород в шлифах и окончательной обработкой данных полевых исследований, В результате выполненных работ на большую часть Язгулемского хребта была составлена геологическая карта, по детальности изображения тектонических структур и степени геологической нагрузки примерно отвечающая масштабу 1: 50 ООО. Карта сопровождается серией геологических разрезов, ориентированных вкрест простирания основной региональной структуры по направлению СЗ-ЮВ. Расстояние между соседними профилями (на местности измеряемое от 3 до 6−7 км) выбиралось с таким расчетом, чтобы на разрезах по возможности наиболее полно были охарактеризованы все изменения формы частных дислокаций, происходящие вдоль простирания Язгулемского сооружения.

Основой для предлагаемой работы послужили исследования автора, проводившиеся им на Язгулемском хребте в течение 1981−1982 гг. В полевой сезон 1981 года работы были сосредоточены в среднем и нижнем течении р. Барганг (западнее ущелья Рансупоз) и в пределах южного склона Язгулемского хребта. В полевой сезон 1982 года изучалось геологическое строение северного склона хребта по долине р. Язгулем и были продолжены исследования долины Бартанга на отрезке между ущельями рр. Рансупоз и Язгулем-дара (правые притоки Бартанга). В разное время автор имел возможность познакомиться с геологическим строением верховьев р. Барганг и ее правых притоков -Танымаса, 2аврез-дары и ущелья р. Чабаранг, а также совершил ряд ознакомительных маршрутов в районе Акбайтальской зоны тектонических чешуй (долина р. Южный Акбайтал). В работе были также использованы материалы полевых наблюдений прошлых лет, предоставленные автору Ю. Г. Леоновым. В камеральный период проведено микроскопическое изучение 220 прозрачных шлифов. При написании работы использовалась ка! опубликованная, так и фондовая литература.

К числу наиболее важных научных достижений работы относятся следующие:

I* Выяснено, что, вопреки существующим представлениям, поздне-киммерийские складкообразовательные движения существенно не затронули территорию западной части Центрального Памира, а основное структурообразующее значение в ее пределах (а, возможно, и во всей Центрально-Памирской зоне) имела альпийская складчатость. При этом одновременное формирование складок различного масштаба связывается с процессами дисгармоничного смятия толщ, сложенных породами с заметно отличными деформационными свойствами.

2. Расшифрована (а в отдельных местах значительно уточнена) покровно-складчатая структура Язгулемского хребта. Установлено, что она формировалась в два приема: сначала произошло надвигание субгоризонтальной тектонической пластины (аллохтона I этапа) на еще недислоцированные толщи, располагавшиеся на месте своего первоначального накопления (автохтон I этапа), а затем срыв образовавшегося тектонического пакета (аллохтона П этапа) относительно более глубинного структурного элемента (автохтона П этапа) и совместное смятие тектонических пластин в конформные складки сложной конфигурации.

3. Показано, что во второй этап деформаций главенствующая роль принадлежала горизонтальным движениям северо-западного направления, а смещения масс в обратную сторону, относимые автором к разряду ретрошарьяжных, имели второстепенное значение.

4. Впервые для области полного разреза мезо-кайнозойских отложений Язгулемского хребта описаны макробудинаж толщи нижнего мела и тектоническое & quot-сшивание"- юрских и верхнемеловых известняков. Предложена геологическая интерпретация этих явлений.

Полученные в результате исследований автора новые данные по геологическому строению района Язгулемского хребта могут быть использованы при проведении крупномасштабной геологической съемки указанного района, а также позволяют более целенаправленно вести поиски полезных ископаемых и, в частности, пьезооптического и камнесамоцветного сырья.

По теме работы неоднократно делались доклады в Геологическом институте АН СССР: на конференции молодых ученых (1981 г.), на заседаниях Комиссии по международным тектоническим картам (1983 г.) и тектонического коллоквиума сектора тектоники (1983 г.), а также Конференциях молодых ученых М1У (1982, 1983, 1984 г. г.) и на заседании НТО & quot-Горное"- Таджикской геолого-съемочной экспедиции (1984г.)

По теме работы опубликовано 5 статей (из них 2 в соавторстве), в которых изложены основные результаты предпринятого исследования.

Работа имеет объем 160 страниц машинописного текста, содержит 37 рисунков, схем, фотографий. Список литературы содержит 145 наименований.

Работа выполнена в аспирантуре Геологического института АН СССР под руководством доктора геолого-минералогических наук Ю. Г. Леонова, которому автор выражает глубокую признательность.

Существенную помощь при изучении прозрачных шлифов автору оказали сотрудники Центрально-Казахстанской экспедиции МГУ Н. А. Герасимова, Л. Л. Герман, М. З. Новикова.

Б процессе проведения полевых исследований и камеральной обработки полученных материалов, а также при написании текста работы и его редактировании автор пользовался советами, консультациями и практической помощью М. П. Антипова, М. Л. Баженова, К. Т. Будановой, ВЛ. Дронова, А. В. Лукьянова, И. И. Поспелова, С. В. Руженцева, Х. С. Таджидинова, Э. С. Чернера, Л. Н. Шарпенок, С. А. Щербакова, В.А. Шволь-мана, Н. А. Штрейса. Всем перечисленным товарищам автор выражает искреннюю благодарность.

— 8

Глава X

ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ К ТЕКТОНИКЕ РАЙОНА ЯЗГУЛЕМСК0Г0 ХРЕБТА Более чем столетняя история изучения Памирского региона может быть условно разделена на ряд этапов.

Первый этап охватывает все рекогносцировочные и маршрутные исследования Памира (в том числе и района Язгулемского хребта), выполненные здесь начиная со второй половины прошлого века и до середины 30-х годов XX столетия.

Первые сведения о Памире, во многом еще противоречивые и приблизительные, содержатся в работах известных отечественных геологов Д. Л. Иванова /47/, К. И. Богдановича /13/, И. В. Мушкетова /81/ и ряда зарубежных авторов — А. Гумбольдта /31/, Ф. Рихтгофена /141/ и Ф. Махачека /139/. В основу тектонического анализа, проведенного в этих работах, были положены преимущественно данные орографического характера.

Последующие исследования Д. В. Наливкина /82, 83/, Д.И. Мушкето-ва /80/ и ряда других исследователей уже позволили сформулировать основные представления о тектоническом строении Памира, и, в частности, высказать идею о дугообразном изгибе к северу его геологических структур.

Нет необходимости более подробно останавливаться на выводах и точках зрения по различным вопросам геологии Памира всех вышеперечисленных авторов, поскольку, во-первых, история развития взглядов на тектонику этого региона превосходно освещена в целом ряде опубликованных работ /7, 8, 126 и др. /, а, во-вторых, данные, касающиеся тектоники интересующего нас района междуречья Бартанга и Язгулема, в литературе этого периода практически отсутствуют.

Начало систематическому изучению Памира было положено в конце 20-тых — начале 30-х годов, когда стали проводиться планомерные геологические изыскания силами Таджикской комплексной экспедиции (позже переименованной в Таджикско-Памирскую экспедицию). Сетью маршрутов сравнительно равномерно была покрыта вся территория Памира. Ряд маршрутов был проложен и через район Язгулемского хребта, что позволило получить первые сведения о стратиграфии, тектонике и магматизме этой территории. Основные результаты этих исследований были изложены в работах И. Г. Баранова и Б. С. Глазунова /6/, С. И. Клунникова /56/, Г. Л. Юдина и некоторых других авторов.

Б работе Г. Л. Юдина /130/ содержатся первые еще весьма отрывочные (в силу ограниченности наблюдений) сведения о геологии района Язгулемского хребта. Этим автором было установлено широкое распространение здесь (преимущественно вдоль долины р. Бартанг) отложений мезозойского возраста, среди которых были выделены рэтско-лейасовые осадки, изобилующие ископаемой флорой (найдена впервые!), средне-верхнеюрские известняки с фауной кораллов и гастропод и нижнемеловые красноцветные песчаники. Суммарная мощность мезозойского разреза оценивалась Г. Л. Юдиным в 4 тысячи метров.

Г. Л. Юдин одним из первых описал широко развитую в пределах долины Бартанга мощную толщу лав, лавобрекчий и туфоконгломератов. По аналогии со сходными породами Дарвазского хребта упомянутые вулканиты были им отнесены условно к триасу.

Г. Л. Юдину принадлежит также первенство в изучении тектоники долины Бартанга. Им было показано, что рэтско-юрские сланцы в среднем течении этой реки смяты в гигантские опрокинутые на север и надвинутые одна на другую складки с общим падением слоев на юг. Были установлены надвиговые нарушения значительной амплитуды. На основании своих наблюдений Г. Л. Юдин пришел к выводу, что основные складчатые движения в пределах рассмотренной им территории происходили в альпийское время. С альпийской складчатостью этот автор связывал и все известные проявления магматизма.

Данные Г. Л. Юдина в последующем были значительно дополнены и уточнены И. Г. Барановым и В. С. Глазуновым /6/. Презвде всего, из состава триас-юрских отложений ими были исключены разнообразные немые метаморфические породы, слагающие северный склон Рушанского хребта. Указанные образования были отнесены авторами условно к палеозою. И. Г. Баранов и Б. С. Глазунов, следовательно, одними из первых заметили различия толщ, слагающих Рушанский и Язгулемский хребты, а в районе устья р. Бардара (левый приток Бартанга) даже откартировали тектонический контакт (Рушанско-Пшартский надвиг), разделяющий разные, как впоследствии будет установлено, тектонические зоны Памира.

К палеозою были ошибочно отнесены и метаморфизованные породы верхнего триаса-средней юры, слагающие западную оконечность Яз-гулемского хребта (верховья р. Вомар-дары).

Важным достижением этих исследователей явилось обнаружение вдоль южного склона Язгулемского хребта разрозненных выходов палеозойских отложений (В.С. Глазуновым, в частности, в верховьях р. Вадин-Ров из известняков впервые были собраны остатки фауны бра-хиопод позднедевонского возраста). По мнению авторов, палеозойские породы в пределах этой полосы имеют форму крупных чешуй, причем на интервале от перевала Емц-Амба и до верховьев р. Хаврез-дары на них по более молодому тектоническому контакту надвинуты верхнеюрские известняки. Пространственная приуроченность палеозойских чешуй к разрывному нарушению позволила в дальнейшем разным авторам трактовать последнее то как краевой (глубинный) разлом /7, 64/, то как крупноамплитудный надвиг /108/.

Получил также подтверждение и вывод Г. Л. Юдина о широком развитии в пределах южного склона Язгулемского хребта отложений мезозойского возраста. Наряду с уже известными подразделениями здесь впервые были выделены и отложения позднемелового возраста, представленные светло-серыми известняками с обильной фауной гип-пуритов (пелециподы из семейства рудистов).

Вулканогенно-туфоконгломератовая толща, широко развитая в долине Бартанга, была отнесены И. Г. Барановым и В. С. Глазуновым к юре на основании ее залегания стратиграфически выше сланцев, содержащих рэтскую флору. Интересно заметить, что упомянутые исследователи были весьма близки к заключению о палеогеновом возрасте вулканогенных пород долины Бартанга, когда указывали, что в средней части ущелья Даржомч & quot-под юрскими красноцветными конгломератами., залегают светло-серые сильно давленные известняки с плохо сохранившейся фауной гилпуритов и мелких пелеципод позднемелового возраста& quot- /6/. Однако этим взаимоотношениям И. Г. Баранов и В. С. Глазунов не придали значения, посчитав их следствием горизонтальных перемещений масс по надвигам. Последние, согласно данным этих авторов, довольно широко распространены в пределах рассмотренной территории.

В работе И. Г. Баранова и В. С. Глазунова впервые прозвучал вывод и о различной вергентности структур в пределах изученной территории (в частности, наклоне сместителей пологих разрывов). Наконец, в отличие от Г. Л. Юдина, считавшего, что складкообразовательные движения в пределах исследованной территории происходили в основном в альпийское время, И. Г. Баранов и В. С. Глазунов пришли к заключению о проявлении здесь и киммерийской складчатости.

Основные научные итоги деятельности ТПЭ были подведены в работах Д. В. Наливкина /84/, В. А. Николаева /85/, А.П. Марковского

75/. Главным явился вывод о разделении Памира на ряд зон, представляющих собой разнородные блоки земной коры, отличающиеся друг от друга временем проявления основной складчатости. Не было лишь до конца ясно, к складчатой области какого возраста принадлежат эти зоны: одни исследователи /57, 94/ склонны были относить весь Памир к Альпийскому складчатому поясу, другие же авторы /93/ северную & quot-дугу"- относили к герцинидам, а более южные зоны — к области киммерийской складчатости.

Следующий этап изучения Памира охватывает отрезок времени с начала 40-х и примерно до второй половины 60-х годов. Он связан с проведением систематических детальных исследований геологии всего региона, которые особенно широко развернулись после окончания Великой Отечественной войны. С этого времени на территории Памира проводится государственная геологическая съемка масштаба 1: 200 ООО, сопровождаемая разнообразными тематическими работами. Фактические материалы, полученные в ходе этих исследований, послужили основой для дальнейшего развития идеи о зональном дугообразном строении Памира. После основополагающих работ И. Е. Губина /30/, М.М. Кухти-кова /61/ и Б. П. Бархатова /7/ стало общепризнанным деление Памира на четыре тектонические зоны, отличающиеся набором определенных осадочных и магматических формаций: Северную, Центральную, Юго-Восточную и Юго-Западную (фиг. 1, А).

Опираясь на фундаментальные работы об определяющей роли в структуре складчатых областей долгоживущих тектонических нарушений — глубинных разломов /90−92/, М. М. Кухтиков /59,60/ одним из первых высказал мысль о тектонической природе границ между зонами Памира. Эти границы он отнес к категории краевых (глубинных) разломов. В дальнейшем указанные идеи были развиты в работах В. И. Дронова /36/, С. С. Карапетова /52/, Н. М. Синицына /ИЗ/. В частноети, было установлено, что Центральный Памир на севере ограничен Ванч-Танымасским надвигом, а на юге с толщами Юго-Восточного Памира он граничит по Рушанско-Пшартскому разлому.

Обширный фактический материал, полученный в результате геолого-съемочных и тематических работ, позволил внутри тектонических зон выделить структурные элементы более высокого порядка: анти-клинории и синклинории или подзоны /7/. Так, в частности, в пределах западной части Центрально-Памирской тектонической зоны были выделены три крупные тектонические структуры: Ванчский и Муз-кольский антиклинории и разделявший их Язгулемский синклинорий. Последний образован преимущественно мезозойско-кайнозойскими отложениями и имеет в плане форму вытянутого эллипса, длинная ось которого проходит примерно вдоль гребня Язгулемского хребта.

Тектоническое районирование Центрального Памира стало возможным лишь благодаря созданию для этой зоны дробной палеонтологически обоснованной стратиграфической схемы. Данные, собранные в этот период /22, 35, 39, 51, 53, 54, 58, 66 и др./ относительно разреза палеозоя и мезозоя Язгулемского хребта, носят скорее уточняющий и обобщающий характер. Коренному пересмотру подвергся лишь вопрос о возрасте немой толщи вулканитов, развитых в долине Бар-танга. В. И. Дроновым /33, 34/ было показано, что в основании указанной толщи вулканогенно-обломочных пород (по простиранию фаци-ально замещающихся красноцветными конгломератами) располагается маломощный горизонт известняков с фауной позднемелового возраста, которые, в свою очередь, трансгрессивно залегают на сложно перемятых песчаниках и сланцах верхнего триаса-средней юры. Основываясь на этих соотношениях, В. И. Дронов заключил, что вулканогенно-. обломочные образования, выделенные им в бартангскую свиту, имеют, вероятно, палеогеновый возраст. Указанная точка зрения в дальнейшем получила широкое признание среди геологов /73, 108, 126/, однако ряд исследователей А, 63, 115−117/ не согласились с доводами В. И. Дронова. Б. П. Бархатов, Г. П. Винниченко и М. М. Кухтиков вернулись к прежним представлениям /6/ о триас-юрском и/или юрском возрасте бартангской свиты (по крайней мере, эффузивной части ее разреза). Другой точки зрения придерживается Х. С. Таджидинов, который, руководствуясь согласным залеганием известняков, расположенных в основании бартангской свиты, на триас-юрских сланцах (окрестности пос. Рушан), считает первые средне-верхнеюрскими (фау-& bull- на здесь не найдена), на основании чего понижает возраст вулкано-генно-осадочных пород до нижнего мела-палеоцена.

Надо сказать, что именно наличие существенных разногласий между В. И. Дроновым и Х. С. Таджидиновым относительно характера залегания подстилающих вулканиты известняков на триас-юрских отложениях (& quot-резкое угловое несогласие& quot- в первом случае и & quot-абсолютно согласное залегание& quot- - во втором) действительно может служить достаточно веским доводом в пользу предположения об ошибочном объединении в баргангскую свиту двух (или более) разновозрастных литологичес-ки сходных толщ: палеогеновой и более древней — юрской или меловой, Разумеется последнее утверждение справедливо только при условии одинаковой достоверности данных обоих исследователей.

Забегая вперед, укажем, что автором настоящей работы в результате проведенных исследований были получены дополнительные доказательства палеогенового возраста бартангской свиты. При последующем изложении материала будет также предпринята попытка объяснить имеющие место структурные несоответствия в залегании вулка-ногенно-осадочной толщи на подстилающих отложениях в бассейне р. Бартанг.

В результате работ Б. Р. Пашкова /88/, С. С. Карапетова /50/ и

В.И. Дронова с соавторами /58/ по периферии Язгулемского синклино-рия были установлены разобщенные выходы палеозойских отложений с фауной ордовикского и девонского возраста. Положение этих пород среди отложений самого различного возраста было расценено как свидетельство их залегания в виде тектонических клиньев, зажатых вдоль сместителей долгоживущих глубинных разломов. На этом основании вдоль северного и южного края Язгулемского синклинория были показаны крупные разрывы (& quot-краевые разломы второго порядка& quot- - по Б. П. Бархатову, /7/) — Язгулемский и Бартангский соответственно, которые, по мнению некоторых авторов /20, 37/, заложились, по крайней мере, уже в позднем палеозое и на протяжении всего последующего (мезозойского) этапа развития Центрального Памира выполняли роль границ, разделявших указанную зону на ряд блоков, характеризовавшихся различным тектоническим режимом.

Надо заметить, что в основу большинства тектонических построений, получивших наибольшую популярность в конце 50-х — начале 60-х годов /4, 7, 20, 37, 61/, была положена фиксистская модель Памира. Согласно представлениям многих авторов, первостепенное значение в формировании структур Памирского региона имели вертикальные движения, которые влияли лишь на набор осадочных и магматических формаций, слагающих основные тектонические зоны и структурно -фациальные подзоны, и никак не отражались на очертаниях и взаимном расположении последних. Отсвда следовал вывод об изначально дугообразной форме седиментационных бассейнов Памира и их унаследованном развитии.

Однако идея о примате вертикальных движений на Памире в альпийское время не выдержала проверки временем и новыми фактами. Проведение детальных геолого-съемочных и тематических исследований на территории всего региона, создание обоснованной стратиграфической схемы, геологических и палеогеографических карт и схем способствовали накоплению обширного фактического материала, который никак не укладывался в рамки фиксистской гипотезы и требовал для своего объяснения привлечения крупномасштабных горизонтальных перемещений масс. Выявление широкого развития на Памире крупных надвиговых и сдвиговых нарушений, структур покровного и шарь-яжного типа ознаменовало собой начало нового (уже третьего по счету) этапа изучения этого района.

В этот период, который ведет свой отсчет примерно со второй половины 60-х годов и продолжается до настоящего времени, в литературе по Памиру появилось множество описаний и отдельных примеров покровных и надвиговых структур /43, 58, 68, 120 и др./. Однако можно без преувеличения сказать, что основной вклад в дело установления покровно-надвиговой структуры Центрального Памира внес С. В. Руженцев. Этому исследователю принадлежит большое количество работ, в которых широкое освещение получили как частные, так и более общие вопросы геологии и тектонического развития Центрально-Памирской зоны /104−107/. Отдельная монография С.В. Ру-женцева /108/ посвящена подробному рассмотрению тектонической структуры западной части Центрального Памира, которая включает в себя и участок Язгулемского хребта, описанный в настоящей работе.

С.В. Руженцевым впервые было показано чешуйчато-надвиговое строение западной части Центрального Памира и предложена, на наш взгляд, наиболее удачная тектоническая схема этой территории. Им были выделены (по аналогии с востоком указанной зоны) ряд тектонических комплексов, перекрывающих друг друга: автохтон, параав-тохтон и аллохтон. К автохтону С. В. Руженцев отнес метаморфические образования ванчского комплекса (ри1 — Рг1) и сарезской свиты (рг: о1−2?), развитые в пределах Ванчского и центральной части Музкольского антиклинориев. Параавтох-тонный комплекс (сорванные с подстилающих пород автохтона чешуи, перемещения которых относительно невелики) развит на западном погружении Музкольского антиклинория и представлен сорванной пластиной, в составе которой выделяются два элемента: нижний, сложенный песчаниками и сланцами верхнего триаса-средней юры, и верхний, образованный вулканогенно-обломочными породами палеогена, имеющими в основании маломощный горизонт известняков с фауной верхнего мела.

В состав аллохтона были включены локально развитые палеозойские породы, мощный комплекс осадков мезозоя и палеогеновые вулканогенно-обломочные образования бартангской свиты. Аллох-тонный комплекс слагает наиболее обширные площади в западной части Центрального Памира и, в частности, одну из наиболее значительных структур этой территории — Язгулемский синклинорий. Последний, согласно С. В. Руженцеву, представляет собой огромный покров блюдцеобразной формы, в процессе надвигания потерявший связи со своей корневой зоной, или другими словами тектонический останец. Палеозойские породы, обнажающиеся по периферии Язгулемского покрова в виде протяженных и незначительных по мощности тектонических пластин, представляют собой чешуи, & quot-соструганные"- (термин С.В. Руженцева) с автохтона при надвигании аллохтонных масс мезозоя-палеогена.

В современной структуре все выходы пород палеозоя приурочены к поверхностям сместителей Бартангского и Язгулемского разломов, ограничивающих с юга и с севера Язгулемский синклинорий. Согласно С. В. Руженцеву, эти разрывы представляют собой выход на поверхность единого пологого надвигового нарушения, по которому и происходило перемещение мезозойско-кайнозойских аллохтонных масс.

Надо заметить, что предложенное этим автором объяснение происхождения тектонических клиньев ордовика и девона, наблюдаемых вдоль Бартангского и Язгулемского разрывов, кажется гораздо более правдоподобным, чем гипотезы его предшественников /7, 60, 64/, доказывающие наличие палеозойских пород под Язгулемским синклинори-ем и их выведение на дневную поверхность по глубинным разломам.

Б составе Язгулемского покрова С. В. Руженцев выделял три тектонические пластины, сложенные одними и теми же (мезозойско-кай-нозойскими) отложениями, и разделенные поверхностями надвигания. Было отмечено, что максимальную мощность и наиболее сложную внутреннюю структуру имеет средняя из них. В пределах последней C.B. Руженцевым были установлены и описаны девять крупных складок.

Сравнение пород палеозоя, заключенных в тектонических чешуях, с одновозрастными отложениями, развитыми в пределах Ванчского ан-тиклинория, а также данные, полученные при изучении внутренней структуры аллохтона (наклон осевых поверхностей складок, направление перемещений по надвигам, текстурные особенности пород и т. д.) позволили С. В. Руженцеву сделать заключение, что Язгулемский покров перемещался в направлении с северо-запада на юго-восток. Минимальная амплитуда перемещений оценивалась в 50−60 км.

Основная причина тектонического расслоения литосферы и образования покровов, согласно С. В. Руженцеву, заключена в ее интенсивном тангенциальном сжатии. Сжатие на нижних уровнях не передается в полной мере залегающим выше отложениям. Это ведет к проскальзыванию более интенсивно дислоцирующихся толщ (автохтона) по отношению к их перекрывающим отложениям (аллохтону), что, в свою очередь, влечет за собой возникновение серии послойных срывов. На этой стадии происходит образование сорванных покровов. В разряд надвинутых они переходят лишь после того, как в результате продолжающегося на нижних уровнях сжатия произойдет перемещение аллохтонных чешуй относительно автохтона. Здесь важно подчеркнуть относительный характер этих смещений, поскольку в свете изложенной концепции безразлично — будет ли происходить надвиг аллохтонных масс на автохтон или поддвиг автохтона под аллохтон — результат в том и другом случае будет одинаковый.

За последнее десятилетие существование крупных покровов и крупноамплитудных горизонтальных нарушений (сдвигов, надвигов) было доказано и для многих сопредельных районов Памира /96, 97, 109 и др./. Тем не менее некоторые из исследователей /62, 65/ и по сей день продолжают отрицать главенствующую роль в формировании структуры Памира горизонтальных движений, утверждая, что все наблюдаемые надвиги представляют собой малоамплитудные быстро затухающие нарушения, которые образовались вследствие & quot-развала"- высокоюдня-тых межполосовых пространств (суть хребтов) в стороны ограничивающих их прогибов.

В этой связи особую важность приобретают проводимые в последнее десятилетие палеомагнитные исследования Памира /5, 18, 19/. Изучение истории формирования Памирской дуги палеомагнитным методом показало, что в раннем мелу тектонические зоны Северного Памира имели форму пологой дуги, выпуклой в юго-восточном направлении. В палеогене они были почти прямолинейны и имели северо-восточное простирание. Современная Памирская дуга, выпуклая к северу, возникла после палеогена. Величина горизонтального перемещения Северного Памира (а следовательно и граничащей с ним Центральной зоны) при формировании Памирской дуги составляла около 300 км и не могла превышать 600 км /18/.

Рассмотрев ряд гипотез, претендующих на объяснение способа и причин формирования Памир-Пенджабского синтаксиса, В.С. Буртман

-годе/ приходит к выводу, что лучше других имеющийся фактический материал (характер границ и особенности геометрии синтаксиса, движения по разломам Центральной и Средней Азии, данные об очагах коровых и мантийных землетрясений и т. д.) объясняет гипотеза, заключавшаяся в том, что Пенджабский выступ Индостана пододвигался под альпийскую складчатую область, что вызвало гравитационное отекание коровых масс в северном направлении, их скучивание и формирование дуг Памира.

Таким образом, если первые мобилистские концепции происхождения дуг Памира /3, 80, 83/ основывались на самых общих рассуждениях, то в настоящее время эти идеи подкреплены обширными фактическими наблюдениями и полученными независимо от последних палео-магнитными данными.

Перед автором настоящей работы не стояла задача установления складчато-надвиговой структуры Язгулемского хребта и обоснования главенствующей роли в ее формировании горизонтальных движений (это было уже сделано С.В. Руженцевым). Основное внимание было уделено оценке масштаба горизонтальных перемещений и изучению истории (или лучше сказать последовательности) процесса тектонического окучивания, в результате которого и сложилась наблюдаемая ныне структура этой территории.

Надо заметить, что, несмотря на сравнительно детальную изученность района Язгулемского хребта, к моменту начала данных исследований оставались неясными целый ряд вопросов. Здесь мы отметим наиболее важные из них:

I) Настораживал тот факт, что в тектонической структуре западной части Центрального Памира оказались запечатлены смещения масс только южного направления /108/, в то время как дал всего Памирского региона, судя по палеомагяитным данным /18/, в альпийское время были характерны движения к северо-западу-

2) Если в своем предположении о надвигании Язгулемского покрова с севера прав С. В. Руженцев, то как в таком случае объяснить формирование структур северо-западной вергентности, и в частности Вудорской синклинали /108/, в условиях перемещения масс к шговостоку?

3) Если в современной структуре Язгулемского хребта оказались запечатлены горизонтальные движения как северного, так и южного направления, то каково их в таком случае соотношение?

4) Наконец, не было полной ясности и в вопросе о характере соотношений верхний мел-палеогеновых образований с более древними отложениями, поскольку, по мнению одних авторов /33, 34, 40, 108/, верхнемеловые известняки залегают на подстилающих отложениях резко несогласно, а, по мнению других исследователей, вдоль указанного контакта не отмечается видимого /115−117/ или сколько-нибудь значительного углового /126/ несогласия. Эти данные, таким образом, не исключали возможности ошибочного объединения в бартанг-скую свиту двух (или более) литологически сходных разновозрастных толщ.

При дальнейшем изложении автор попытался дать ответ на поставленные вопросы.

Глава П. ОЧЕРК СТРАТИГРАФИИ

Вопросам стратиграфии Центрального Памира посвящены многочисленные статьи и монографии Б. П. Бархатова /7/, В. И. Дронова /3335/, В. И. Дронова и Э. Я. Левена /41/, С. С. Карапетова /50, 51, 53/, Б. К. Кушлина /66/, Б. Р. Пашкова /88/, С. В. Руженцева /108/, В. А. Швольмана /126/ и многих других авторов. Изложенные в этих работах сведения позволяют заключить, что в пределах указанной тектонической зоны имеются отложения практически всех систем фанерозоя и, возможно, верхнего протерозоя. В пределах западной части Центрального Памира наиболее широко развиты метаморфические образования позднепротерозойского-раннепалеозойского возраста, слагающие ядерную часть Ванчского антиклинория (водораздел Ванчского и северо-западные отроги Язгулемского хребтов), а также морские и континентальные осадки мезозоя и вулканиты палеогена, участвующие в строении расположенных южнее Язгулемского синклинория (водораздельный гребень и юго-восточный склон одноименного хребта) и Муз-кольского антиклинория (долина р. Бартанг).

Терригенно-карбонатные отложения палеозоя распространены весьма локально: они местами участвуют в строении Ванчского антиклинория, а также известны по периферии Язгулемского синклинория, где слагают тектонические клинья и пластины.

По мнению большинства исследователей /37, 40, 108/, основной перерыв осадконакопления в пределах Центрального Памира приходится на предпозднемеловую эпоху и связан с мощными позднекиммерий-скими складкообразовательными движениями.

Чтобы составить представление о стратиграфическом разрезе изученной территории, кратко рассмотрим слагающие его толщи.

Верхний протерозой — нижний палеозой нерасчлененные (?) PRg-PZ. ,?)

Стратифицированные толщи предположительно позднепротерозой-ского-раннепалеозойского возраста объединены в ванчский комплекс, образования которого широко развиты в пределах Ванчского хребта, а также слагают юго-западные отроги и частично северо-западный склон Язгулемского хребта. В пределах изученной территории породы ванчского комплекса протягиваются в виде узкой полосы вдоль северной периферии Язгулемского синклинория.

Ванчский комплекс представлен разнообразными метаморфическими породами: сланцами, гнейсами, кварцитами и мраморами.

Согласно Б. П. Бархатову /7/ и С. В. Руженцеву /108/, в разрезе комплекса снизу вверх выделяются 3 свиты: а) барнаваджская, сложенная метаморфизованными кварцевыми песчаниками, реже кристаллическими сланцами и гнейсами, б) язгулемская, представленная мра-моризованными известняками и мраморами, и в) джамакская, сложенная красноватыми кварцитами и метаморфизованными песчаниками. Суммарная мощность ванчского комплекса оценивается в 3,5−4 км.

С.В. Руженцеву /108/ принадлежит указание на наличие в ряде мест Ванчского хребта постепенного перехода от кварцитов джамак-ской свиты к фаунистически охарактеризованным известнякам зора-батской свиты позднекембрийско-раннеордовикского возраста. Указанные соотношения позволяют относить лишенные органических остатков образования ванчского комплекса условно к верхнему протерозою -нижнему палеозою.

Ордовикская система

Наиболее обширные выходы ордовикских отложений располагаются за пределами изученной территории, преимущественно в районе распространения метаморфитов ванчского комплекса. Согласно общепринятой схеме стратиграфии ордовика Центрального Памира /58, 103/, здесь выделяются 2 свиты: а) нижняя — зорабатская — преимущественно известняковая мощностью до 150 м, в верхней части которой найдены остатки трилобитов и брахиопод, указывающие на раннеор-довикский возраст вмещающих отложений, и б) верхняя — козиндийская — преимущественно песчано-сланцевая, общей мощностью 250 400 м, в основании охарактеризованная ранне-среднеордовикскими трилобитами и граптолитами, а в кровле — фауной граптолитов, трилобитов и брахиопод позднеордовикского возраста,

В пределах изученной территории отложения ордовика развиты только в двух местах: а) мраморизованные известняки и мраморы (вероятно, аналоги зорабатской свиты), сменяющиеся сланцами и песчаниками, содержащими остатки трилобитов среднего ордовика /108/, слагают сравнительно тонкую тектоническую пластину (первые сотни метров), которая протягивается к северо-востоку от ущелья Дараи-вигук (лев. приток Язгулема) на многие километры и приурочена к плоскости сместителя Язгулемского надвига, отделяющего метаморфи-ты ванчского комплекса от отложений мезозоя- б) другой выход располагается в пределах южного склона Язгулемского хребта выше кишлака Барганг — здесь развиты темные аргиллиты и песчаники козын-дыйской свиты, содержащие трилобиты Birmanites pamiricus Bal., Pamirotechites nobilis pamiricus Bal. и др. /108/. Как И В первом случае, указанные породы слагают сравнительно тонкую (первые сотни метров) достаточно протяженную (6−7 км) тектоническую пластину, зажатую в плоскости сместителя Бартангского надвига.

Силурийская система Силурийские отложения в западной части Центрального Памира представлены известняками с подчиненными прослоями и пачками песчаников и сланцев. Согласно имеющимся данным /7, 24/, они залегают на отложениях ордовика согласно и имеют общую мощность 12 001 500 м. Силуром сложена обширная площадь вдоль правого борта р. Пяндж. Однако в пределах изученной территории отложения этого возраста не известны.

Девонская система По данным С. С. Карапетова /50/, девонские отложения всех трех отделов сравнительно широко развиты во многих районах Центрального Памира. Они представлены главным образом известняками и доломитами, содержащими отдельные прослои терригенных пород. Однако почти во всех пунктах отложения девона слагают сравнительно маломощные (50−250 м) тектонические пластины и чешуи, зажатые среди пород самого различного возраста.

В бассейне р. Бартанг известняки верхнего девона обнаружены уже давно /6/. Они представлены черныш органогенно-детритовыми разностями, содержащими обильные остатки брахиопод (ЬеХогйупсйиз эр., Суг1-озр: 1г1? ег зр., Зсйис11е: гЬе11а эр.), а также мшанок, кри-ноидей и пелеципод.

Работами памирских стратиграфов аналогичные известняки были установлены в верховьях правых притоков Бартанга — рр. Чадут, Ран-супоз /7/, Разуч и в пределах северного склона Язгулемского хребта — в бассейнах рр. Зайчхов и Камоч-дара. Весьма показательно, что все перечисленные выходы известняков верхнего девона расположены по периферии Язгулемского синклинория и подобно отложениям ордовика тоже приурочены к поверхностям сместителей Язгулемского и Бартангского надвигов.

Каменноугольная система. Нижний (?) и средний отделы К отложениям нижнего и среднего отделов карбона С. С, Карапетов /53/ условно относил мощную толщу (не менее 1,5 км) однообразных полевошпат-кварцевых песчаников, алевролитов и сланцев, впервые выделенных Э. Я. Левеном /67/ под названием сарезской свиты (C-, 2sr)• Эта свита широко развита в пределах центральной части Музкольского антиклинория, где она слагает обширные пространства в районе Сарезского озера и ущелий р.р. Кокуйбельсу и Та-нымас. Полоса ее выходов далее протягивается вдоль долины р. Ку-дара примерно до широты кишлака Барчадив.

Ранне (?)-среднекаменноугольный возраст сарезской свиты принимается на основании ее повсеместного трансгрессивного перекрытия с угловым несогласием известняками верхнего карбона-перми /53/, а также ввиду находок Э. Я. Левеном /67/ в литологически сходных отложениях Рангкульского района органических остатков (брахиопод, фузулинид, мшанок) среднего карбона.

Существует также мнение и о более древнем (раннепалеозойском) возрасте сарезской свиты /108/, однако последняя точка зрения широкого признания среди исследователей не получила.

Верхний отдел каменноугольной системы — пермская система — нижний-средний отделы триасовой системы нерасчлененные

С3 — т2)

Отложения указанных подразделений, представленные главным образом карбонатными породами, слагают в пределах западной части Центрального Памира сравнительно маломощный горизонт брекчированных, скарнированных и интенсивно раздавленных мраморов, которые залегают на подстилающих породах сарезской свиты без заметного углового несогласия и по литологическому составу и фауне практически не поддаются расчленению на перечисленные отделы и системы. Последнее удается сделать только в более восточных разрезах, где, по данным С. С. Карапетова /54/, отложения верхнего карбона-перми залегают на сарезской свите с небольшим угловым несогласием и, в свою очередь, трансгрессивно перекрываются известняками нижнегосреднего триаса.

Учитывая, что с востока на запад мощность верхнего карбона-перми убывает со 180 до 45 м, С. С. Карапетов высказал предположение, что в более западных районах (в том числе и в пределах Яз-гулемского хребта) эти осадки могли отсутствовать изначально, а горизонт мраморов, перекрывающий там сарезскую свиту, представлен карбонатными породами только ранне-среднетриасового возраста.

Вешний отдел триасовой системы — нижний-средний отделы юрской системы нерасчлененные (IW2)

Указанные отложения в пределах изученной территории известны давно /130/ и в отличие от всех ранее описанных стратиграфических подразделений уже весьма широко распространены на Язгулемс-ком хребте и в бассейне р. Бартанг. Они слагают здесь низы мезозойского разреза и поэтому обнажаются, как правило, в ядрах крупных антиклинальных структур. Выходы этих отложений группируются в полосы северо-восточного простирания, наиболее широкая из которых протягивается вдоль долины р. Бартанг от ее приустьевой части и, по крайней мере, до меридиана к. Рошорв на расстояние около 90−100 км. Отложения верхнего триаса — средней горы также известны: а) в верховьях правых притоков Бартанга — рр. Обирун, Бухтург, Багу-дара, а также рр. Баджу-дара, Рансупоз и Вадин-Ров, б) в верховьях рр. Сейгехар и Арганхэх, в) в бортах долин рек бассейна Язгулема — Камоч-дары, Ужом-дары, Зайчхов, Дараивигук и Дараибугуз и г) в приводораздельной части Язгулемского хребта в области истоков рр. Вудор, Радоц и Биджрав-дара.

Отложения верхнего триаса-средней юры представлены мощной толщей (1500−2000 м) однообразных монотонно переслаивающихся песчаников, алевролитов и сланцев темных окрасок.

Разрез этих образований, характерный для Язгулемского синклинория, описан Б. К. Кушлиным /66/ на водоразделе рр. Камоч-дара и ее правого притока Ужом-дара. Здесь на светлых известняках верхнего девона, слагающих тектоническую чешую, зажатую в плоскости смес-тителя Язгулемского надвига, без видимого углового несогласия тектонически залегают снизу вверх: I) зеленоватые алевролиты -5 м- 2) серицит-хлоритовая порода с реликтами пирокластического материала — 4 м- 3) темноцветные алевролиты, песчаники и сланцы С остатками флоры Pterophyllum, Uralophyllum И Podozamites позднетриасового возраста — 900 м- 4) выше без видимого углового несогласия темноцветные песчаники переходят в светло-зеленые (оливковые) алевролиты и песчаники, в основании которых иногда присутствует горизонт мелкогалечного конгломерата (разрез по р. Зир-дара), которые содержат раннеюрские остатки флоры Uiissonia vittaeformis Pryn. И Coniopteris s.p. И ПелеЩШОДЫ ИЗ рода Modioia — 60−80 м- 5) серые известково-глинистые сланцы с байос-батскими пелециподами Ghlamys sp., Entolium cf. demissum Phil., Camptonectes Lens Sow. — 30 м. Примерно по этому горизонту проводится условная граница между терригенной толщей верхнего триа-са-средней юры (кокуйбельсуйской свитой) и вышележащими средне-верхнеюрскими карбонатными отложениями (дамаматской свитой).

Образования верхнего триаса-средней юры, развитые на западном погружении Музкольского антиклинория (южная полоса выходов толщи вдоль долины Барганга) так же как и предыдущие, имеют значительную мощность (около 2 км), в нижней части охарактеризованы позд-нетриасовой флорой Pterophyllum sp., Pt. pschartense Pryn. и солоноватоводными пелециподами, а верхней части типично морскими раннеюрскими двустворками Nucula sp., Tancredia sp. и др. Единственным отличием этого разреза является полное отсутствие лито-логических различий между его триасовой и юрской частями.

Средний и верхний отделы горской системы нерасчлененные J23)

Отложения указанных подразделений также сравнительно широко развиты в пределах изученной территории. Как правило, их выходы тяготеют к районам широкого распространения триас-среднеюрских терригенных образований, разрез которых они согласно надстраивают. Образования средней-верхней юры представлены карбонатно-гли-нистыми и карбонатными породами-.

В пределах Язгулемского синклинотдая их разрез имеет отчетливо двучленное строение: а) его нижнюю часть слагают серые мергели с обильными остатками пелеципод батского яруса (низы пачки) и аммонитов Macrocephalites triangularis Waagen раннекелловейского возраста (ее верхи) — 100−400'м (J2−3 ^ верхняя часть разреза представлена массивными грубослоистыми известняками, которые содержат остатки пелеципод Clamys midas Damon., Lima tumida Roem келловея-оксфорда — 250−500 м (J^). В тех случаях, когда толща средне-верхнеюрских карбонатных отложений не поддается расчленению на вышеуказанные пачки по литологическому признаку (как правило, ввиду значительных тектонических деформаций) эти образования выделены как дамаматская свита (J23dm).

Этим же индексом обозначены и средне-верхнеюрские отложения, развитые на погружении Музкольского антиклинотжя (самая южная полоса выходов). От одновозрастных карбонатов Язгулемского синкли-нория их отличают: меньшая (либо изначально, либо ввиду срезания) мощность (0−250 м), ограниченный характер распространения (они отнюдь не повсюду надстраивают триас-среднеюрские отложения) и отсутствие в их разрезе (по крайней мере, в той его части, которую удается наблюдать) литологически обособленных мергелистой и известняковой пачек.

Меловая система В пределах изученной территории широким развитием пользуются и отложения меловой системы, впервые выделенные здесь Г. Л. Юдиным /130/ и И. Г. Барановым /6/.

К нижнему отделу (3^) относятся палеонтологически не охарактеризованные красноцветные песчаники, согласно залегающие на известняках средней-верхней юры и, в свою очередь, перекрывающиеся известняками с остатками фауны пелеципод позднемелового возраста СК2). Весьма характерно, что осадки нижнего мела развиты исключительно в разрезе Язгулемского синклинория, где их мощность колеблется от 400 до 1000 м, иногда достигая (хр. Торварх) 1,5 км, и полностью отсутствуют на западном погружении Музкольского анти-клинория (в пределах долины р. Бартанг). Исчезновение из разреза столь мощной толщи терригенных пород связывается большинством исследователей /7, 33/ либо с перерывом осадконакопления, приходящимся на раннемеловую эпоху, либо со срезанием красноцветов перед отложением верхнемеловых известняков.

Песчаники нижнего мела в пределах Язгулемского синклинория слагают ядра и крылья крупных синклинальных складок. Поэтому их выходы в соответствии с общим простиранием структур группируются в полосы юго-запад — северо-восточного направления. Самая широкая полоса нижнемеловых отложений (7−8 км) протягивается от верховьев р. Ванау-дара вдоль хр. Торварх до долины р. Язгулем-дара (пр. приток Бартанга) на расстояние 70−80 км. Менее значительные выходы нижнемеловых красноцветов известны в приводораздельной части Язгулемского хребта, а также в пределах его северного склона по долинам левых притоков Язгулема — Хуздор-дары, Зайчхова, Дараиви-гука и Дараибугуза.

Отложения верхнего мела (К2) представлены главным образом (а по мнению большинства исследователей, исключительно) карбонатными породами.

В пределах Язгулемского синклинория широко развиты слоистые и массивные известняки, содержащие остатки пелеципод: Apricardia sp., Biradiolites sp., Radiolites sp., Praeradiolites sp., которые указывают на позднесенонский, скорее маастрихтский возраст вмещающих отложений. Последние, по данным автора, залегают на подстилающих красноцветных песчаниках нижнего мела возможно с размывом, но без видимого углового несогласия (фиг. 7) и имеют мощность 250−400 метров.

Верхнемеловые отложения в пределах Музкольского антиклинотжя впервые были установлены И. Г. Барановым и В. С. Глазуновым /6/. Согласно В. И. 'Дронову /25, 33/, они слагают здесь сравнительно маломощный (0−70 м) горизонт известняков, которые охарактеризованы в среднем течении Бартанга (район кишлака Аджирх) и в левом борту долины р. Пяндж (территория Афганистана) фауной позднемеловых ру-дистов. Указанные известняки подстилают мощную толщу вулканоген-но-обломочных пород, относимых на этом основании к палеогену, и, в свою очередь, залегают на сложнодислоцированных триас-юрских отложениях с резким структурным несогласием. Однако мнения о крупном структурном несогласии в основании указанного горизонта придерживаются не все исследователи /115−117, 126/. К числу последних принадлежит и автор данной работы /110−112/.

Верхнемеловые отложения долины р. Бартанг помимо редуцированной мощности отличаются еще и тем, что в их составе наряду с карбонатными и разнообразными терригенными осадками (алевролитами, песчаниками) часто присутствуют грубые несортированные брекчии, состоящие из обломков разнообразных пород. В числе последних обнаружены и глыбы палеозойского возраста /108/. Это, на наш взгляд, указывает на олистостромовое происхождение подобных глыбовых накоплений.

Палеогеновая система

Б пределах изученной территории к палеогену условно относят /14, 34, 40/ толщу вулканогенно-обломочных пород суммарной мощностью около 1,5−2,0 км, залегающую выше сенонских известняков и выделяемую под названием бартангской свиты (или комплекса). Образования последней слагают обширные пространства в среднем и нижнем течении р. Бартанг- сравнительно небольшие по площади выходы имеются в районе водораздельного гребня Язгулемского хребта.

В пределах Язгулемского синклинория образования палеогена выполняют ядра синклиналей, поэтому полная мощность их здесь не известна. Видимая часть разреза (не более 300−400 м) сложена главным образом лавами, лавобрекчиями и туфами андезитового состава.

В пределах Музкольского антиклинощя (в бассейне р. Бартанг) образования палеогена по литологическому признаку разделены на две свиты: нижнюю — бартангскую (р Ъг) — вулканогенно-обломочную и верхнюю — разучскую (р ги) — туфогенно-осадочную. Барт антекая свита условно по петрографическим особенностям слагающих пород была разделена В-И. Дроновым /14/ на 2 толщи: а) преимущественно эффузивную, сложенную альбитофирами по андезитам и андезито-ба-зальтам, реже по их туфам — 900−1000 м и б) туфогенно-обломочную, представленную туфосланцами, туфопесчаниками и туфоконгломератами, — около 1000 м. Мощность разучекой свиты, сложенной разнообразными туффитами и известковистыми алевролитами, по данным автора, не превышает 200−500 м.

Необходимо заметить, что разрез палеогеновых образований подвержен достаточно сильным фациальным изменениям. Так, по данным В. И. Дронова /34/ и автора, вулканиты бартангской свиты в восточном направлении постепенно сменяются красноцветными конгломератами с большим количеством гальки известняков, а туффитам разуч-ской свиты на смену приходят пепельно-серые гипссодержащие породы. Как показали проведенные исследования, постепенный характер переходов от одних пород палеогена к другим сомнений не вызывает. Это позволяет отвергать предпринимаемые рядом авторов /7,63 и др./ попытки расчленить, используя различия в литологическом составе пород, вулканогенно-обломочные отложения на две или три разновозрастные толщи.

Предпринятое краткое описание стратиграфических подразделений, участвующих в строении изученной территории, со всей определенностью показывает, что в данном районе мы имеем дело с двумя разными типами разреза мезозойских отложений (фиг. 1, Б). Если в пределах Язгулемского синклинория развит практически полный разрез мезозоя (незначительные перерывы осадконакопления вполне могли иметь место), то на западном погружении Музкольского антикли-нория мы имеем дело с сокращенным разрезом, в котором полностью отсутствует мощная толща красноцветных песчаников нижнего мела, спорадически развиты маломощные карбонатные отложения средней-верхней юры, а верхнемеловые отложения имеют редуцированную мощность и заметно отличный литологический набор слагающих их пород.

В современной структуре область полного разреза (сокращенно ОПР), совпадающая с Язгулемским синклинорием, и область сокращенного разреза (ОСР), находящаяся на продолжении Музкольского анти-клинория, располагаются друг относительно друга на столь близком расстоянии (первые километры вплоть до непосредственного перекрытия), что предположение об изначальном характере этих соотношений

Фиг, I. Положение покровно-складчатого сооружения Язгулем-ского хребта в тектонической структуре Памира /126/(А) и характер распространения в пределах изученной его территории мезозой-ско-палеогеновых образований полного (ОПР) и сокращенного (ОСР) типов разреза (Б).

Условные обозначения для А: I — межзональные разломы (а -Ванч-Танымасский, б — Рушанско-Пшартский), 2 — прочие разрывы, 3 — контуры рассматриваемой в работе территории- зоны: I — Дар-ваз -Заалайская (внешняя), П — Северного Памира, Ш — Центрального Памира, 1У — Рушанско-Пшартская, У — Юго-Восточного Памира, У1 — Юго-Западного Памира.

Условные обозначения для Б: 4 — область развития метаморфических образований верхнего протерозоя-нижнего палеозоя (?), 5 -образования Рушанско-Пшартской зоны, 6 — область распространения мезозойско-палеогеновых образований полного разреза (ОПР), 7 — область распространения мезозойско-палеогеновых образований сокращенного разреза (ОСР). выглядит малоправдоподобным. Доказанное существование крупных на-двиговых нарушений /108/, отсутствие наблюдаемых взаимных переходов между полным и сокращенным разрезами, а также наличие палеозойских чешуй по периферии ОПР — все это скорее свидетельствует о тектоническом сближении (сдвигании) двух разных структурно-фа-циальных зон в процессе альпийского окучивания покровных масс.

Чтобы установить насколько правомерно подобное предположение, следует разобраться в последовательности формирования современной структуры Язгулемского хребта, для чего необходимо рассмотреть внутреннее тектоническое строение областей с разным типом строения разреза мезозоя и их взаимоотношения между собой.

Глава Ш ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ

РАЙОНА ЯЗГУЛЕМСК0Г0 ХРЕБТА

Слагающие междуречье рр. Бартанг и Язгулем мезозойские и палеогеновые образования смяты в линейные складки северо-восточного простирания. Шарниры большинства складчатых дислокаций под небольшими углами (5−15°) погружаются в северо-восточных румбах, а цри-мерно от линии, соединяющей верховья ущелий Биджрав и Даржомч, они полого воздымаются. Протяженность складок составляет первые десятки километров, иногда достигая 50−60 км. Ширина их колеблется в довольно значительных пределах: от 1−2 до 5−7 км, чаще она не превышает 3−4 км. К числу особенностей строения исследованной территории следует отнести заметное усложнение тектонической структуры в ее центральной части, примерно на отрезке между долинами рр. Ва-нау-дара (левый приток Язгузгема) и Радоц-дара (правый приток Бар-танга), а также отавный характер переходов от частных складчатых дислокаций в самостоятельные покровные структуры сравнительно небольшой амплитуды (до 4−6 км). Причины, которые, на наш взгляд, ответственны за эти явления, будут рассмотрены при дальнейшем изложении.

В пределах изученной площади распространения мезозойских и палеогеновых отложений, отделенных на севере от метаморфических образований Ванчского антиклинория Язгулемским разломом, а на юге — от толщ Рушанско-Пшартской зоны — одноименным Рушанско-Шартским надвигом, выделяется более 20 крупных складчатых дислокаций. Однако было бы неправильно думать, что указанные складки развиты повсеместно. Некоторые из них могут виргировать, расщепляясь на две аналогичные и одну цротивополажного знака- другие, напротив, по простиранию затухают и сливаются с доминирующими нарушениями, что в ито-цриводит к уменьшению общего числа дислокаций. Наконец, некоторые сз пр. Язгмемский

Фиг. 2. Геологическая карта-схема юго-западной части Язгулем-ского хребта, сопровождаемая геологическими разрезами.

Условные обозначения: I — Рушанско-Пшартская зона- Центральный Памир: 2 — гнейсы, сланцы и мраморы (РИ2 — рг1) — 3 — песчаники и известняки (о2, о 2-у & deg-з ^" ^ ~ песчаники и аргиллиты ()" 5 — мергели и известняки () — 6 — красноцветные песчаники (К1) — 7 — известняки (^) — 8 — андезиты, туфы и ту-фоконгломераты бартангской свиты (? ы) — 9 — пепловые туфы и туффиты разучской свиты (? гг) — 10 — аллювиальные отложения (< 2) — II — крупные надвиги- 12 — разрывы с амплитудой перемещения первые км до 5−6 км- 13 — тектоническая граница (& quot-шов"-) между известняками юры и верхнего мела- 14 — линии геологических профилей- 15−17 — только на разрезах: 15 — проекции на вертикальную плоскость осевых поверхностей антиклиналей- 16 — проекции на вертикальную плоскость осевых поверхностей синклиналей, номера складок ОПР: I — Бугузская антиклиналь, 2 — Вобзурская синклиналь, 3 -Тарзолдаринская антиклиналь, 4 — Шогниншадская синклиналь, 5 -Хуздорская антиклиналь, 6 — Выдвяджская синклиналь, 7 — Куифак-ская антиклиналь, 8 — Зарбзондская синклиналь, 9 — Сейгехарская антиклиналь, 10 — Вудорская синклиналь, II — Баджударинская антиклиналь, 12 — Торвархская синклиналь- номера складок ОСР: I — Во-марская антиклиналь и ее виргации (1,1, 1), П — Бухтург-ская синклиналь, Ш — Падрудская антиклиналь, 1У — Ходоржиодарин-ская синклиналь, У — Гумская антиклиналь, У1 — Бартангская синклиналь, УП — Даржомчская антиклиналь- 17 — уровень современного эрозионного вреза. из установленных складок по простиранию исчезают под плоскостью молодого Рушанско-Пшартского надвига.

Значительная часть складчатых дислокаций, из числа развитых в пределах Язгулемского хребта и долины р. Бартанг, рассмотрены в работах В. И. Дронова /14/, Х. С. Тадаидинова Д17/ и С.В. РуженцеваДОв/ Наши исследования подтвердили существование большинства описанных складок, хотя в ряде случаев в истолковании структуры последних имеются заметные различия между автором и вышеупомянутыми исследователями. Наряду с этим, целый ряд складок установлен впервые.

При дальнейшем описании я постарался сохранить наиболее удачные названия (имена собственные) нарушений, присвоенные им В.И. Дро-новым и С. В. Руженцевым, и лишь в тех случаях, когда в названии содержится некоторая неоцределенность (цримером мажет служить антиклиналь, названная С. В. Руженцевым Камочдаринской по имени реки, проложившей почти субмеридиональную долину, пересекающую, по меньшей мере, 4−5 крупных складок), осуществлялось переименование складчатых дислокаций. В этом случае при описании конкретной структуры в тексте указывается и то название, под которым эта складка значится в работе предвдущего исследователя.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Подводя итог рассмотрению тектонического строения и истории формирования покровно-складчатого сооружения Язгулемского хребта, следует остановиться на наиболее важных положениях, следующих из данной работы.

1. Установлено, что в пределах изученной территории Язгулемского хребта карбонатные отложения верхнего мела залегают на всех более древних образованиях мезозоя, как правило, с параллельным, реже со слабым угловым (региональным) несогласием (структурное несогласие между доверхнемеловым и верхний мел-палеогеновым комплексами повсеместно отсутствует), а все толщи мезозойско-па-леогенового разреза смяты (в ряде случаев дисгармонично) в конформные складки. Указанные соотношения свидетельствуют об отсутствии заметных проявлений позднемезозойских (позднекиммерийских) складкообразовательных движений в западной части Центрального Памира (а, возможно, и во всей Центрально-Памирской зоне) и позволяют утверждать, что решающее структурообразующее значение здесь имела послепалеогеновая (альпийская) складчатость& laquo-

2, Различия в степени дислоцированийсти триас-юрского и верхний мел-палеогенового комплексов, образования которых участвуют в строении области сокращенного разреза мезозоя-палеогена (бассейн Бартанга), обусловлены неодинаковыми физико-механическими (деформационными) свойствами слагающих их пород и, как следствие, неадекватной реакцией самих толщ на одни и те же тектонические усилия: в едином поле тектонических напряжений высокопластичные пес-чано-глинистые отложения верхнего триаса-средней юры деформировались гораздо интенсивнее, чем более компетентные вулканогенно-обломочные породы палеогена. Таким образом, одновременное возникновение в пределах ОСР складок различного масштаба (& quot-крупных"- и & quot-малых"-) связано с явлением дисгармоничной складчатости.

3. Мезозойская история развития западной части Центрального Памира отчетливо делится на два периода: с позднего триаса и до конца раннего мела здесь существовал прогиб миогеосинклинального типа- с середины мела указанная территория, не претерпев сколько-нибудь значительной структурной перестройки и & quot-завершающей"- складчатости, вступила в субплатформенную стадию своего развития — в ее пределах в условиях мелководного эпиконтинентального водоема стали накапливаться карбонатные осадки, а затем вулканогенно-об-ломочные образования палеогена. Следовательно, более поздние тектонические движения альпийской фазы диастрофизма, с которыми связано формирование современной покровно-складчатой структуры района Язгулемского хребта, имеют в известной степени наложенный характер, поскольку от собственно геосинклинальной стадии развития данной территории они отделены значительным промежутком времени. Таким образом, изучение истории развития Центрально-Памирской зоны в мезозое и кайнозое определенно свидетельствует в пользу представлений /79/ от отсутствии тесной и обязательной связи между процессами геосинклинального прогибания и складчатости.

4. Последовательность формирования покровно-складчатого сооружения Язгулемского хребта насчитывает два этапа. Первый этап связан с надвиганием недеформированной тектонической пластины, сложенной образованиями области полного разреза мезозоя-палеогена (ОПР), на также еще недислоцированные отложения области сокращенного разреза (ОСР). Во второй этап произошел срыв образовавшегося тектонического пакета относительно более глубинного структурного элемента и совместное смятие отложений, участвующих в строении тектонических пластин, в конформные складки сложной конфигурации.

5. Главенствующая роль в формировании современной складчатой структуры района Язгулемского хребта принадлежала горизонтальным движениям северо-западного направления, а второстепенную роль играли сравнительно малоамплитудные смещения масс обратного (юго-восточного) направления, ответственные за возникновение покровных структур типа ретрошарьяжей.

Ряд положений, высказанных в работе, не могут считаться в настоящее время твердо доказанными и поэтому допускают свою постановку в качестве задач для будущих исследований. По мнению автора, наиболее пристального изучения в дальнейшем заслуживают: а) явление макробудинажа и его структурные аналоги как вероятные показатели обстановки растяжения в период надвигания недислоцированных покровов под действием силы тяжести, б) структуры ретрошарьирова-ния (антивергентные складки и ретрошарьяжи) как возможные свидетельства гравитационного оползания ранее надвинутых аллохтонных масс с растущего во фронтальной части покровов поднятия, в) гравитационный механизм формирования крупных складчатых систем при условии наличия данных о миграции упора, вызывавшего складкообразование, в направлении надвигающихся масс.

ПоказатьСвернуть

Содержание

Глава I, Обзор представлений о геологическом строении и тектонике района Язгулемского хребта

Глава П. Очерк стратиграфии.

Глава Ш. Тектонические структуры района Язгулемского хребта. 37 Раздел I. Складчатая структура области полного разреза мезозойских и палеогеновых образований.

Раздел 2. Складчатая структура области сокращенного разреза мезозойских и палеогеновых образований.. 84 Раздел 3. Тектонические структуры зоны сочленения областей с различным типом строения мезозойского разреза (ОПР и ОСР).

Глава 1У. Причины надвигания недислоцированных покровов и генезис складчатости (на примере покровно-складчатого сооружения Язгулемского хребта).

Раздел I. Явление макробудинажа и субгоризонтального тектонического сшивания в пределах ОПР и его геологическая интерпретация.

Раздел 2. Генезис складчатости. ¦

Глава У. История формирования современной покровно-складчатой структуры Язгулемского хребта.

Глава УТ. Некоторые закономерности формирования покровноскладчатых сооружений фанерозоя.

Список литературы

1. Ажгирей Г. Д. Структурная геология. — М.: Изд-во МГУ, 1956, -493 с.

2. Ажгирей Г. Д. Складкообразование и горообразование. Бюлл.

3. МСШ1, отд. геол., 1966, т. 41, № 5, с. 44−52.

4. Арган Э. Тектоника Азии. М. -Л.: ОНТИ, 1935. — 193 с.

5. Архипов И. В. Особенности истории развития Памира в альпийскоевремя и его современная тектоническая структура. В кн.: Тектоника Памира и Тянь-Шаня. М.: Наука, 1964, с. 42−48.

6. Баженов М. Л., Буртман B.C. Кинематика Памирской дуги. Геотектоника, 1982, № 4, с. 54−71.

7. Баранов И. Г., Глазунов B.C. Река Бартанг. В кн.: Тадж. -Пам. экспед. 1935 г. М. -Л.: Изд-во АН СССР, 1936, с. 835−862.

8. Бархатов Б. П. Тектоника Памира. Л.: Изд-во ЛГУ, 1963.- 243 с.

9. Бархатов Б. П., Бархатова H.H. Развитие взглядов на тектонику

10. Памира. М. -Л.: Наука, Ленинград, отд-ние, 1962. — 52 с. -- (Труды /АН СССР, Геол. музей им. А.П. Карпинского- Вып. 13).

11. Белостоцкий И. И. Строение и формирование тектонических покровов. М.: Недра, 1978. — 238 с.

12. Белоусов В. В. Основы геотектоники. М.: Недра, 1975. — 261 с.

13. Белоусов В. В. Главные особенности механизма тектонических деформаций. В кн.: Очерки структурной геологии сложнодисло-цированных толщ. М.: Недра, 1977, с. 6−29.

14. Белоусов В. В. Механизм сложных деформаций в земной коре.1. Там же, с. 246−252.

15. Богданович К. И. Заметки о Куэль-Луне. Отт. Известия Русск. геогр. об-ва, 1894, т. XXX, вып. 2, с. 374−400.

16. Буданов В. И., Дронов В. И. К характеристике послеинверсионныхвулканогенных формаций Центрального Памира. В кн.: Материалы по геологии Памира. Душанбе: Изд-во А Н Тадж. ССР, 1964, вып. 2, с. 252−285.

17. Буртман B.C. О развитии reoсинклинальной складчатости. Геотектоника, 1972, № 2, с. 15−23.

18. Буртман B.C. Структурная эволюция палеозойских складчатых систем. М.: Наука, 1976. — 150 с. — (Труды /АН СССР, Геол. ин-т- Вып. 289).

19. Г7. Буртман B.C. Корреляция стадий и этапов деформаций складчатых областей. В кн.: Проблемы глобальной корреляции геологических явлений. — М.: Наука, 1980, с. 72−84. — (Труды/АН СССР, Геол. ин-т- Вып. 340).

20. Буртман B.C. Проблема формирования Памир-Пенджабского синтаксиса. Геотектоника, 1982, № 5, с. 56−63.

21. Буртман B.C., Гурарий Г. З. 0 природе складчатых дуг Памира и

22. Тянь-Шаня (по палеомагнитным данным). Геотектоника, 1973, № 2, с. 190−195.

23. Винниченко Г. П. Тектоническая зональность и основные чертыстроения и развития Центрального Памира в мезозое: Автореф. дис. на соиск. учен. степ. канд. геол. -мин. наук. Душанбе, 1970. — 27 с.

24. Винниченко Г. П. К проблеме горизонтальных движений в районе

25. Центрального Памира. Бюлл. МСИП, 1973, т. 48, № 4, с. 16−25.

26. Восконянц Г. С. К стратиграфии юрских отложений Центральнойструктурно-фациальной зоны Памира. Докл. А Н Тадж. ССР, 1962, т. 5, № 2, с. 33−37.

27. Геологический словарь (в двух томах). Изд-е 2-ое, исправленное.- М.: Недра, 1978. 486 с. и 455 с.

28. Геология СССР, т. 24: Таджикская ССР, ч.1. М.: Госгеолтехиздат, 1959. 735 с.

29. Геология и полезные ископаемые Афганистана. Книга I: Геология

30. Гл. ред. Ш. Абдулла, В.М. Чмырев- Отв. ред. В. И. Дронов. -М.: Недра, 1980. 535 с.

31. Гогель Ж. Основы тектоники. М.: Мир, 1969. — 440 с.

32. Горлов Н. В. Структура беломорид (Северо-Западное Беломорье).- Л.: Наука, 1967, — III с.

33. Григорьев A.C. Напряженное состояние и деформация прямоугольного вязкого массива при боковом смещении. В кн.: Текто-нофизика и механические свойства горных пород. М.: Наука, 1971, с. 61−72.

34. Григорьев A.C., Ионкин В. П. Решение задач тектонофизики методами механики твердого деформируемого тела. Обзор. Изв. АН СССР, физ. Земли, 1972, № I, с. 3−34.

35. Губин И. Е. Памир и сопредельные страны (схема тектоническогорайонирования). Изв. Тадж. фил. АН СССР, 1943, № 2, с. I0I-II7.

36. Гумбольдт А. фон Центральная Азия. Исследования о цепях гори по сравнительной климатологии. T. I/- Под ред. Д.Н. Анучи-на, пер. с фр. П. И. Бородзича. М., 1915. — 350 с.

37. Дебельмас Ж., Керкхове К. Крупные гравитационные покровы во

38. Франко-Итальянских и Франко-Швейцарских Альпах. В кн.: Сила тяжести и тектоника. М.: Мир, 1976, с. 196−207.

39. Дронов В. И. О трансгрессивном залегании известняков верхнегомела в пределах Центрального Памира. Докл. А Н Тадж. ССР, 1962, т. 5, № 2, с. 30−32.

40. Дронов В. И. Бартангский комплекс. Сов. геология, 1963, 16 3, с. 142−147.

41. Дронов В. И. 0 кембрийских отложениях в Центральном Памире.

42. Докл. А Н Тадж. ССР, 1963, т. 6, № 3, с. 48−51.

43. Дронов В. И. О южной границе Центрального Памира. В кн.: Материалы по геологии Памира. Душанбе: Изд-во А Н Тадж. ССР, 1964, выл. 2, с. 133−138.

44. Дронов В. И. Структурно-фациальные подзоны Центрального и Юго

45. Восточного Памира. В кн.: Тектоника Памира и Тянь-Шаня. М.: Наука, 1964, с. 14−24.

46. Дронов В. И. Основные структуры Таджикской депрессии и Гиндукуша. В кн: Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.: Наука, 1983, с. 123−132.

47. Дронов В. И., Андреева Т. Ф. Стратиграфия юрских отложений Центрального и Юго-Восточного Памира. В кн.: Стратиграфия юрской системы. Тбилиси, 1962, с. 343−358.

48. Дронов В. И., Буданов В. И. Палеогеновые вулканогенные образования приводораздельной части Язгулемского хребта и левобережья р. Танымас (Центральный Памир). Изв. А Н Тадж. ССР. Отд. физ. -мат., хим. и геол. наук, 1982, № 3(85), с. 51−61.

49. Дронов В. И., Левен Э. Я. Новые данные о пермских отложениях

50. Центрального Памира. Изв. Вузов, геол. и разв., 1971, № 3, с. 10−15.

51. Дюфур М. С. Геосинклинальный процесс и его эволюция. Вестн.

52. ЛЗУ. Сер. геол. и географ., 1967, № 3(18), с. 223−235.

53. Дюфур М. С., Руженцев C.B., Швольман В. А. 0 границе между зонами Северного и Центрального Памира. Геотектоника, 1965, № 6, с. 69−78.

54. Захаров С. А. Генезис покровной складчатости. Душанбе: Дониш, 1979. 168 с.

55. Захаров С. А. Проблемы тектоники Средней Азии. В кн.: Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.: Наука, 1983, с. 4−8.

56. Иванов Д-Л. Краткий очерк о геологическом исследовании на Памире. Зап. С-Петербург. мин. о-ва, 1886, сер. 2, т. 22, с. 388−421.

57. Казаков А. Н. Деформации и наложенная складчатость в метаморфических комплексах. Л.: Наука, 1976. — 238 с.

58. Казаков А. К. Геометрический анализ складчатых структур с помощью стереограмм. В кн.: Геологическая съемка сложно дислоцированных комплексов. Методическое пособие по геологической съемке масштаба 1: 50 ООО. Л.: Недра, 1980, вып. 6, с. 28−48.

59. Карапетов С'.С. Стратиграфия девонских отложений Центрального

60. Памира. В кн.: Материалы по геологии Памира. Душанбе- Изд-во А Н Тада. ССР, 1963, вып. 1, с. 9−20.

61. Карапетов С. С. Стратиграфия ордовикских отложений Центрального Памира. Изв. А Н Тадяс. ССР. Отд-ние физ. -мат. и геол. -хим. наук, 1963, вып. З, с. 101−110.

62. Карапетов С. С. О главной тектонической линии Памира. В кн. :

63. Тектоника Памира и Тянь-Шаня. М.: Наука, 1964, с. 37−42.

64. Карапетов С. С. Среднекаменноугольные отложения Центрального

65. Памира. В кн.: Материалы по геологии Памира. Душанбе: Изд-во А Н Тадж. ССР, 1964, вып. 2, с. 64−70.

66. Карапетов С. С., Миклухо-Маклай А.Д. К стратиграфии верхнекаменноугольных и пермских отложений Центрального Памира. Там же, с. 71−77.

67. Кириллова И. В. Элементы внутреннего строения сложнодеформированных толщ. В кн.: Очерки структурной геологии сложнодис-лоцированных толщ. М.: Недра, 1977, с. 30−63,

68. Клунников С. И. Юго-Западный Памир. Хорогский район. В кн. :

69. Тадж. -Пам. экспед. 1935 г. М. -Л.: Изд-во АН СССР, 1936, с. 888−900.

70. Клунников С, И. Проблемы тектоники Памира. Изв. Таднс. фил.

71. АН СССР, 1943, № 2, с. 171−177.

72. К стратиграфии ордовикских отложений Центрального Памира /В.И.

73. Дронов, Э. Я. Левен, Г. Г. Мельник, Б. Р. Пашков. Сов. геология, 1960, № 10, с. 133−136.

74. Кухтиков М. М. 0 так называемой геологической границе между Памиром и Алаем. Уч. зап, Т1У, 1955, т.6. с. 5−12. — (Труды/ фак. естеств. наук- Вып. 1).

75. Кухтиков М. М. Краевые разломы Памира и Дарваза. Уч. зап.

76. Т1У, 1956, т. 12, с. 3−17. (Труды/ фак. естеств. наук- Вып. 2).

77. Кухтиков М. М. Тектоническое районирование Памира в альпийскойструктуре. Уч. зап. Т1У, 1958, т. 17, с. 99−123. — (Труды/ фак. естеств. наук- Вып. З).

78. Кухтиков М. М. 0 шарьязсах Памира. Бюлл. М0ИП, отд. геол., 1981, т. 56, вып. 1, с. 3−15.

79. Кухтиков М. М., Винниченко Г. П. Стратиграфическое положение вулканогенно-обломочных толщ бассейна р. Бартанг. Изв. А Н Тадж. ССР. Отд-е физ. -мат. и геол. -хим. наук, 1973, 15 4, с. 74−80.

80. Кухтиков М. М., Винниченко Г. П. Краевые долгоживущие разломы

81. Памира. Душанбе: Доншп, 1977. — 168 с.

82. Кухтиков М. М., Винниченко Г. П., Черенков И. Н. Олистостромыскладчатых областей Памира и Гиссаро-Алая. В кн.: Тектоника Тянь-Шаня и Памира, М.: Наука, 1983, с. 78−86.

83. Кушлин Б. К. Стратиграфия триасовых отложений Центрального Памира. Б кн.: Материалы по геологии Памира. Душанбе: Изд-во А Н Тадж. ССР, 1963, вып. 1, с. 65−88.

84. Левен Э. Я. К вопросу о характере залегания пермских и триасовых отложений в пределах Центрального Памира. Докл. А Н Тадж. ССР, 1962, т. 5, 3, с. 21−24.

85. Левен Э. Я. О Зорташкольском покрове и природе Акбайтальскойзоны разломов. Изв. АН СССР, сер. геол., 1964, № 3, с. 101−104.

86. Лемуан М. О тектонике гравитационного скольжения в Западных

87. Альпах. В кн.: Сила тяжести и тектоника. М.: Мир, 1976, с. 207−222.

88. Леонов М. Г. Дикий фпиш Альпийской области. М.: Наука, 1975.- 139 с. (Труды/ АН СССР, Геол. ин-та- Вып. 199).

89. Леонов М. Г. Олистостромы и корреляция фаз тектонической активности (на примере Алышйско-Гималайского складчатого пояса).- В кн.: Проблемы глобальной корреляции геологических явлений. М.: Наука, 1980, с. 96−110. (Труды/ АН СССР, Геол. ин-т- Вып. 340).

90. Леонов Ю. Г. Глобальные орогенические события: орогенные периоды и эпохи тектогенеза. В кн.: Проблемы глобальной корреляции геологических явлений. М.: Наука, 1980, с. 33−71. -(Труды / АН СССР, Геол. ин-т- Вып. 340).

91. Леонов Ю. Г., Сигачев С. П. Тектоническая расслоенность бартангского параавтохтона. Геотектоника, 1984, № 2, с. 68−75.

92. Лукьянов A.B. Пластические деформации в земной коре. Тезисытектонического совещания & quot-Проблемы движений и структурооб-разования в коре и верхней мантии& quot-. Москва, 1983, с. 11−13.

93. Марковский А. П. О взаимоотношении Памира и Тянь-Шаня. В кн.:

94. Научн. итоги работ Тадж. -Пам. экспедиции АН СССР (геологическая группа). М. -Л.: Изд-во АН СССР, 1936, с. 219−280.

95. Милеев B.C. Механизм образования складчатости продольного расплющивания. Бюлл. МОИП, отд-е геол., 1971, т. 46, вып. 4, с. 147−148.

96. Миллер Ю. В. Тектоно-метаморфические циклы. I.: Наука, 1982.- 160 с.

97. Михайлова A.B. Методика количественной оценки перемещений, деформаций и напряжений в пластических непрозрачных моделях.- В кн.: Тектонофизика и механические свойства горных пород. М.: Наука, 1971, с. 38−48.

98. Мушкетов Д. И. 0 связи Тянь-Шаня с Памиро-Алаем. М.: изд-во

99. Геол. ком-та, 1919. 128 с. — (Материалы/ по общей и прикладной геологии- Вып. Ю).

100. Мушкетов И. В. Туркестан. Геологическое и орографическое описание по данным, собранным во время путешествий с 1874 по 1880 г., т. 1, ч.Х. Изд-е 2-ое, доп. — Пг., 1915. — 558 с.

101. Наливкин Д. В. Предварительный отчет о поездке летом 1915 г. в

102. Горную Бухару и на Западный Памир. Изв. Русск. Геогр. 06-ва, 1916, т. 52, вып. З, с. 203−237.

103. Наливкин Д. В. Очерк геологии Туркестана. Ташкент-М., 1926. 192 с.

104. Наливкин Д. В. Палеогеография Средней Азии. В кн.: Научныеитоги работ Тадж. -Пам. экспед. АН СССР (геологическая группа). М. -Л.: Изд-во АН СССР, 1936, с. 35−86.

105. Николаев В. А. Очерк магматической геологии Памира и Дарваза.- Там же, с. 330−392.

106. Обуэн Ж. Геосинклинали: Проблемы происхождения и развития.1. М.: Мир, 1967. 301 с.

107. Паталаха Е. И. Механизм возникновения структур течения в зонахсмятия. Алма-Ата: Наука, 1970. — 286 с.

108. Пашков Б. Р. О возрасте отложений зорабатской свиты в Центральном Памире. В кн.: Материалы по геологии Памира. Душанбе: Изд-во А Н Тадж. ССР, 1964, вып. 2, с. 38−43.

109. Пашков Б. Р., Швольман В. А. Рифтогенные окраины Тетиса на Памире. Геотектоника, 1979, № 6, с. 42−57.

110. Пейве A.B. Глубинные разломы в reoсинклинальных областях.

111. Изв. АН СССР, сер. геол., 1945, № 5, с. 23−46.

112. Пейве A.B. Общая характеристика, классификация и пространственное расположение глубинных разломов. Главнейшие типы глубинных разломов. Статья I. Изв. АН СССР, сер. геол., 1956, В I, с. 90−105.

113. Пейве A.B. Связь осадконакопления, складчатости, магматизма иминеральных месторождений с глубинными разломами. Главнейшие типы глубинных разломов. Статья 2. Изв. АН СССР, сер. геол., 1956, & 3, с. 57−71.

114. Петрушевский Б. А. Палеогеография и тектоника Афганистана и

115. Таджикистана. Труды/ АН СССР, Ин-т геол. наук, 1940, вып. 8, № 3, с. 27−41.

116. Попов В. И. История депрессий и поднятий Западного Тянь-Шаня.

117. Ташкент: Изд-во Ком. наук УзбССР, 1938. 416 с.

118. Поршняков Г. С. Этапы формирования тектонических структур различных сегментов герцинид Южного Тянь-Шаня. В кн.: Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.: Наука, 1983, с. 66−73.

119. Поспелов И. И. Тектонические покровы Юго-Западного Дарваза ипроблема Дробак-Рабатского краевого разлома. Докл. АН СССР, 1981, т. 261, № I, с. 168−172.

120. Поспелов И. И. Тектоническое строение и история развития Калайхумб-Сауксайской зоны Северного Памира.: Автореф. дис. на соиск. учен. степ. канд. геол. -мин. наук (04. 00. 04). -М., 1984. 24 с.

121. Поспелов Щ И., Сигачев С. П. 0 ретрошарьяжах Памира. Докл.

122. АН СССР, 1984, т. 277, №, с.

123. Промежуточный отчет Бадахшанской стратиграфической партии поработам 1960 г. /В. И-Дронов, Э. Я. Левен, С. С. Карапетов и др. Сталинабад, 1961 г. — 546 с.

124. Промежуточный отчет Бадахшанской стратиграфической партии поработам 1963 г. /В.И. Дронов, А. Х. Кафарский, Т. Ф. Андреева и др. Душанбе, 1964 г. — 612 с.

125. Рамберг X. Моделирование тектонических движений, вызываемыхсилой тяжести при помощи центрифуги. В кн.: Сила тяжести и тектоника. М.: Мир, 1976, с. 70−88.

126. Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана. /Гл. ред. Р. Б. Баратов. Душанбе: Дониш, 1976, — 268 с.

127. Руженцев C.B. Тектонические покровы Музкольского хребта

128. Центральный Памир). Изв. АН СССР, сер. геол., 1965, № 3, с. 81−93.

129. Руженцев C.B. Тектонические покровы бассейна рек Кудара и

130. Танымас (Центральный Пат, шр). Докл. АН СССР, т. 181, 1968, № 2, с. 436−438.

131. Руженцев C.B. Тектоническое развитие Восточного Памира и рольгоризонтальных движений в формировании его альпийской структуры. М.: Наука, 1968. — 204 с. — (Труды/ АН СССР. Геол. ин-т- Вып. 192).

132. Руженцев C.B. Тектоническая структура Ванчского хребта (Центральный Памир). Докл. АН СССР, 1970, т. 190, № I, с. 173−175.

133. Руженцев C.B. Особенности структуры и механизм образованиясорванных покровов. М.: Наука, 1971. — 135 с. — (Труды/ АН СССР, Геол. ин-т- Вып. 223).

134. Руженцев C.B., Поспелов И. И., Сухов А. Н. Тектоника Калайхумб

135. Сигачев С. П. Явление макробудинажа и тектонического сшиванияна Язгулемском хребте (Центральный Памир). Докл. АН СССР, 1984, т. 276, № 4, с. 939−943.

136. Синицын Н. М. Северо-Памирский краевой разлом (о северной геологической границе Памира). Уч. зап. ЖУ, сер. геол. наук, 1959, № 268, вып. 10, с. 85−101.

137. Ситтер Л. У. Структурная геология. М.: Изд-во иностр. литры, I960. 473 с.

138. Таджидинов Х. С. К стратиграфии Бартангского вулканогенногокомплекса. Изв. А Н Тадж. ССР, отд. физ. -мат. и геол. -хим. и техн. наук, 1963, вып. З, с. 89−100.

139. Таджидинов Х. С. О согласном залегании известняков на складчатые образования верхнего триаса + средней юры в бассейне р. Бартанг. Докл. А Н Тадж. ССР, 1963, т. 6, № 9, с. 29−32.

140. Таджидинов Х. С. 0 возрасте бартангской вулканогенной формации (Западный Памир). Докл. А Н Тадж. ССР, 1964, т. 7, № 2, с. 36−38.

141. Тектоническое развитие Памиро-Гималайского сектора альпийского складчатого пояса. /С.В. Руженцев, В. А. Швольман, Б. Р. Пашков, И. И. Поспелов. В кн.: Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.- Наука, 1983, с. 167−175.

142. Тектоника Евразии: Объяснительная записка к тектоническойкарге Евразии м-ба 1:5 ООО ООО. /Гл. ред. А. Л. Яншин. -М.: Наука, 1966. 486 с.

143. Тектоника Памиро-Гималайского сектора Азии. /А.В. Пейве, B.C.

144. Буртман, С. В. Руженцев, А. И. Суворов. В кн.: Гималайский и альпийский орогенез: Межд. геол. конгр., ХХП сессия: Доклады сов. геологов, Проблема П. М.: Недра, 1964, с. 156−172.

145. Тектоника Северной Евразии: Объяснительная записка к Тектонической карге Северной Евразии масштаба 1:5 ООО ООО. /А.Б. Пейве, Л. П. Зоненшайн, А. Л. Книппер и др. М: Наука, 1980. 220 с.

146. Тохтуев Г. Б. Структуры будинаж и их роль в локализации оруденения. Киев: Наукова думка, 1967. — 215 с.

147. Тохтуев Г. В. Закономерности деформаций в неоднородно-слоистых геологических средах Киев: Наукова думка, 1972. -122 с.

148. Хаин Б. Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1973. — 511 с.

149. Хилс Е. Очерки структурной геологии. М.: Изд-во иностр. лит-ры, 1954. 174 с.

150. Швольман В, А. Тектоническое развитие Памира в меловом и палеогеновом периодах. М.: Наука, 1977. — 160 с. — (Труды/ АН СССР, Геол. ин-т- Вып. 302).

151. Швольман В. А. Мезозойский офиолитовый комплекс на Памире.- Геотектоника, 1980, № 6, с. 72−81.

152. Штилле Г. Избранные труды. М.: Мир, 1964. — 887 с.

153. Эволюция метаморфических поясов альпийского типа (Центральный Памир). /В.А. Глебовицкий, М. С. Дюфур, Ю. В. Миляер и др.- Л.: Наука, 1981. 206 с.

154. Юдин Г. Л. Материалы по геологии долины р. Бартанг. В кн. :

155. Труды/Лам. экспед. 1928 г. Л.: Изд-во АН СССР, 1931, вып. 7, с. 89−106.

156. Ярошевский В. Тектоника разрывов и складок. М.: Недра, 1981. 245 с.

157. Badoux H., Ivlercanton G. Essai sur l’evolution tectonique des- 226

158. Prealpes Medianes du Chablais. Eclog. Geol. Helv., 1962, 55, p. 135−188.

159. Gidon M. A propos de l’eventail brianqonnais. C.R. Somm. Socgeol. Fr., 1962, N0 1, p. 12−15.

160. Gidon M. Les deformations de la couverture des Alpes occidentales externes dans la region de Grenoble- leurs rapports avec celles du socle. «C.r. Acad. Sci. «, 1981, ser. 2, t. 292, N 14, p. 1057-Ю60.

161. Lugeon M., Gagnebin E. Observations et vues nouvelles sur legeologie des prealpes Romandes. Ivlem. Soc. Vaud. Se. Nat. 1941, t. 47, pp. 1−90. 159″ Machatschek F. Landeskunde von Russischan Turkestan -Stuttgart, Engelhorn, 1921, 348 с.

162. Paquet J. Etude geologique de l’ouest de la province de Mure:

163. Espagne). Mem. Soc. geol. Fr., nouv. ser., 1969, v. 48, Paris, 270 p.

164. Richthofen F. Uber Gestalt und Gliederung einer Grundliniein der Morphologie Ost-Asiens. Berlin, 1900, t. X, 925.

165. Tricart P. Les retrocharriages dans les Alpes franco-italiennes: evolution des structures sur la transversale Einbruna: Quegras (Hautes Alpes). Sei. Geol. Bull., 1975, t. 28,1. N 3, p. 239−259.

166. Tricart P. Les retrocharriages sur la transversale de Gu. illestre (Alpes franco-italiennes). 4-eme Reun. annu. sci, Terre, Paris, 1976, p. 384.

167. Vergely p. Origine «vardarienne», chevauchement vers l’Ouestet retrocharriage vers l’Est des ophiolites de Macedonie (Grece) au cours du Jurassique superieur Eocretace. -C.R. Acad. Sci., Paris, 1975, t. 280, p. 1063−1066.

168. Vergely P. Chevauchement vers l’Ouest et retrocharriage versl’Est des ophiolites: deux phases tectoniques au cours du Jurassique superieur Eocretace dans les Hellenides internes. — Bull. Soc. geol. Fr., 1976, Ser. 7, v. 18, N 2, p. 231−244.

Заполнить форму текущей работой