|
кремней Є-О2 мощностью до 2000м, залегающих несогласно на протерозойских отложениях.
протерозойских отложениях. На остальной территории разрез пород Є1-Оз сложен терригенно-вулканогенными образованиями. Но и здесь в одних районах больше развита нижняя (Є1-О2) эффузивная его часть, в других - верхняя (Є2-О3) терригенная. Основание разреза слагают диабазы, порфириты, спилиты, туфы с прослоями яшм, песчаников, сланцев, известняков Є1 мощностью 800-З000м. Выше располагаются песчаники, конгломераты, туфы, порфириты, кремни Є2-О1 мощностью 1000-4600м. Еще выше находится мощная (несколько км) толща зеленовато-серых песчаников, сланцев, конгломератов с прослоями туфов, порфиритов О1-3.
С резким угловым несогласием на отложениях PZ1 залегает терригенно-эффузивная толща Д1-3. Нижняя ее часть сложена андезитами, дацитами, андезито-базальтами, туфами, глинистыми и кремнистыми сланцами Д1 мощностью 500-600м. На них залегают липариты, дациты, фельзиты и туфы Д1-2 - 500-1500м. Выше закартированы красноцветные песчаники Д2 - 100-300м; трахиандезитовые и андезито-базальтовые порфириты и их туфы Д2 - 700-1100м; базальты, андезиты, туфы Д2 -1200м; липариты, дациты, фельзиты и их туфы Д2-3 - 300 - 600м.
С размывом и небольшим несогласием на вулканитах Д1-3 или с резким угловым несогласием на ордовике залегают красноцветные терригенные образования Д3-Р. Начинаются они красноцветными полимиктовыми и аркозовыми песчаниками с прослоями конгломератов и сланцев Д3-С1 мощностью 300-600м. Они согласно сменяются конгломератами, песчаниками, алевролитами, с прослоями известняков, туфов С1-3 - 1500-5000м. Завершают разрез трахибазальтовые и андезитовые порфириты, дациты, туфы, глинистые сланцы, песчаники, алевролиты С3-Р1 мощностью до 1500м.
Единого разреза перечисленных выше стратифицированных толщ в Северном Тянь-Шане нет. Отдельные его части с тектоническими контактами разбросаны по всей его территории.
* * *
Интрузивный магматизм в Северном Тянь-Шане развит очень интенсивно.
Наиболее древними его представителями являются плагиограниты, граниты, гранодиориты, гнейсограниты R, развитые в Таласском и на западных флангах Киргизского хребтов. Широкого распространения они не получили, генезис их не расшифрован.
С нижнепалеозойскими терригенно-вулканогенными толщами тесно связаны диориты, габбро, габбро-диориты, серпентинизированные гарцбургиты кембрия, образующие часто цепочку небольших линз в Сусамырском, Джумгальском, Джетымбельском хребтах и горах Каракатты или лентовидные субсогласные залежи в Терскей-Алатоо.
Более широко распространены гранодиориты, тоналиты, кварцевые монцониты О1-2, синхронные с окружающими терригенно-вулканогенными породами. Они образуют интрузивные тела длиной до 150км и шириной до 50км в Киргизском, Суусамырском, Терскейском хребтах. В составе многих массивов часто выделяют четыре фазы их образования: от габбро и габбро-диоритов до гранодиоритов и гранитов.
Однако самое широкое распространение в Северном Тянь-Шане получили гранитоиды О3-S, слагающие крупные батолиты размером до 2500км2. Все массивы вытянуты в субширотном направлении. Интрузии прорывают складчатые ордовикские отложения, фиксируя коллизионную фазу каледонского тектогенеза. Начинается интрузивная деятельность диоритами, кварцевыми диоритами и через адамелиты и гранодиориты завершается гранитами, лейкократовыми гранитами и даже щелочными гранитами. Силурийская лейкократовая фаза часто картируется отдельно.
Менее развиты герцинские интрузии. В восточном борту Чуйской долины известны мелкие тела лейкократовых, аплитовидных гранитов и гранофиров Р. На восточном окончании Киргизского хребта расположен Ортотокойский массив сиенитов, нефелиновых сиенитов и граносиенитов Р площадью около 200км2. Более мелкие подобные массивы щелочных пород имеются в Джумгальском и Сусамырском хребтах.
|
* * *
Генеральные простирания каледонид Северного Тянь-Шаня образуют выпуклую к югу дугу. На западе республики преимущественные простирания пород и структур северо-западные, в центральной части - субширотные, на востоке - северо-восточные. В предполагаемом вертикальном разрезе пород можно выделить несколько структурных этажей: дорифейский (PR1), исседонский (R1-2), байкальский (R3-V), каледонский (PZ1), эпикаледонский (Д-Р), альпийский (MZ-KZ).
Однако нормальные пространственные и временные взаимоотношения между структурными этажами редки. Повсеместно наблюдается блоковое строение, когда соседние по латерали участки резко отличаются друг от друга по составу и возрасту пород. Такие различия обнаруживаются уже в допалеозойском фундаменте. Так, Таласский хребет сложен только осадочными породами с относительно простыми складчатыми формами, тогда как на остальной площади широко представлены средние и основные эффузивы с более сложной внутренней структурой. Но особенно дифференцирована площадь Северного Тянь-Шаня по распространению PZ1 образований. На основании того, какая часть разреза пород PZ1 (нижняя-эффузивная или верхняя-терригенная) находится в том или ином месте, ранее выделялось множество тектонических зон и подзон: раннекаледонских, позднекаледонских, эвгеосинклинальных, миогеосинклинальных, геоантиклинальных. По химизму и составу терригенно-вулканогенные породы PZ1 типично островодужные. Поэтому с позиций теории тектоники плит весь регион сейчас относится к нижнепалеозойской островодужной системе. Можно выделить внутри нее элементы вулканических дуг, междуговых прогибов, аккреционной призмы в сложных тектонических взаимоотношениях между собой и с сиалическим и симатическим фундаментом. Местами обнаруживается, что офиолитовый комплекс PZ1 находится в аллохтонном залегании (горы Каракатты). Поэтому возможны два варианта расшифровки геологической позиции островодужных толщ PZ1: или они находятся на месте своего образования в итоге субдукционных процессов, лишь слабо дислоцированные последующими складчатостью и разрывной тектоникой; или они надвинуты (обдуцированы), аллохтонны, без корней, что объясняет беспорядочное расположение в пространстве различных элементов бывшей островной дуги и присутствие под эффузивами и ультрабазитами известняков и сланцев пассивной окраины континента. Второй вариант более вероятен.
Средне-верхнепалеозойские отложения образовались в процессе тектонической активизации (континентального рифтогенеза) каледонского складчатого основания. Они также имеют блоковое строение, непрерывные разрезы редки. Процессы надвигания затронули и эти породы. Но они чаще образуют складчатые структуры с относительно спокойным залеганием пород.
* * *
|
|
Таким образом, на территории Северного Тянь-Шаня преимущественно развиты допалеозойские метаморфические и нижнепалеозойские островодужные осадочно-вулканогенные образования. Подчиненная роль принадлежит средне-верхнепалеозойским вулканогенным и терригенным породам. Примерно половину площади региона на поверхности занимают гранитоиды ордовика-силура.Основная складчатость каледонская. Строение в основном блоковое. Таласский район, к примеру, можно рассматривать как отдельный структурный элемент, не имеющий ничего общего с остальной территорией Северного Тянь-Шаня. Наиболее развиты субширотные (продольные) крутые разломы, но мало уступают им по развитию северо-западные и северо-восточные (поперечные) нарушения. Затушевана, но очевидно велика, роль каледонских, герцинских, альпийских надвигов.
|
|
Срединный Тянь-Шань.
Складчатая система Срединного Тянь-Шаня прослеживается субширотной полосой шириной 20-100км по Центральному Тянь-Шаню. Таласо-Ферганским поперечным разломом она делится на две изолированные части: Нарынскую (восточную) и Чаткальскую (западную). Северной границей ее является линия Николаева, южной - Атбаши-Иныльчекский (в нарынском секторе) и Карасуйский (в чаткальском секторе) разломы.
|
Наиболее древними породами являются гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты, мраморы PR1? Они образуют тектонические блоки, отделяясь от более молодых пород только разломами.
|
Отложения R-V образуют крупные моноклинали в восточной части региона. Основание разреза сложено аркозовыми песчаниками, липаритовыми порфирами, туфами, туфопесчаниками с покровами порфиритов R мощностью 2000- 2500м. Верхняя часть разреза представлена тиллитоподобными конгломератами с горизонтами гематитовых и магнетитовых руд, пестроцветными песчаниками, сланцами, алевролитами V мощностью 750-3500м. Нижний и верхний контакты тектонические.
Породы Є1-S1 распространены в обоих секторах Срединного Тянь-Шаня. Начинают разрез углеродисто-кремнистые, кремнисто-глинистые сланцы с прослоями известняков Є-О2 - 100-1600м. На них залегают пестроцветные кремнистые и глинистые сланцы О1-2 - 250-670м, а выше - мощная толща зеленовато-серых песчаников, сланцев, алевролитов, конгломератов с прослоями порфиритов (толщи О2, О2-3, S1) - 100-7000м. Наличие нижнего силура доказано только в Чаткальском регионе, а в Нарынском - разрез заканчивается верхним ордовиком.
Вулканогенный разрез Д1-2 наиболее развит в западном (Чаткальском) секторе. Он представлен андезитами, дацитами, липаритами, туфами, алевролитами, песчаниками, конгломератами (толщи D1-2, D2?), мощностью 50-4500м. Небольшие тектонические блоки этих пород наблюдаются и в восточном секторе региона.
Выше расположена толща терригенно-карбонатных пород D2-С3. В основании- характерные только для Срединного Тянь-Шаня континентальные красноцветные гравелиты, песчаники и алевролиты D2-3, залегающие с видимым несогласием на ордовике. Мощность 350-2000м. Продолжает разрез мощная (3000-4000м) толща известняков D3-С1, а затем - сланцев, алевролитов, песчаников, конгломератов с прослоями известняков С1-3-около 3000м.
На юго-западном склоне Чаткальского хребта развита своеобразная толща андезит-дацитовых порфиритов с прослоями песчаников, конгломератов, известняков C2 мощностью до 3100м.
Завершают разрез вулканогенно-терригенные образования С3-Р2. В Нарынском секторе они представлены в основном терригенными породами:песчаниками, алевролитами, конгломератами, пестроцветными сланцами С3 (около 1000м) и песчаниками, глинистыми сланцами Р1 мощностью более 1000м. В Чаткальском регионе кроме красноцветных песчаников, сланцев, конгломератов С3 присутствуют в большом объеме андезитовые, дацитовые, трахиандезито-базальтовые порфириты, туфоконгломераты, лавобрекчии Р1 мощностью 600-3900м, заполняющие молодые грабены.
* * *
Интрузивная деятельность в Срединном Тянь-Шане по сравнению с северным регионом имела более ограниченный масштаб.
На крайнем востоке (верховья р.Нарын, бассейн р.Сарыджаз) и западе (бассейн р.Сандалаш) развиты позднепротерозойские порфировидные граниты и гранодиориты, плагиограниты, "шаровые" граниты. Интрузии сарыджазского комплекса достигают в длину 100км и тесно связаны с метаморфическими толщами PR1, а массивы в Чаткальском районе слагают мелкие тектонические блоки.
Небольшое распространение получили силурийские интрузии. Они сложены гнейсовидными гранитами и гранодиоритами. К ним отнесены узкий, вытянутый массив гранитов вдоль южной границы Срединного Тянь-Шаня на его восточном фланге и Зексайский массив гранитов и гранодиоритов в бассейне р.Кассан в Чаткальском регионе. Возраст их обоснован пока слабо.
Более интенсивно развиты герцинские интрузии. Среди них преимущественное распространение получили гранодиориты C2-3. Наиболее крупный массив (300км2) расположен около оз.Сонкуль. Большое количество более мелких интрузивных тел этого комплекса обнажаются в Чаткальском и Сандалашском хребтах. Небольшие тела выявлены в южном борту линии Николаева. Интрузии прорывают отложения карбона и сложены пестрой гаммой пород: габбро, монцониты, диориты, сиенито-диориты, гранодиориты, граносиениты, граниты, гранит-порфиры, разделенные на 4 фазы.
Завершают интрузивную деятельность граниты, гранодиориты и граносиениты C3-P1. Внутри этого сложного комплекса выделяют граниты и гранодиориты C3, лейкократовые граниты и аляскиты Р1, сиениты, монцониты и граносиениты Р.
|
Следует особо подчеркнуть большой размах верхнепалеозойской интрузивной деятельности на юго-западном фланге Чаткальского региона, резко отличающего его по этому признаку от остальной площади Срединного Тянь-Шаня.
* * *
В структурном плане восточный и западный секторы Срединного Тянь-Шаня отличаются друг от друга.
Складчатые структуры в Нарынском секторе имеют преимущественно широтное простирание. Восточная его половина сложена почти всеми перечисленными выше структурно-вещественными комплексами, западная - сложена преимущественно отложениями PZ3. Взаимоотношения между комплексами пород расшифровываются неоднозначно.
Один из возможных вариантов такой. В хребте Акшийрак (самое узкое место Срединного Тянь-Шаня) осевая (средняя) часть его сложена метаморфическими породами PR1. На север и юг от метаморфидов, на обоих склонах этого хребта, симметрично относительно самых древних пород протягиваются с перерывами узкие тектонические полосы вначале кислых эффузивов и тиллитов R-V, затем кремней и песчаников Є-О1, потом известняков, сланцев, песчаников Д2-С3. Падения северных полос - на юг, южных - на север, т.е. под хребет, образуя отрицательную по форме структуру. Контакты только надвиговые, пологие, хорошо подчеркивающиеся рельефом. При воздымании оси складки в западном направлении полосы разновозрастных и разнофациальных пород (чешуи) противоположных крыльев складки соединяются на поверхности между собой, образуя типичную синформу.
Каждая выше расположенная тектоническая чешуя слагается более древними породами. Самое нижнее структурное положение занимают терригенно —карбонатные породы PZ3. При сохранении подъема оси складки в западном направлении постепенно друг за другом исчезают с поверхности самые верхние- древние породы и в западной части Нарынского сектора Срединного Тянь-Шаня остаются на поверхности только породы нижней чешуи- известняки, песчаники, сланцы Д2-С3. После шарьирования (в РZ3) происходило складкообразование, а затем неоднократное дробление структур на блоки вертикальными разломами.
Разделяющая Северный и Срединный Тянь-Шань "линия Николаева" большинством геологов считается древней - долгоживущей (допалеозойской). Однако, если сравнить расположенные по обе стороны разлома рифейские, вендские, кембрийские, ордовикские и силурийские осадочные, вулканогенные и интрузивные комплексы, то становится ясно, что такие резко различные по условиям образования породы не могли одновременно формироваться рядом друг с другом, а приведены в соприкосновение уже намного позже своего происхождения. Разлом этот не древнее РZ3 и очевидно пострудный по отношению к месторождениям золота и других полезных ископаемых. Такое же заключение можно сделать и относительно Атбаши-Иныльчекского разлома.
Породы Срединного Тянь-Шаня по составу и возрасту близки таковым Китайской платформы. А весь Срединный Тянь-Шань является чужеродным структурным элементом среди складчатых структур Северного и Южного Тянь-Шаня.
В Чаткальском регионе складчатые структуры имеют северо-восточное простирание, меняющееся на юго-восточное около Таласо-Ферганского разлома. Северо-восточный его фланг сложен преимущественно терригенными и карбонатными породами палеозоя, собранными в складки СB направления и прорванными мелкими интрузивными телами. Более сложно устроена противоположная (юго-западная) его часть. Здесь присутствует весь разрез пород Срединного Тянь-Шаня: от протерозоя до перми. Интенсивно проявлен верхнепалеозойский магматизм. Строение складчато-глыбовое: наблюдается сложная мозаика мелких тектонических блоков, сложенных различными породами и отделенных друг от друга разломами. Понятно, что это не первичное их положение. Тектонический механизм, приведший к такому сложному взаимоотношению мелких блоков, не совсем ясен. Вероятнее всего это следствие обычной для Тянь-Шаня последовательности процессов: шарьирование, складчатость, интрузивный магматизм, вертикальные перемещения по системе нескольких крутых разломов, неравномерная денудация.
|
Нет пока единого мнения и о Таласо-Ферганском разломе -крупной поперечной структуре, рассекающей складчатые системы Срединного и Южного Тянь-Шаня. Он протягивается далеко на юго-восток вдоль границы Памира с Таримской платформой и далее в Гималаи параллельно краю Индийской платформы. Это явно правый сдвиг с амплитудой до 250 км. Движения происходят и в настоящее время. Глубина распространения по геофизическим данным 10- 15км. Время заложения его не ясно, но не ранее верхнего палеозоя.
|
Южный Тянь-Шань
Герциниды Южного Тянь-Шаня расположены южнее складчатых сооружений Срединного Тянь-Шаня. На юге они граничат со складчатой системой Северного Памира (западнее Таласо-Ферганского разлома) и с Таримской платформой (в нижнем течении р.Сарыджаз).
Главная роль в строении этого региона принадлежит осадочным и вулканогенным толщам PZ2 и PZ3. Допалеозойские породы и интрузивные тела имеют подчиненное значение. Основная фаза складчатости верхнепалеозойская.
Самой характерной чертой геологии Южного Тянь-Шаня является наличие нескольких практически одновозрастных, но резко фациально различных разрезов пород, во взаимоотношении которых и находится ключ к разгадке внутреннего строения региона. Поэтому описание стратифицированных пород дается ниже не по возрасту, а по типам разрезов.
Таласо-Ферганским разломом Южный Тянь-Шань делится на две складчатые системы: Туркестано-Алайскую (на западе) и Кокшаальскую (на востоке), имеющие много общих черт, но и существенные различия.
Лучше изучена Туркестано-Алайская система. На ее территории получили развитие не менее восьми типов разрезов домезозойских пород.
Метаморфический (канский, майлисуйский) разрез пород R?+S-Д2 обнажен в южных и северо-восточных бортах Ферганской долины. Он сложен зелеными серицит-эпидот-хлорит-актинолитовыми и кремнисто-хлоритовыми сланцами, кремнями с прослоями песчаников, известняков, горизонтами и линзами серпентинитов. Мощность- до 1200м. Рифейский возраст принят условно. На зеленых сланцах согласно залегают неметаморфизованные известняки, кремнистые и глинистые сланцы S-Д2 мощностью до 900м, совместно с филлитами участвующие в складкообразовании.
Вулканогенный (киргизатинский) тип разреза S2-C1 представлен базальтами, кремнистыми и глинистыми сланцами S2-Д- 500м, базальтами Д1-2 - 1500-3200м, кремнями с прослоями известняков, эффузивов Д2 -C1- 100м.
Терригенно-кремнистый (шаланский) сокращенный тип разреза S1-C2 имеет небольшую мощность (первые сотни м) и состоит из граптолитовых кремнистых и глинистых сланцев силура, кремнистых сланцев девона , известняков и кремнистых сланцев С1-2.
Известняковый (актурский, яурунтузский) тип разреза S2-C2 состоит из известняков лудлова (100м), органогенных известняков Д1 (300м), светло-серых известняков Д2 (550м), слоистых известняков Д3 (до 300м), светлых массивных известняков C1 (200м), известняков, песчаников, сланцев C2 (100-300м). Терригенный (чаувайский) тип разреза S1-C2 сложен пестрыми сланцами лландовери -400м, кварцитовидными песчаниками венлока - 0-250м, алевролитами, сланцами, песчаниками лудлова - 600м, конгломератами, гравелитами, алевролитами, песчаниками девона -0-1700м, слоистыми известняками с прослоями глин и кремнистых сланцев C1- 0-400м.
Известняково - доломитовый (алайский) тип разреза Д2-С2 представлен черными доломитами живета- до 800м, известняками и доломитами Д2-3 -свыше 500м, слоистыми известняками и доломитами Д3fr - свыше 500м, доломитами Д3fm - 600м, темными известняками и доломитами C1t - свыше 300м, массивными известняками C1v- 300- 400м, слоистыми известняками с линзами кремней С1-2 -100-200м, пятнистыми известняками С2Ь- 0-80м, слоистыми известняками C2m1- до 200м, песчаниками C2m1-2 - 50-300м.
* * *
Все перечисленные выше породы образуют на северном склоне Туркестано-Алая узкие (1-Зкм) широтные полосы, закономерно чередующиеся друг с другом. Контакты между ними только тектонические. В большинстве случаев это надвиги, плоскости которых согласны с окружающими породами. Сейчас уже мало кто сомневается в покровно-чешуйчатом строении региона. Автохтоном является известняково-доломитовый (алайский) разрез пород, который перекрыт по надвигу терригенными отложениями S1-C2. На последние надвинуты известняки S2-C2, затем терригенно- кремнистый разрез S1-C1, основные эффузивы S2-C1, которые в свою очередь скрываются под зелеными сланцами докембрия. Наличие крупных (20км в поперечнике) тектонических останцов силурийских песчаников и сланцев, лежащих на каменноугольных известняках, фаунистически обосновано в междуречье рек Исфайрам-Абшир (Тегермачский покров).
|
Все тектонические чешуи затем согласно дислоцированы в крупные складки (антиформы и синформы) и разбиты вертикальными (преимущественно широтными) разломами, в результате
|
чего мы и наблюдаем современную картину взаимоотношения узких тектонических полос разнофациальных пород.
В Кокшаальском секторе Южного Тянь-Шаня также можно видеть очень сходные с описанными выше метаморфический (атбашинский), вулканогенный (ортосуйский, кайнарский, ташрабатский), известняковый (борколдойский, уланский) и терригенный (балыктинский, бедельский, майдантагский) типы разрезов среднепалеозойских пород. Они незначительно отличаются от Туркестано-Алайского региона (особенно его южных флангов) составом и возрастом слагающих пород. Площади распространения различных типов пород имеют на поверхности дуговые и полосовидные формы. Контакты часто надвиговые. Здесь тоже можно сделать вывод о широком развитии шарьяжных структур.
Нерасчлененные (на прилагаемой схеме) сложные по составу толщи пород S2-C1 в Восточном Алае, Атбашинском хребте и в бассейне реки Сарыджаз при детальном изучении также обнаруживают покровное строение. Мелкие чешуи тех же среднепалеозойских терригенных пород, известняков, средних и основных эффузивов, кремней смяты совместно в складки и разбиты на мелкие блоки вертикальными позднепалеозойскими разломами.
Верхнепалеозойские отложения C3-P1 Южного Тянь-Шаня отличаются преимущественно терригенным составом. Они представлены молассово- флишоидными осадками, характеризующими орогенную стадию развития герцинид: конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты, глинистые сланцы с прослоями известняков, кислых эффузивов. Окраска красноцветная. Мощность до нескольких километров.
* * *
Интрузивная деятельность в Южном Тянь-Шане не отличается большими масштабами. Наиболее древние мелкие ультрабазитовые тела (серпентинизированные гарцбургиты) тесно связаны с вулканогенными и метаморфическими породами. Из-за небольших размеров они не показаны на схеме.
Гранитоидный магматизм начинается кварцевыми диоритами, гранодиоритами, монцонитами Р, распространенными только в Туркестано-Алае. В комплексе выделены две фазы: сиенит- диорит- гранодиоритовая и гранодиорит-гранитовая. Наиболее крупным массивом является Кичикалайский -550 км2.
Чуть позже внедрились гранодиориты, граниты и аляскиты Р. Несколько большее развитие они получили в восточной части региона. Эти комплексы также сформировались в две фазы: 1) граниты, адамеллиты, гранодиориты, граносиениты и 2) лейкократовые и аплитовидные граниты. Самые крупные массивы (Учкошконский, Акшийракский) обнажаются на площади 200-З00км2.
Завершается интрузивный магматизм щелочными и нефелиновыми сиенитами Р-Т. Сложно устроенные интрузии образуют небольшие (1-З0км2) тела. Больше они развиты в Туркестано-Алайском секторе, где слагают цепочку щелочных массивов длиной более 150км вдоль южной границы интрузивного пояса.
* * *
Таким образом, Южный Тянь-Шань отличается от Северного и Срединного тем, что сложен несколькими одновозрастными (среднепалеозойскими) типами пород, образованными в геологических обстановках от срединноокеанических хребтов до пассивной окраины континента. Тут явно проявлены процессы шарьяжной тектоники и интенсивного герцинского орогенеза.
Северный Памир.
В пределах Кыргызстана в Заалайском хребте расположена небольшая часть герцинид Северного Памира, в строении которых принимают участие два комплекса пород.
Осадочно-вулканогенная толща пород C1 сложена внизу базальтами, спилитами с линзами известняков, сланцев. Средняя часть ее представлена туфобрекчиями , туфами, реже - лавами андезито-базальтов. В верхней части толщи появляются дациты, реже- риолиты. Мощность толщи- 1500м.
Орогенный комплекс Р с угловым несогласием залегает на каменноугольных породах и представлен песчаниками, сланцами, алевролитами и конгломератами. Мощность около 2000м.
Из-за тяжелых горно-технических условий структуры Северного Памира изучены плохо.
|
Северная окраина Таримской платформы.
В нижнем течении реки Сарыджаз располагается краевая часть Таримской платформы. Фундамент ее сложен сложно дислоцированными протерозойскими метаморфическими породами и гранитоидами.В чехле находятся пологозалегающие неметаморфизованные известняки и доломиты О-О мощностью 300-1300м; песчаники, аргиллиты S-Д мощностью 250-600м; красноцветные песчаники С1 мощностью 300-400м; известняки С2; сланцы и известняки С3-P1. Граница с Южным Тянь-Шанем проходит по Кипчакскому разлому, выраженному мощной зоной дробления.
* * *
Подводя итоги изложенному, можно сделать следующие основные выводы. Территория Кыргызского Тянь-Шаня в геологическом смысле состоит из нескольких , резко отличных друг от друга крупных мегаблоков домезозойских пород. Каждый блок имеет свою сложную историю развития. По данным палеомагнитных исследований формироваться некоторые породы начали еще в южных широтах планеты. Смыкание блоков очевидно произошло в начале мезозоя. Практическое отсутствие триасовых отложений возможно указывает на серьезные тектонические перестройки в это время.
Б. Альпийский структурный этаж.
Породы этого этажа объединяют описанные выше геологические мегаблоки. Они включают в себя два комплекса: субплатформенный Т-Р и новейший орогенный N- Q.
Субплатформенный комплекс Т-Р развит в основном западнее Таласо-Ферганского разлома. Его слагают континентальная угленосная толща T-J, красноцветная терригенная формация K1, пресноводно-морские терригенно-известняковые отложения К2 и лагунно- морские пестроцветные терригенно-карбонатные гипсоносные отложения Р. Суммарная мощность достигает 5км.
Орогенный комплекс N-Q начал формироваться в межгорных и внутригорных впадинах с позднего олигоцена, в большинстве случаев непосредственно на палеозойском основании. Он представлен континентальными молассами. Мощность -первые километры. Процесс формирования его продолжается. Размах вертикальных горообразовательных движений по крутым разломам достигает 10-15км.
|
|
|
|
