Герцинские геосинклинальные вулканогенные и осадочные формации Южного Гиссара (Тянь-Шянь) тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.01, кандидат геолого-минералогических наук Ковальчук, Иван Алексеевич

• Ковальчук, Иван Алексеевич
• кандидат геолого-минералогических наук
• 1984

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Ковальчук, Иван Алексеевич

1. ВВЕДЕНИЕ

2. КРАТКИЙ ОБЗОР ИСТОРИИ ИССЛЕДОВАНИЙ КАМЕННОУГОЛЬНЫХ КОМПЛЕКСОВ ГИССАРА

3. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ ГЕРВДНИД ЗЕРАВШАНО-ГИССАРСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ

4. ГЕРЩНСКИЕ СОБСТВЕННО ГЕОСИНКПИНАЛЬНЫЕ ВУЛКАНОГЕННЫЕ И ОСАДОЧНЫЕ ФОРМАЦИИ ШНОГО ГИССАРА

4.1. Шатрут-Варзобская эвгеосинклинальная /ЭГС/ подзона

4.1.1. Нижнекаменноугсльная каратагская спилит-диабазовая формация

4.1.2. Среднекаменноугольная шамольская базальт-андезитовая формация

4.2. Тамшуш-Каратегинская эвгеоантиклинальная

ЭГА/ подзона

4.2.1. Визейская бачаульдинская карбонатная формация

4.2.2. Нижне-среднекаменноугольная сиаминская андезит-дацитовая формация

4.3. Зона Северогиссарского глубинного разлома /СГР/ 125 4.3.1. Нижне-среднекаменноугольная бачаульдинская карбонатная формация

4.4. Зона Южногиссарского краевого шва /ШШ/

4.4.1. Нижнекаменноугольная шафтмежгонская формация кварцевых альбитофиров

4.4.2. Нижнекаменноугольная обизарангская карбонатно-вулканогенная формация

4.4.3. Среднекаменноугольная суффинская вулканогенно-турбидитовая формация

5. Ф0Р?/1АВД0ННЬ1Й АНАЛИЗ

6. АНАЛИЗ ЭВОЛЮЦИИ БАЗИТОВ ЭВГЕ0СИНШ1ИНАЛЕЙ

6.1. Методическая основа системных петрохимических обобщений

6.2. Градуировка диаграммы железо-титанового термометра-барометра

6.3. Термодинамические условия эволюции базитов Южного Гиссара

6.4. Вариации химизма базитов зон эвгеосинклинального типа

6.5. Геодинамические типы эволюции базитовой магмы геосинклиналей

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Герцинские геосинклинальные вулканогенные и осадочные формации Южного Гиссара (Тянь-Шянь)»

Диссертационная работа посвящена исследованию распределения Б пространстве и эволюции во времени герцинского раннеге0синклинального вулканизма Южного Гиссара и выявлению конкретных связей его с тектоникой. Южный Гиссар охватывает приосевую часть и южные склоны Гиссарского хребта, а также Каратегинский хребет (рисЛ.1.)» Оба хребта с их отрогами являются самыми южньдаи горными сооружениями Южного Тянь-Шаня, Актуальность работы. Ассоциации вулканогенных и осадочных пород Южного Гиссара, разнообразные по составу и тектоническому положению, привлекают все большее внимание ввиду того, что уже доказана приуроченность месторождений рудного и нерудного сырья к определенным вулканическим сериям. Металлогенический облик конкретной зоны в значительной мере определяется типом ее развития, запечатленным в конкретных тектонических структурах (геосинклинальный прогиб, геоантиклинальное поднятие и т .п . ) . При выделении тектонических районов, сформировавшихся под влиянием разных тектонических режимов, возникает необходимость всестороннего изучения и расчленения формаций, и в первую очередь - собственно геосинклинальных формация. Поскольку в каменноугольных раннегеосинклинальных вулкано-тектонических структурах широко проявлена эндогенная минерализация, то системное исследование их в настоящее время приобретает важное практическое значение.Научная новизна. На основе проведенных комплексных исследований выделены конкретные форшции и составлена формацией пая карта Южного Гиссара. Доказано, что Южногиссарская магматогенная зона представляет собой пару смежных структур - эвге о синклинальную и эвгеоантиклинальную подзоны. Зоны глубинных разломов и обе подзоны магматогенной зоны характеризуются самостоятельными вертикальными колоннами формаций. При сравнении истории развития структурно-формационных зон установлены латеральные ряды формаций. Совместно с Э.Н.Елисеевым разработана методика вариационного анализа сложных петрологических систем. На основании изучения химического состава пород определены термодинамические условия эволюции базитов Южного Гиссара и эвгеосинклинальных зон других регионов; выделены геодинашческие типы эволюции мантийных магм. - 8 Фактический материал. В основу диссертации положены материалы многолетних (1969-1983) полевых исследований автора Б Зеравшано-Гиссарской горной области, проводившихся в составе Среднеазиатской экспедиции Львовского ордена Ленина госуниверситета им.Ив.Франко по хоздоговорам с Управлением Геологии СМ Тадж. ССР. За годы исследований описано 44 разреза вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ, отобрано и обработано 106 силикатных и 290 спектральных анализов, изучено II70 шлифов. Кроме того, использованы данные 35 силикатных анализов, любезно предоставленных К.О.Цориевым и А.С.Шадчиневым, и 56 анализов заимствованы из литературных источников.Химические анализы горных пород выполнены в Проблемной лаборатории Львовского госуниверситета, лаборатории ИОНХ АН УССР (г.Одесса), ЦУЛ Тадж. ГУ. При обобщении материала анализы пересчитаны по методу А.Н.Заварицкого (1944) и по нормативно-минеральному методу. Статистические параметры распределения компонентов в основных породах формации приведены в отдельных таблицах, где указаны средние арифметические (Х), средние квадратические отклонения (S), коэффициенты асимметрии (А) и эксцесса (Е), вычислены числовые характеристики А.Н.Заварицкого и нормативный минеральный состав.Реализация и апробация работы. Результаты определенных периодов исследований нашли применение при поисково-съемочных и геологоразведочных работах Южно-Таджикской ГРЭ и Южной Геофизической экспедиции Управления Геологии СМ Тадж. ССР. Основные положения диссертации обсуждались на симпозиуме Межсоюзной кошссии по геодинамике Международного Совета Научных Союзов (Ленинград,1978), на Среднеазиатских региональных тектонических совещаниях (Фрунзе,1978; Душанбе,I98I), на Втором - 9 Всесоюзном совещании "Природные газы Земли" (Москва, ВДНХ, 1982), на научных конференциях Львовского госуниверситета (I97I-I983) и на философском (методологическом) семинаре ИГТД АН СССР (Ленинград, 1979).Итоги исследований опубликованы в 18 научных работах, в том числе Б монографиях "Проблемы тектоники и магматизма глубинных разломов". Т.I.Глубинные разломы Южного Тянь-Шаня (1973); "Методология исследования развития сложных систем" (1979).Объем. Работа состоит из 7 глав общим объемом 126 страниц машинописного текста, включает 98 рисунков, 7 таблиц, список литературы из 216 наименований, альбом приложений, в котором помещены описания разрезов, петрографическая характеристика и химический состав горных пород, формационная карта.Полевые геологические исследования автор проводил совместно с Н.А.Гнутенко, В.Н.Куземко, В.И.Павловым под руководством Э.А.Портнягина , в тесном контакте с геологами Тадж. ГУ А.С.Шадчиневым, К.О.Цориевым, Г.С.Гриненко, О.Г.1ирноБым, В.С.Дранниковым, В.Н.Ефименко, В.И.Тарасовым, Н.Н.Кузнецовым, В.А.Колесниченко, Б.А.Вольновым, Д.А.Старшининым, плодотворное сотрудничество с которыми помогло выполнить настоящую работу. Неоцени1лую помощь при обобщении петрохимических данных оказал Э.Н.Елисеев. Реализации поставленной задачи во многом способствовали Ю.А.Дьяков, Г.В.Кошлаков, В.А.АБТономов,Р.М.Хасанов , А.В.Степаненко, Р.В.Цой, А.Б.Дзайнуков. Всем перечисленным лицам автор выражает свою искреннюю признательность.Первой сводкой по тектоническому развитию Средней Азии следует считать труд Д.В.Наливкина "Очерк геологии Туркестана" - I I (1926), в котором предложена схема деления Средней Азии на 3 зоны, характеризующиеся глубокими различиями в истории их развития. в первоначальном варианте схемы Гиссар отнесен к центральным дугам с их весьма полными и мощными разрезами палеозоя, где основной складчатостью является герцинская. Позднее Д.В.Наливкин переместил границу между центральными и южными дугами к северу и стал проводить ее по долине р.Зеравшан. С 1928 по I93I г . в бассейнах рек Кштут, Ховат, Шатрут, Чош проводилась Ю-верстная геологическая съемка (П.П.Чуенко, 1937).Было установлено несогласное залегание визейских отложений на метаморфических породах. П.П.Чуенко зафиксировал широтное и северо-западное простирание палеозойских комплексов пород.Грандиозные по размаху геологические исследования в описываемом регионе развернулись в связи с организацией в I93I г.Таджикско-Памирской экспедиции под руководством Н.П.Горбунова.Гиссарский хребет исследовали выдающиеся геологи: А.П.Марковский, Т.Н.Иванова, Е.Д.Полякова, П.К.Чихачев, А.Б.Пейве, И.Е.Губин, В.Р.Мартышев, И.Клунников, И.Левицкий и др. За период работы ТПЭ (I932-I937 гг.) были открыты многочисленные месторождения полезных ископаемых и достигнуты значительные успехи в познании геологии края. А.П.Марковский опроверг представления Р.Клебельсберга о покровном строении Гиссарского хребта. В пределах Зеравшано-Гиссарской горной области он выделил три тектонические зоны: северную, центральную и южную.Последняя охватывает осевую часть и южный склон Гиссарского хребта и, в отличие от северных зон, характеризуется широким развитием эффузивно-терригенных образований и различных интрузий.Крупным событием явились опубликованные в 1936 г. Геологи- 12 ческая карта Юго-Западных отрогов Гиссарского хребта, под редакцией П.П.Чуенко, и Геологическая карта Южного Таджикистана, под редакцией П.К.Чихачева, составленных в масштабе 1:400000. В названных картах нашли отражение достижения ТПЭ за ч года. В записках к картам освещены вопросы стратиграфии, тектоники, геоморфологии. Этот сводный труд явился фундаментом для дальнейших более детальных работ. П.К.Чихачевым было подтверждено, что вдоль южного подножья Гиссарского хребта проходит целая зона разломов и что Таджикская депрессия с момента своего возникновения была ограничена на севере приподнятыми районами Гиссарского хребта. В.А.Захаревич (1939), проводя поиски бокситовых руд в юго-западных отрогах Гиссарского хребта, в 1937 г, описал разрез визейских отложений в районе перевала Кармикат (бассейн р.Кштут), отметив их трансгрессивное залегание на более древних породах.Впервые позиция Южного Гиссара в структурах Тянь-Шаня была определена В.И.Поповым (1938). Он выделил южную окраинную зону Тянь-Шаня с Гиссарской и Южно-Таджикистанской подзонами. На месте Таджикской депрессии и юго-западных отрогов Гиссарского хребта он предполагал существование древнейшего Каратегинского поднятия. Стержнем исследования явилось изучение геологических формаций, связанных общим происхождением и сходным петрографическим составом. В.й.Попов очень близко подошел к определению глубинного разлома, только в его седиментационной и лишь отчасти в структурной форме. В этой принципиально правильной формулировке присутствует элемент долгоживучести и протяженности, но отсутствует элемент собственно глубинности. В.И.Попов обоснованно соединял Северный Памир и Южную часть Тянь-Шаня в одну геологическую провинцию, подчеркивая, что эти системы в раннем - 13 и среднем палеозое представляли собой единое целое. В то же время была составлена схема районирования А.В.Пейве (1938, 1940) . В ней впервые Таджикская депрессия вместе с Байсунским антиклинорием (южная зона) рассматривается как самостоятельная структурная единица, испытавшая поднятие в раннем и среднем палеозое.Значительная роль в изучении Гиссара принадлежит Е.М.Головину (1939, 1940, 1942), который с 1937 г. по 1942 г. проводил исследования в бассейнах рек Тупаланг, Обизаринг и в Юго-Западных отрогах Гиссарского хребта. Он предложил схему стратиграфии верхнепалеозойских отложений, доказал трансгрессивное залегание нижнекаменноугольных отложений на докарбоновых образованиях, впервые выделил толщу визейских конгломератов, песчаников и известняков, визе-серпуховские зеленокаменные вулканогенные породы (кштутская свита) и сагдорскую свиту, сложенную конгломератами, песчаниками, сланцами предположительно серпуховского возраста.В сороковых-пятидесятых годах в районе развернулся широкий фронт геолого-съемочнык и поисковых работ, осуществлявшихся большим коллективом геологов ВСЕГЕИ, Узбекского и Таджикского геологических управлений - Г.С.Чикрызовым, Е.Н.Горецкой, Х.В.Рыскиной, К.Овчинниковым, А.Т.Тарасенко, П.Н.Подкопаевым, М.М.Лебедь, М.М.Посоховой, Х.Х.Урмановым, Т.А.Борисовым, А.Лесковым, П.Г.Рысиным, Е.А.Худобиной и др. К середине 50-х годов накопился обширный геологический материал, позволивший ряду исследователей выполнить обобщающие работы и, в первую очередь, схемы тектонического районирования. Наиболее интересными схемами тектоники, в которые вошел Гиссар, являются схемы Н.М.Синицина (1957), П.Д.Виноградова, А.Е.Довжикова, Е.И.Зубцова и В.Н.Огнева (1958), А.П.Марковского, G.К.Овчинникова и А.В.Григорьева (все 1959), Е.Д.Карповой (I960), В.Г.Королева (I96I), В.Н.Крестникова (1962), Е.Н.Горецкой и Н.К.Морозенко (1962), К.Л.Бабаева (1964), В.Г.Гарьковца (1965> Не вдаваясь в обсуждение сильных и слабых сторон каждой схемы, уже само обилие которых свидетельствует об их гипотетичности, отметим, что каждая из них, противореча друг другу, рассматривает различные упрощенные модели геологического развития региона. После высказанного предположения А.В.Пейве (1956) о наличии в Гиссаре глубинного разлома, А.Т.Тарасенко и К.Овчинников (1959) выделили Гиссарский глубинный разлом, заполненный гранитами. По их мнению, "вся верхнепалеозойская магматическая деятельность приурочена к зоне длительно развивавшегося глубинного разлома. Гиссарский глубинный разлом разграничивает две структурно-фациальные зоны" Неоценимое значение имела первая систематизация данных о возрасте и составе вулканогенных формаций, выполненная Е.Н.Горецкой (1962). Правомерность ее формационной схемы подтверждена исследованиями южных склонов Гиссарского хребта, выполненными И.И.Исамухамедовым (1965), В.Н.Ефименко (1965),Е.А.Космыниным (1966), В.Д.Салтовской (1966). В 1966 г. была опубликована монография Р.Б.Баратова, в которой сведен колоссальный фактический материал по магматизму Гиссара. Из этой работы ясно вычитывается длительность и сложность истории формирования Плутона.Огромный фактический материал по Гиссаро-Алаю, накопленный к концу 60-х годов, был обстоятельно проанализирован Кухтиковым М.М. (1968), который критически пересмотрел все предшествующие тектонические схемы и предложил свою схе!лу располо- 15 жения тектонических зон. На схеме были выделены 13 зон, разделенных краевыми разломами. В работе высказывается очень ценная мысль о необходимости рассматривать тектонику какой-либо области и районировать ее лишь для определенных эпох (циклов) складчатости. Но структура всего Южного Тянь-Шаня М.М.Еухтикову "предстает как структура одноэтажная. Наложение движений г более поздних этапов на уже сформированную складчатую структуру не изменяет существенным образом'этой структуры". На указанной схеме разновозрастные (байкальские, каледонские, герцинские) складчатые структуры ограничены разновозрастными же (герцинскими и альпийскими) краевыми разломами, представляющими собой чаще всего ординарные дизъюнктивы. Эти дизъюнктивы служили пределом, своеобразным барьером для условий осадконакопления, складкообразования и магматизма. На схеме отсутствует выделенный А.В.Покровским (1963) краевой глубинный разлом юго-западного Гиссара. М.М.Кухтиков совместно с И.Н.Черенковым и В.Д-.Салтовской доказали, что в некоторых толщах, относившихся ранее к нижнему и среднему карбону, органические остатки находятся во вторичном захоронении. В.Д.Салтовская на основе изучения фораменифер предложила детальную стратиграфическую схему каменноугольных отложений (1974).Тему глубинных разломов Тянь-Шаня наиболее последовательно развивает д.П.Резвой (1958, 1965, 1972, 1973). В Южном Тянь-Шане он выделил целое семейство глубинных разломов, объективное существование которых подтверждено геофизическими исследованиями (Бабаев, Кулагин, 1964; Кулагина, I97I; Булин, 1964) . Д.П.Резвому принадлежит идея районировать Южный ТяньШань поэтажно (1954, 1968). В его работе дано районирование региона для силурийского времени. Гиссаро-Алайская палеозойс- 16 кая геосинклиналь расчленена на Центральный прогиб, два окраинных проииба и два промежуточных.поднятия. Границы между зонами проводились широтно. Касаясь позднепалеозоиских структур, Д.П.Резвой (1956) выделил единую верхнепалеозойскую Памиро-Алайскую геосинклиналь со своими зонами (Тамынгенской, Восточно-Алайской и Заалайско-Дарвазской). Д.П.Резвой совместно с Е.М.Лазько (1965) предлагают понимать глубинные разломы в максимально расширенном смысле этого термина. Это не простые разрывные дислокации, а целые подвижные зоны длительного развития, возникшие в нижних частях коры и верхней мантии.Ширина таких зон на поверхности может достигать десятков километров. Они обладают своим комплексом внутриразлоиных формаций.Необходимо упомянуть работу А.А.Богданова (1965), положения которой мы использовали при геологических исследованиях: а) для каждой тектонической эпохи характерно свое расположение эв- и миогеосинклинальных зон; б) для каждой эпохи возможно замещение по простиранию друг другом зон с различными режимами развития. При составлении схемы тектонического районирования А.А.Богданов выделил краевой шов, ограничивающий с севера Таджико-Афганский срединный массив. Каменноугольные и пермские вулканические породы Южного Гиссара, просмотренные в коллекции М.М.Кухтикова, А.А.Богданов ошибочно рассматривал в качестве краевого вулканического пояса субсеквентной стадии развития.С 1966 г . по 1977 г. в Зеравшано-Гиссарской горной области проводил исследования Э.А.Портнягин. В Южном Гиссаре он выделил своеобразную магматогенную зону, доказал ее эвгеосинклинальную природу, протрассировал зоны Северогиссарского глубинного раз- 17 лома и Южногиссарского краевого шва. Под его редакцией нами была составлена структурно-формационная карта региона. Многие идеи Э.А.Портнягина нашли отражение в работе О.Г.Терлецкого (1980) по металлогении Южногиссарского краевого шва и развиваются в настоящей работе.Весьма важной обобщающей работой последних лет является коллективная монография под редакцией Р.Б.Баратова (1976). В ней содержится систематическое описание осадочных, метаморфических, эффузивных и интрузивных работ, 3 . ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАШНИРОВАНИЕ ГЕРЩШИД ЗЕРАВШАНО-ГИССАРСКОИ ГОРНОЙ ОЕНАСТИ Тектоническому районированию Южного Тянь-Шаня посвящено огромное количество публикаций. И хотя схем районирования этого региона довольно много, однако среди них нет ни одной общепринятой. В связи со слабой изученностью догерцинских структур и формаций, все схемы районирования составлены для самых молодых палеозойских режимов, при этом под тектоническим районом подразумевают "участок или блок земной коры, ограниченный на поверхности и на глубину по контурам самого верхнего комплекса" (Спижарский, 1973; Бархатов, 1979). Накопленный до настоящего времени фактический материал позволяет говорить о полициклически-миграционном типе развития и многоярусной тектонической структуре Зеравшано-Гиссарскои горной области, охватывающей Зеравшанский, Гиссарский и Каратегинский хребты. В ее пределах докембрийские и палеозойские метаморфические, осадоч- 18 ные, вулканогенные и интрузивные комплексы слагают три структурных этажа. Они сформировались в течение байкальской, каледонской и герцинской тектонических эпох (Хамрабаев и др»,1977; Абдулаев, I960; Мусин и др.,1971; Ахмеджанов идр.,1971; Фузайлов, 1974). При изменении тектонртческих режимов в ходе эволюции земной коры последовательно происходила перестройка структурных форм, в результате которой ранние структуры перерабатывались частично или весьма значительно. Размеры и простирания конкретных зон не оставались постоянными в течение всех тектонических эпох. Каждый структурный этаж возникал на определенной, ранее сформировавшейся структурной основе. Конкретные прогибы не характеризуются сквозным эвгеосинклинальным или ми ore осинклинальным типом развития. Тот или иной тектоно-седиментационный режим существовал в определенном временном интервале в конкретной части геосинклинальной системы. Поэтому для правильного понимания истории формирования современной тектонической структуры и закономерностей распределения полезных ископаемых возникает необходимость производить районирование региона для каждой тектонической эпохи в отдельности, т .е . поэтажно. Эта плодотворная идея развивается в работах В.В.Белоусова, А.А.Богданова, Б.Х.Егиазарова, Ю.А.Косыгина, В.М.Цейслера.Структурные этауш отличаются друг от друга формационным составом, степенью метаморфизма, интенсивностью и планом тектонических дислокаций. Типизацию структур в каждом этаже мы производим на основании изучения стратиграфических разрезов региона, расчленения их на конкретные формации и сравнения синхронных формаций в различных районах, т .е . на основании установления вертикальных колонн и латеральных рядов формаций. - 19 Каждая тектоническая зона характеризуется определеннш, только ей присущим набором формаций и металлогенической специализацией.Фрагментарные выходы байкальского основания не позволяют полностью воссоздать условия его формирования. Можно лишь предполагать, что докембрийские складчатые структуры имели субмеридиональную ориентировку (Ахмеджанов и др.,1967). А сопоставление и анализ нижнепалеозойских разрезов ЗеравшаноГиссарской горной области показывает, что каледонские тектонические районы простирались в северо-западном направлении (рис .ЗЛ. ) . Здесь уже в среднем ордовике обособились центральное поднятие - Каняз-Кашкадарьинская интрагеоантиклиналь и две интрагеосинклинали: Ягнобская на севере и Сорбо-Танхызская на юге. От расположенного южнее Таджико-Афганского эпибайкальского срединного массива Южнотяньшаньская геосинклинальная система с раннего палеозоя была отделена Южногис1зарским краевым швом, стиль развития которого был близок к геоантиклинальному. Гармский массив по стилю развития был сходен с Еаняз-Кашкадарьинской интрагеоантиклиналью и представлял собой приподнятый участок докембрийского основания, на котором накопился сокращенный разрез нижнего палеозоя.В среднем-позднем девоне (рёйская эпоха тектогенеза, по Ю.Г.Леонову, 1976) произошло образование неравномерной, доходящей местами до изоклинальной, складчатости, становление интрузий кордиеритовых и двуслюдяных гранитов, проявление метаморфизма зеленосланцевой, глаукофан-зеленосланцевой и амфиболитовой фаций (Куземко и др.,1980; Кутенец, 1974; Мучаидзе и др.,1967; Портнягин и др.,1976).Герцинский структурный этаж: 4 - Зеравшано-Гиссарская парагеосинклиналь; 5 - Шатрут-Варзобекая эвгеостнкли наль / а / и Тавянуш-Каратегинская эвгеоантиклиналь / б / Южногиссарской магматогенной зоны.Глубинные разломы: 6 - Зеравшанский; 7 - Северогиссар ский; 8 - Южногиесарский краевой шов.Срединные массивы: 9 - Тадаико-Афганский эпибайкаль ский; 10 - Гармский эпикаледонекий. - 21 зования Зеравшано-Гиссарская область в раннем карбоне была вновь вовлечена в геосинклинальный процесс. Нижнекаменноугольные отложения в ее пределах залегают с резким структурным несогласием на докеыбрийских диафторированных метаморфических сланцах (р.Ширкент, Обизаранг), ордовикеко-лландоверийских известняках (р.Сиама) и метаморфических сланцах (р.Джижикрут^ перевал Кармикат), на среднедевонских известняках (руч. Шафтмежгон) и кремнисто-терригенных отложениях (р.Джижикрут), а в юго-западных отрогах Гиссарского хребта - на девонских гранитах. В результате растяжения континентальной земной коры обособилась своеобразная магматогенная зона (Портнягин, 1968), представляющая собой пару смежных структур - эвгеосинклиналь (зге) и эвгеоантиклиналь (ЗГА). Магматогенная зона с севера и юга ограничена широтными глубинными структурами: Северогист: с ареКИМ глубинным разломом, возникшим на рубеже девона и карбона, и Южногиссарским краевым швом, который существовал с раннего палеозоя. В раннем карбоне аналогичные широтные зоны растяжения появились и в Таджико-Афганском срединном массиве.В северной, Тамшуш-Каратегинской ЭГА подзоне в течение собственно геосинклинального этапа накопились визейская карбонатная (340 м) и визе-нижнемосковская андезит-дацитовая (900 м) формации. Образование последней происходило частично в субаэральных условиях. К концу этапа завершилось внедрение интрузий диоритов.На севере области, в визе-раннемосковское время, в обстановке вялых, малоконтрастных движений, развивалась Зеравшано-Гиссарская парагеосинклинальная (ПГС) зона, где в собственно геосинклинальный этап сформировалась покровная карбонатная формация мощностью до 650 м.Зона Северогиссарского глубинного разлома прослеживается в широтном направлении на расстоянии более 300 км от истоков Ханакасу на западе до р.Ярхыч на востоке. Учитывая положение осей крупных гравитационных аномалий, характер магматизма, проявления рудоносности, особенности стратиграфических разрезов и процессов метаморфизма, нам представляется возможным трассировать этот разлом вдоль северного края Гармского блока. Ширина зоны на всем протяжении не превышает 5-6 км.Здесь в течение всего собственно геосинклинального этапа формировался визе-нижнемосковский надразломный барьерный риф мощностью 800 м, разделявший магматогенную и парагеосинклинальную зоны. Риф сложен преимущественно полипняками ругоз и брахиоподовыми биотерма1ли.Таким образом, существовавшая в ордовике-девоне единая каледонская мезогеосинклиналь охватывала территорию всего Памиро-Туркестано-Алая. В герцинскую эпоху (карбон-пермь), с возникновением Северогиссарского разлома, на этой территории - 25 обособились две самостоятельные области: Зеравшано-Алайская парагеосинклинальная и Гиссаро-Памирекая эвгеосинклинальная.Зона Южногиссарокого краевого шва, возникшая еще в раннем палеозое, проходит из долины р.Кызылдарья в район г.Файзабада, где он косо перекрыт Вахшским надвигом. Ширина зоны не выдержана по простиранию и колеблется от Ц до 20 км. Протяженность ее 230 км. Она маркирована специфическими собственно геосинклинальными формациями: 750-метровой турне-нижневизейской формацией кварцевых альбитефиров, визе-серпуховской карбонатно-вулканогенной (900 м) и башкир-нижнемосковской вулканогенно-турбидитовой (IIOO м). К этой же зоне приурочены интрузии габбро и протрузии альпинотипных перидотитов (серпентинитов). Юго-восточная часть рассматриваемого региона с позднего девона выступает как жесткий консолидированный блок земной коры и, по отношению к герцинским тектоническим структурам, является эпикаледонским срединным массивом (Гармский массив).Герцинский орогенный этап наступил во всех зонах одновременно со второй половины московского века. Орогенические движения охватили не только Зеравшано-Гиссарскую область, но и весь Южный Тянь-Шань. На поздней стадии развития в межгорных прогибах происходило накопление средне-верхнекаменноугольной -флишоидной формации мощностью до 1250 м. Зона Северогиссарского глубинного разлома, за исключением ее восточного фланга, оформилась как надразлошый флишевый трог. В зоне Южногиссарокого краевого шва процессы сжатия обусловили накопление олистостромовой формации мощностью 600 м и привели к появлению многочешуйчатых надвигов, К среднему-позднему карбону приурочена главная герцинская - 26 складчатость, кардинально изменившая тектонический облик всего Южного Тянь-Шаня, а также становление громадного Гиссарского батолита в Тамшуш-Каратегинской ЭГА подзоне и мелких гранодиорит-гранитовых интрузий в смежных зонах. Метаморфические преобразования каменноугольных вулканогенно-терригенных комплексов не превысили стадии катагенеза. Вероятно, в это же времфроизошло перемещение Гармского эпикаледонского срединного массива на 10-15 км к северу вдоль Муджихарвского поперечного разлома. Об этом свидетельствуют коленообразные изгибы осей позднепалеозойских складок в междуречье Гориф-Дубурса и левосторонний сдвиг восточного фланга зоны Северогиссарского разлома. Возможно, с этими же движениями связана редукция надразломного флишевого трога на востоке зоны.Заключительная стадия орогенного этапа ознаменовалась проявлением раннепермского наземного вулканизма трахиандезит-дацит-липаритового ряда и внедрением лейкогранитовых интрузий.В зоне краевого шва она завершилась накоплением верхнепермской красноцветной молассы. После заключительной стадии в Зеравшано-Гиссарской области наступила кратковременная стадия пост0рогеиной активизации. В процессе растяжения уже консолидированной континентальной коры возникли глубокие расколы, обусловившие проникновение "финальных" порций магматического расплава и внедрение позднепермских-раннетриасских малых субвулканических интрузий, даек и трубок взрыва монцонитов, латитов, щелочных базальтоидов, бостонитов и нефелиновых сиенитов (Елисеев, Ковальчук, Портнягин, 1976; Елисеев, Ковальчук,Кратц,1979).По времени посторогенная активизация совпадает с эпохой планетарного растяжения, когда заложились Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый океан (Ларин, 1980). Она предшествовала - 27 последующему прогибанию региона и накоплению терригенных толщ платформенного чехла.В заключение следует подчеркнуть, что наличие двух рядов палеозойских геосинклинальных формаций, двух этапов складчатости (позднедевонского и позднекаменноугольного), двух эпох формирования орогенных гранитов и девонского метаморфизма позволяют нам с полной определенностью выделить в палеозоидах Зеравшано-Гиссарской горной области два структурных этажа каледонский и герцинский. Тектонические зоны в каждом этаже имеют свою ориентировку и расположены под углом друг к другу.Подчеркивая обособленность обоих этажей и несовпадение их структурных планов, нельзя не отметить важной роли каледонской зональности в формировании герцинских структур. Так, огромный, широтно вытянутый Гиссарский батолит отделен от Комсомолабадского гранитоидного массива десятикилометровой полосой северо-тзападного простирания, заполненной палеозойскими вулканогенными и осадочными толщами. Этот "коридор" приурочен к приосевой части каледонской интрагеоантиклинали. Северо-западнее, в ее пределах расположены Зидды-Майхуринская, Шинг-Арчамайданская и Чакылкалянская группы мелких интрузий позднекаменноугольных гранитоидов.Эндогенное рудообразование Зеравшано-Гиссарской горной области приурочено, в основном, к герцинскому орогенному этапу и к последующей тектоно-магматической активизации. Однако Б пространственном размещении оруденения важная роль принадлежит не только герцинским, но и каледонским структурам.Скарнов о-ред к о метальные месторождения и рудопроявления, связанные с гранитоидами герцинского комплекса, локализованы исключительно в пределах каледонской интрагеоантиклинали северо-за- 28 падного простирания. Ртутное оруденение тяготеет к широтным Северогисоарскому и Южногиссарскому глубинным разломам.В то же время северо-западная ориентировка сурьмяных и ртутносурьмяных "рудных кулис", очевидно, отражает влияние каледонского структурного плана. Эти примеры убеждают нас, что при металлогеническом анализе региона необходимо учитывать поэтажное тектоническое районирование.4 . ГЕРЦИНСКИЕ СОБСТВЕННО ГЕОСИНЮШНАЛЬНЫЕ ВУЛКАНОГЕННЫЕ И ОСАДОЧНЫЕ ФОРМАЦИИ ЮШОГО ГЙССАРА Каждая выделенная зона и подзона характеризуется своим набором формаций. При выделении конкретных формаций мы исходим из основных положений учения о формациях, разработанных Н.С.Шатским (1965) и Н.П.Херасковым (1967) . Под формацией понимается естественная ассоциация (парагенерация) горных пород и связанных с ними минеральных образований, парагенетически связанных друг с другом в пространственном и возрастном отношении, образовавшихся в определенной тектонической обстановке. Формации являются категориями историко-тектоническими, а смена их обусловлена закономерностями развития тектонических зон (Захаров, 1958).Конгломераты, гравелиты, туфопесчаники,известняки, дациты, липариты и их туфы, спилиты, красные породы.900 м. т формация (Горецкая,19б1); сарбинская свита (Старшинин,I97I);кератофир-спилит-диабазовая формация (Харкевич,197]); спилит- ' диабазовая формация (Далимов,1971); карбонатнотерригенно-вулканогенная (контрастная) формация (Волочкович,1973).Диабазы, спилиты и их туфы, красные породы, альбитофиры, известняки, в основании туффиты, туфопесчаники и яшмы.750 м. (D - 33 географическая привязка опорного разреза или наиболее широкого распространения формации, наиболее характерная для формации горная порода и ее текстурные особенности. Описание формаций производится позонно, т .е . описывается колонна формаций.На юге Тянь-Шаньской складчатой системы резко выделяется крупный блок земной коры мощными вулканогенными формациями разного состава и возраста, присутствием громадного гранитоидного Плутона, чрезвычайно пестрым характером геомагнитного поля с мозаичным расположением аномалий интенсивностью от -75 до +125гамм. Для него характерно сочетание таких взаимно противоположных тектонических тенденций, как геосинклинальная и геоантиклинальная, резко различные серии вулканитов - толеитовая и известково-щелочная, широкое развитие контактово-метаморфических процессов. Он назван Э.А.Портнягиным (1968) Южногиссарской магматогенной зоной и рассматривается в качестве самостоятельного геоструктурного элемента. Мы сохраняем это понятие, но подразделяем магматогенную зону на два смежных, резко различных в структурном и формационном отношении тектонических района: Шатрут-Варзобскую эвгеосинклинальную и Тамшуш-Каратегинскую эвгеоантиклинальную подзоны.4 .1 . Шатрут-Варзобская эвгеосинклинальная (ЭГС) подзона Бвгеосинклинальные зоны рассматриваются в составе геосинклинальных областей как главный структурный элемент, который, не зависимо от расположения на планете и времени его заложения, обладает одинаковой направленностью и стадийностью развития. Heпpeмeнны^^ атрибутом эвгеосинклиналей является офиолитовый - 34 комплекс. В этой связи в Южном Гиссаре, прежде всего, привлекает к себе внимание спилит-диабазовая формация. Распространение толщи преимуш;ественно основных эффузивов ограничено с юга Богаинским региональным разломом. С севера подзона ограничена дугообразной системой взбросов и взбросо-надвигов Кармикатского, Пайронского и Ходжаобигармского разломов. Онагротягивается от верховьев р.Шатрут до р.Кафирниган на расстояние 140 км; ширина ее не превышает 15 км.В раннюю геосинклинальную стадию в Шатрут-Варзобской подзоне сформировались интрузии габбро и габбро-диабазов и комплекс параллельных даек диабазов и альбитофиров. Последние обычно рассматриваются как свидетели расширения земной коры.Породы дайкового комплекса перекрыты спилит-диабазовой формацией. На зрелой стадии в эвгеосинклинальной подзоне существовала обстановка, сходная с островодужной, во время которой накапливались продукты андезитового, преимущественно эксплозивного вулканизма. С полями выходов спилит-диабазовой формации связаны широтные полосы интенсивных положительных магнитных аномалий. Особенно высокие значения магнитного поля приурочены к Южному краю подзоны, к участкам развития комплекса параллельных даек диабазов. Наиболее интенсивный из них (150 гамм) - Дуузахский (Вельмовский и др.,1974). С герцинским эвгеосинклинальным прогибом совпадает область развития положительного гравитационного поля. В районе г.Душанбе, сразу за северньш ограничением зоны Южногиссарского краевого шва, установлено скачкообразное погружение поверхности М. Соответственно, мощность "базальтового" слоя изменяется от 7-8 до 25 км (Пак и др.,1977) или до 29 км, по данным Р.З.Ахмерова и др. (197.4). Таким образом, развитие в верхней части земной коры - 35 пород офиолитовой серии приурочено к области утолщения "базальтового" слоя.Обычно удивляет столь малая ширина эвгеосишагинальной подзоны. По этому поводу можно сделать предположение, что она частично перекрыта с севера гранитоидами Гиссарского батолита. Граниты массива характеризуются преимущественно отрицательным магнитным полем, и только вдоль его южного края п-рослеживается полоса, шириной до 5 км, положительных магнитных аномалий, по интенсивности достигающих намагниченности спилитов. Других конкретных фактов в распоряжении геологов пока нет.4 . I . I . Нижнекаменноугольная каратагская спилит-диабазовая формация, Геологическое положение. На территории Шатрут-Варзобской ЭБгеосинклинальной подзоны нижнекаменноугольные отложения суммарной мощностью до 3 км представлены зеленокамеными вулканитами основного состава. Они обнажены в долинах почти всех крупных рек, пересекающих подзону. На севере подзоны толщи спилитов и диабазов по системе взбросов частично перекрыты гранитоидами Гиссарского батолита.Первые сведения о наличии в пределах рассматриваемой территории зеленокаменных пород содержатся у А.П.Марковского (1937). В верховьях рек Лючоб и Ханака он ввделил верхнепалеозойскую курукскую свиту, в которую были объединены спилиты нижнего карбона и кислые вулканиты пермской системы. Е.М.Головин (1940) в бассейнах рек Кштут и Обизаранг ввделил кштутскую свиту, сложенную визе-серпуховскими зеленокаменными вулканогенныш породами. При составлении сводной геологической - 36 карты южного склона Гиссарского хреЬта К.Овчинников и А.Т.Тарасенко (Овчинников, 1946, 1956, 1958) отнесли мощные вулканогенные толщи, развитые в междуречье Кафирниган-Ширкент, к среднему отделу карбона (каратагская свита). Е.Н.Горецкая (1957) подразделила каратагскую свиту на четыре толщи: нижнюю альбите фировую, спилитовую, верхнюю альбитофировую и андезитовую.Нижние три толщи были отнесены к серпуховскому ярусу, четве^ь тая - к среднему карбону. Позже она выделила кератофире-спилитовую формацию, считая возраст ее серпуховским (Горецкая,19б1).А затем (Горецкая, 1962) эта формация бьша названа диабазовокератофировой. Возраст ее определен как визе-серпуховский.В решениях Совещания по унификации стратиграфических схем Средней Азии (1959) возраст каратагской свиты определялся от верхневизейского подъяруса нижнего карбона до нижнемосковского подъяруса среднего карбона включительно. Объем свиты был расширен за счет отнесения к ней визейских конгломератов и известняков, развитых уже в зоне Южногиссарского краевого ШБа.В.Н.Ефименко (1965) и Е.А.Космьшин (1966, 1968), изучавшие каратагскую свиту Б бассейнах рек Ширкент, Каратаг, Савургон и Суффа, пришли у выводу о трехчленном ее строении, с преобладанием пирокластических пород в низах и верхах разреза и собственно спилитоБ в средней части. Возраст свиты, по их мнению, серпуховский.А.С.Шадчинев (I97I) при разработке схемы стратиграфии палеозойских отложений Южного Гиссара считал образования каратагской свиты среднекаменноугольными, полагая, что остатки гониатитов находятся во вторичном залегании. Д.А.Старшинин (I97I) предложил собственно спилитовую толщу именовать сарбинской свитой, а альбитофиры он объединил с вышележащими андезитами в шамольскую свиту. - 37 Вулканогенные разрезы в бассейнах рек Каратаг, Ширкент, Ханака приняты Т.Н.Далимовым и др.(1971) за стратотип спилитдиабазовой формации. К.Л.Волочкович, Р.Д.Гаврилин и Т.Н.Ифантопуло (1973) визе-ниннемосковские вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные отложения объединили в карбонатнотерригенно-вулканогенную (контрастную) формацию "геоантиклиналъного комплекса", которая, по их мнению, сформировалась в прибрежно-морских, частично наземных условиях во время [• активизации "Южногиссарского вулканического пояса". Последний авторы считают наложенным на северный край Байсунского массива (Мечетлинская "активизированная зона") и краевую Гиссарскую геоантиклиналь. В последнее время каратагская свита, в понимании К.Овчинникова, вьщелена в каратагскую серию ранне-среднекаменноугольного возраста (Салтовская и др.,1976).В процессе исследований I969-I983 гг. нами были изучены эффузиБЫ основного состава вдоль всей полосы их распространения. На протяжении многих лет проблема взаимоотношения спилитдиабазовых толщ с нижне-среднепалеозойскими кошлексами не поддавались разрешению. Лишь выдвигались различные предположения относительно того, на каком фундаменте закладывался прогиб эвгеосинклинального типа, так как повсеместно поля спилитов ограничены мощными зонами дробления. Только в одном участке южных склонов Гиссара (руч.Овджур, левый приток р.Ширкент) нами установлено непосредственное налегание нижнекаменноугольных вулканитов на подстилающих образованиях.Здесь вдоль южного края подзоны выведены на поверхность наиболее глубокие горизонты нижнепалеозойскиео разреза - аподиабазовые амфиболиты, амфибололиты, роговообманковые и биотитрог ОБО обманковые кристаллические сланцы, диопсидовые мраморы и - 38 кальцифиры. С этой толщей пространственно связаны массивы полосчатых габбро (Портнягин, 197^). Весь этрт метаморфический комплекс прорван небольшими штокообразными телами габбро и шогочисленными, часто параллельными дайками диабазов, микродиоритоБ, альбитофироБ, кварцевых альбитофиров и плагиогранитпорфиров (рис.4Л.)» Севернее, вдоль южного ограничения поля спилитов наблюдается заполнение всего пространства крутопадающими дайками диабазов и альбитофиров (рйс,4.2.)« Метаморфические породы здесь исчезают полностью. Мощность даек колеблется от 0,2 до 8 м. Они прислонены одна к другой, образуя CHCTei.iy груборитмичного чередования диабазов (85-90^0 и альбитофиров (10-15^). Протяженность дайкового поля около 20 км при максимальной ширине 4 км. Непосредственно на породах дайкового комплекса резко несогласно залегает базальная толща спилит-диабазсвой формации.Верхняя граница формации определяется залеганием на ней вулканогенных и вулканогенно-обломочных толщ вышележащей базальтандезитовой формации. Возраст спилит-диабазовой формации определяется по находкам визейских брахиопод и криноидей в основании ее и многочисленных серпуховских гониатитов, приуроченных к средней и верхней толщам (табл.4.2»)• При этом гониатиты захоронены не только в пластах известняков, но и в затеках" между подушками спилитов.П е т р о ф о н д ф о р м а ц и и . Эффузивные породы, составляюш.ие 69^ ее объема, преобладают над вулканогенно-осадочными (31^). Основу формации составляют спилиты (45^), диабазы (18^) и базальтовые порфириты (2^). Липариты и альбитофиры пользуются ничтожным развитием - всего 3%, Вулканогенноосадочные и осадочные породы представлены туфобрекчией, вулка- 3 9 Рис. 4.1. Многочисленные дайки диабазов и альбитофиров в метаморфических породах, р. Ширкент. - 40 i, £ «-T:, ,.- V j£&v Рис. 4,2. Комплекс параллельных даек диабазов и альбитофиров. Все пространство заполнено дайками, руч. Сульпасан, бассейн р. Обизаранг. На базальной толще залегает средняя, собственно спилит-диабазовая толща, которая распространена по всей Шатрут-Варзобской подзоне. Она характеризуется относительной выдержанностью состава. Повсюду преобладают спилиты и диабазы с характерным шаровым и эллипсоидальным подушечным строением, вмещающие силлы и дайки диабазов и альбитофиров. В толще нередко присутствуют линзы и прослои яшм и кремнистых известняков (рис.4.5.).Ее: мощность достигает 2250 м.Верхняя толща (700 м) так называемых "красных пород" имеет смешанное вулканогенно-осадочное происхождение. Она сложена туфобрекчией спилитов, туфогравелитами, своеобразными валунными вулкано-терригенными конгломератами, спилито-известняковой брекчией, кремнистыми известняками. Валуны конгломератов представляют собой дезинтегрированные и переотложенные шары спилитов, пространство между которыми заполнено розовыми и фиРио.4.2>. Схема расположения стратиграфиче резов верхнепалеозойских формаций Южного - 45 © Ojif 1 DO! ® \ aogoa/ndoum-wnhoff оонрпоттгф •ш-t'J tsDaoiuncaoHO - mtvocog ttoeoeog о np - u/nvnuj - 4 6 Ir1ic4.5. Линза кремнистцк известняков в сретей толще вижвекаменноугольной каратагскои спилитдиабазовой формации.ЦравыЙ склон долины р. Каратаг, в 2,6 км ниже устья руч, сарбин, - 47 олетовьши известняками. Цвет известняков обусловлен примесью гидроокислов железа. 3 контакте с подушками и мелкими обломками спилитов в известняках наблюдается узкая (0,2-0,3 см) оторочка крупнокристаллических и шестоватых агрегатов кальцита, образовавшегося в результате термального воздействия обломков и шаров спилитов на кремнисто-известковый ил.С о с т а в и у с л о в и я н а к о п л е н и я . Никнекаменноуголъные вулканические породы Шатрут-Варзобской эвгеосинклинальной подзоны представлены афировыми и порфировыми базальтами, диабазами, спилитами, реже кварцевыми алъбитофирамк.Руч. Зачау, левый приток р.Суффа. - 50 служить косвенным подтверждением образования осадка в пределах батиальной зоны.Существует множество взглядов на происхождение спилитов, процессы альбитизации и на генезис миндалин, в настоящее время подавляющее большинство исследователей, изучавших спилиты,пришло к выводу об образовании подушечных лав при подводных излияниях. Это легко доказывается нахождением между подушками осадочного материала с морской фауной. Сферическая форма лавовых обособлений связывается с жидким их состоянием. Низкая ВЯЕКХТЬ лавы является одним из важнейших факторов в выработке шарового строения потоков. Воду и лаву, при излиянии ее в подводных условиях, можно рассматривать как несмешивающиеся жидкости, из которых жидкость с большей плотностью, в силу поверхностного натяжения, стремится занять минимальный объем. При соприкосновении раскаленной массы с холодной водой будет создаваться мощный поток подогретой воды, устремленный вверх. Он способен поддерживать подушечное тело, по крайней мере, в полувзвешенном состоянии, нередко сообщая ему вращательное движение. При вращении такое тело может изменить свою форму на более округлую, при этом уже образовавшаяся корка закаливания будет взламываться. М.Вильсон в своей сводке о Pillow -лавах ( Wilson, I960) приводит обширный материал по формированию подушечных тел в пластическом состоянии. Этим он объясняет приспособление формы верхних тел к поверхности нижележащих, которые нередко сами сплющены. Шары образуются при оптимальной скорости истечения лавы. Если же последняя больше оптимальной, определяемой жидкостью лавы, давлением столба воды и ее температурой, то возникают лавовые потоки, частично или полностью лишенные подушечного строения (Гилярова, 1959). Представления, связывающие об- 51 разования спилитов с непосредственной кристаллизацией альбита из магмы, в настоящее время не пользуются широким распространением (Bat tey , 1956; Тернер и Ферхуен, 1961; Каико, 1961).Альбит спилитов не кристаллизовался из раеплава непосредственно, а произошел путем альбитизации основного плагиоклаза (Заварицкий, 196I). Это доказывается наличием реликтов неальбитизированного плагиоклаза в крупных подушечных телах спилитов.В связи с существованием "плагиоклазового эффекта" (Bowen, 1954)i из жидкости, содержащей кальций, не может образоваться чистый альбит. Жидкость всегда будет смещаться в направлении от анортита, и, вероятно, в дифференциатах будет появляться избыток щелочного силиката.Долгое время пользовалась популярность гипотеза магматической трансвапоризации, которой придерживались Е.Садецки-Кардош ( Szadeczky-Kardoss, I960), А.Н.Заварицкий (1961), В.А.Заварицкий (1946), В.И.Лебединский и Н.Н.Макаров (1962). По их представлениям, магмы могут впитывать воду из окружающих пород или слоя воды и при кристаллизации давать породы, особо богатые водосодержащими минералами. Несостоятельность этой гипотезы была убедительно доказана Д.С.Коржинским (1962), который, изучая образцы базальтов океанических котловин, пришел к заключению, что никакой трансвапоризации базальтовой магмы или альбитизации базальтов в результате взаимодействия с морской водой не происходит. Позже эти выводы подтвердили Г.С.Йодер и К.Е.Тилли (1965), которые считают, "что на дне океанов поверхностные части потоков, например, типа пахозхоэ, при соприкосновении с холодной морской водой будут подвергаться закалке; весь остальной объем лав, защищенный закаленной оболочкой, не будет контактировать с морской водой". - 52 Д.С.Коржинский выдвинул гипотезу образования спилито-кератофировых серий за счет метаморфизма базальт-андезит-дацитовых толщ на начальных стадиях развития складчатости. Но и эта гипотеза, вероятно, не является универсальной. При региональном метаморфизме изменениям должны подвергаться не только пласты диабазов и подушечных лав спилитов, но и осадочные породы, заполняющие межшаровые пространства, а также пласты и линзы кремнистых, терригенных и карбонатных пород. В действительности же между подушками всегда присутствуют неизмененные известняки, кремнистые известняки и алевролиты с захороненными в них остатками гониатитов хорошей сохранности. И лишь в непосредственном контакте с подушечным телом можно наблюдать узкую (0 ,51,0 см) оторочку кальцита или ороговикованного алевролита, образовавшуюся в результате воздействия лавы на илистые осадки.В бассейнах рек Каратаг и Савургон зафиксированы линзы, прослои и даже целые пачки мощностью от 0,2 до 15 м осадочных пород, залегающих субгоризонтально среди подушечных лав спилитов и потоков диабазов. Протяженность таких прослоев исчисляется, по крайней мере, многими сотнями метров. И всюду они не метаморфизованы, в то время, как-и в подошве, и в кровле спилиты альбитизированы, хлоритизированы и эпидотизированы.Так же плохо увязывается с действительностью идея зависимобти послемагматических явлений от глубинности (Коржинский, I960, I96I). Если бы процессы альбитизации, хлоритизации и эпидотизации более интенсивно проявлялись с глубиной, тогда сингенетичные спилитам интрузии габбро и габбро-диабазов оказались бы наиболее измененными. В действительности же плагиоклаз из полнокристаллических габбро представлен Лабрадором или лабрадор-битовнитом W- 60-75. Реликты неальбитизированного плагиоклаза сохраняются в центральной зоне мощных даек и силлов ди- 53 абазов и таких же мощных лавовых потоков. Пироксен, как правило, тоже остается не измененным в субвулканических и интрузивных телах.При подводных излияниях каждое отдельно взятое подушечное тело, заключенное в непроницаемую закаленную оболочку, можно рассматривать как закрытую неравновесную систему, в которой протекают необратимые процессы. Базальтовая подушка в процессе остывания будет омываться конвективным водным потоком или перемещаться в водной среде, попадая каждый раз в обстановку более низких температур. В связи с этим тело будет остывать не равномерно, а скачкообразно. Неравномерное понижение температуры повлечет за собой скачкообразное изменение концентраций компонентов твердой, жидкой и газообразной фаз застывающей базальтовой лавы. Быстрое охлаждение нарушает физико-химическое равновесие между расплавом и выделяющимися кристаллами.Если между расплавом и окружающей средой происходит масс ообмен в отношении летучих компонентов, т .е . кристаллизующаяся магма представляет собой открытую систему, то возможно полное удаление Н2О и СО2 из системы. По мнению Г.Йодера и К.Тилли (1965), базальтовая магма, кристаллизующаяся на глубине в виде диабаза или габбро, должна характеризоваться очень низким содержанием воды и углекислоты. Вмещающие магму горные породы являются проницаемыми для газовой фазы и не проницаемы для расплава. При медленном остывании магмы растворенные в ней летучие компоненты могут отделяться от расплава и дифундировать во вмещающие породы. Вероятно, именно поэтому в интрузивных телах габбро и габбро-диабазов, а также в дайках и силлах диабазов значительной мощности плагиоклаз чаще всего сохраняется не альбитизированным.Генезис спилитов определяется не спецификой обстановки и избирательностью метаморфизма, а прежде всего начальным химизмом лав.Изменения вызвана автометаморфическим преобразотзани- 56 ем пород не успевшими дегазировать летучими компонентами (главным образом, водой и углекислотой), которые находились непосредственно в данной порции базальтовой магмы и действовали только в данном эффузивном теле в момент и сразу после его кристаллизации. Продукты деанортитизации оставались в породе и проявились в виде богатых кальцием и водой минералов - эпидота, хлорита, кальцита. При этом обязательно присутствуют в спилитах мелкие гнезда с мозаичным агрегатом кварца, высвободившегося при альбитизации.Петрохимические особенности. Петрохимическая характеристика вулканических пород формации дается на основе 45 силикатных и 180 спектральных (табл.4.3.) анализов. Как показали исследования Ф.С.Штейнберга (1964), химические анализы зеленокаменных пород очень близко характеризуют исходный химический состав и могут быть использованы для их определения. Зеленокаменный метаморфизм протекает без изменения или почти без изменения соотношений между первичными компонентами пород. Об этом можно судить по малому количеству нормативного условного корунда (С) в спилитах, указывающему на незначительную степень выщелачивания оснований.Главные породообразующие окислы распределены в спилитах и диабазах согласно модели нормального закона, хотя химический состав вулканитов формации изменяется в очень широких пределах.Их меланократовый характер обусловливает высокие значения (20-37^) параметра "в" (рис,4.12.) . Принадлежность пород к диабазовой группе подчеркивается почти вертикальным направлением векторов в поле "сзЪ" (п= 93^). Неравномерное распределение вторичных кальцийсодержащих минерадов (эпидота, цоизита, кальцита) выражается в широком разбросе фигуративных точек по параметру "с".Спилиты и диабазы характеризуются неравномерным накоплением щелочей в процессе дифференциации, что отражается в появлении самостоятельных ветвей вариационной кривой в поле"азЬ".Нижняя кривая, при небольшой ее протяженности (в = 35-27^), отличается большим углом отклонения (40-45!?) от оси "зЪ", связанным с резким увеличением концентрации щелочей (рис,4.13.) .Классы: Слабо пересыщенные /Ш/, насыщенные /1У/, слабо насыщенные /У/, ненасыщенные /У1/ кремнеземом породы. - 62 Рис. 4,12, Петтэохимйческая диаграш© состава вулканических пород каратагской сшалит-диабазовой формации. lb - 63 / / • 5 •1С -15 Saunas ^ 6 Рис. 4.13. Вариационная диаграмма А.Н.Заварицкого для вулканических пород нижнекаменноугольной каратагской спил ит-диа базов ой формации.Отличительной чертой гиссарских спилитов является низкая концентрация в них двуокиси титана. Наиболее близкими к описываемым спилитам породами являются базальты контрастной диабазальбитофировой формации Баймакской зоны Южного Урала, толеиты Аравийско-Индийского срединного хребта (Фролова, Рудник, 1972) и диабазовый базальт полуострова Олимпик (Парк, 1963).Рис. 4.14, Диаграмма X. Куно для группы основных пород нижнекаменноугольной каратагской спилит-диабазовой формации. а - базальты; б - андезито-базальты; в - андезиты, I, II, III - серии X. Куно щелочных базальтов, высокоглиноземистых базальтов и толеитов. - 66 т % 12 9 б • •• • • 0,3 0,6 0,9 TiOjo Рис. 4,15. Распределение окислов титана и магния в основных вулканических породах каратагской спилит-диабазсвой формации. Пунктирная линия - граница между траппами древних платформ /внизу/ и океаническими толеитовыми базальтами /по В.А. Кутолину, 1972/.4.1.2. Среднекаменноугольная шамольская базальт-андезитовая формация Геологическое положение. Башкир-нижнемосковские вулканогенные, вулканогенно-осадочные и карбонатные отложения известны в бассейнах рек Кштут, Щиркент, Каратаг, Савургон, Суффа, Арджанак, Ханака, Лючоб, Варзоб и прослеживаются на расстоянии 80 км. Они слагают крылья и ядра синклинальных структур и приурочены, главным образом, к южной периферии Шатрут-Варзобекой эвгеосинклинальной подзоны.Длительное время эти отложения рассматривались совместно со спилитами сначала в составе курукской свиты (Марковский, SiOo Рис. 4.21. Вариационная диаграмма Харкера для группы спилит-диабазовой формации. Линия АБ соответствует средне - 74 1937), а затем вулканогенной свиты (Головин, 1939) и нижней вулканогенной толщи (Овчинников, 1946, 1956). Лишь в 1957 году Е.Н.Горецкая выделила их в самостоятельный среднекаменноугольный вулканогенно-осадочный комплекс, который был подразделен на андезитовцю и вулканогенно-осадочную толщи. Позже (Горецкая, 1962) эти образования были объединены в андезитовую формацию. Андезитовые порфириты, развитые в междуречье Кштут-Обизаранг, были выделены И.М.Исамухамедовым (1965) и В.А.Пимшиной (1968) в обизарангскую свиту низов среднего карбона. Верхнюю часть разреза вулканогенно-осадочной толщи Ф.Р.Бенш (1969) относит в одних случаях к суффинской (нижнебашкирский подъярус), а в других - к башкир-нижнемосковской сагдорской свите. Д.А.Старшинин (I97I) считает эти отложения возрастным аналогом суффинской свиты, а кварцевые альбйтофиры спилит-диабазовой формации и андезитовые порфириты он объединяет в шамольскую свиту среднего карбона. В последней геологической сводке по Таджикистану (Салтовская и др.,1976) андезитовая толща включена в каратагскую серию.Отложения базальт-андезитовой формации повсеместно залегают на спилит-диабазшвой формации. В одних местах (Кштут,Ханака, Зачау, Лючоб, Варзоб) на разные горизонты спилит-диабазовой формации налегают андезитовые порфириты, туфобрекчии, туфоконгломераты и туфопесчаники (рис.4.22), в других (Сарбин, Савургон, Правая Суффа) - наблюдается согласное залегание или параллельное прилегание темно-коричневых туфоалевритов и вулкано-терригенных песчаников основания базальт-андезитовой формации на серпуховских кремнистых известняках, венчающих разрез спилит-диабазовой формации. Верхняя граница базальт-андезитовой формации проводится по кровле нижненосковских извест- 75 рис,4,22, Шлеганже туфопесчаников н туфоалввролжтов среднекаиенноугольной шамольской базальт-андезитовой формащш на "красные породы" няжнекаменноугольной каратагской спилит-диабазовой формация.Левый склон долины руч. Зачау. - 7 6 някоБ. Ее перекрывают несогласно залегающие верхнемосковские отложения флишоидной формации (мубаракская и сагдорская свиты). Возраст базальт-андезитовой формации обоснован многочисленными находками башкирских и нижнемосковских фораминифер С табл.4.4). Мощность формации 1200 м.Осадочные породы представлены вулкано-терригенными конгломератами (7^), песчаниками и туфопесчаниками (22^), туфоалевролитами (2^) и известняками (5^).Стратиграфические разрезы. Базальт-андезитовая формация неустойчива по простиранию; андезиты и андезито-базалъты замещаются осадочно-вулканогенной или существенно терригенной толщей, отложенной подводными турбидными (мутьевыми суспензионными) потоками (рис,4.23). Для нее характерны многочисленйые внутриформационные перерывы и несогласия. Осадочная толща нередко обладает градационной слоистостью (рис.4,24). Вулканические аппараты, предположительно, располагались в междуречье Лючоб-Варзоб, в бассейнах рек Ханака и Ширкент, а также незначительные проявления вулканизма отмечены по р.Кштут.Состав и условия накопления. Вулканогенные породы представлены андезитами, андезитовыми и андезито-базальтовыми порфиритами, литокластическими и кристаллокластическими туфами.Среди минеральных парагенезисов вулканитов развиты исключительно порфировые типы с несколькими (обычно двуми или тремя) генерациями вкрапленников. Наиболее широко распространены плаги- 77 Т а б л и ц а 4.4 .

Заключение диссертации по теме «Общая и региональная геология», Ковальчук, Иван Алексеевич

7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В данной работе рассмотрены время образования и структурная приуроченность нижне-среднекаменноугольных вулканоге-нно-осадочных комплексов, разделенных на 7 формаций. Их детальный анализ позволяет сделать следующие выводы.

1. Герцинская геосинклиналь в Южном Гиссаре заложилась в раннем карбоне в результате растяжения и прогибания континентальной коры. Докарбоновый метаморфический комплекс прорван интрузиями габбро и- крутопадающими, прислоненными друг к другу, дайками диабазов и кварцевых альбитофиров, заполняющими все пространство шириной Ч километра.

2. Выделенная ранее Э.А.Портнягиным Южногиссарская маг-матогенная зона представляет собой пару смежных структур -Шатрут-Варзобскую эвгеосинклинальную и Тамшуш-Каратегинскую звгеоантиклинальную подзоны. На севере она отделена от Зера-вшано-Гиссарской парагеосинклинальной зоны Северогиссарским глубинным разломом, на юге от Таджико-Афганского зпибайкаль-ского срединного массива - Южногиссарским краевым швом.

3. Зона Северогиссарского глубинного разлома на всем протяжении является важнейшей рудоконтролирующей структурой региона. Наибольший интерес представляют участки пересечения глубинноразлонной зоны диагональными разломами, где распола.-: гаются продуктивные рудные узлы. Зона Южногиссарского краевого шва по преобладающей рудной специализации, определена как медно-цинково-колчеданная. В ее пределах наиболее перспективными на поиски свинцово-цинковых месторождений являются кислые раннегеосинклинальные вулканиты. Тамшуш-Каратегинская эвгеоантиклинальная подзона обладает ярко выраженной редком

Рис. 4.59. Ксенолиты альбнтофиров /шшгиолипаритов/ в диабазах я стшлитах нижнекаменноугольной каратаг-ской сшлит-дмабазовой формации, р.Варзоб. Щл. 758Д7 и 758/30; увел. 22, никоди скрещены. етальной специализацией.

Каждый из выделенных тектонических районов характеризуется только ему присущей колонной собственно геосинклинальных формаций, своим типом вулканизма, вялыми или, наоборот, контрастными движениями. Скорость погружения эвгеоси-нклинали в 3-5 раз превышала темпы прогибания смежных районов.

5. Колонна Шатрут-Варзобской эвгеосинклинальной подзоны (общей мощностью 4200 м) сложена спилит-диабазовой и ба-зальт-андезитовой формациями, вулканические породы которых принадлежат к контрастному толеитовому типу с резко выраженной натриевой специализацией.

6. Колонна Тамшуш-Каратегинской эвгеоантиклинальной подзоны (1250 м) - карбонатной и андезит-дацитовой формациями. Последняя представлена базальтами, андезитами, дацита-ми, липаритами и их пирокластами, принадлежащими к непрерывной высокоглиноземистой известково-щеаючной серии, отдель-' ные члены которой обладают ярко выраженной калиевой специализацией.

7. В зоне Северогиссарского глубинного разлома полностью отсутствуют вулканогенные отложения нижнего-среднего карбона. В собственно геосинклинальный этап она представляла собой высокоподнятый барьерный риф (общей мощностью

800 м), за пределы которого к северу не проникали каменноугольные вулканические образования.

8. Колонна Южногиссарского краевого шва (2750 м) сложена формациями кварцевых альбитофиров, карбонатно-вулканог-енной и вулканогенно-турбидитовой. Она характеризуется сложным сочетанием терригенных. , карбонатных и разного состава вулканических пород, родственных, с одной стороны, спилитам и альбитофирам эвгеосинклинали, а с другой - липаритам и кварцевым порфирам срединного массива. К шовной зоне приурочены протрузии апоперидотитовых серпентинитов.

9. Собственно reoсинклинальные формации всех зон и подзон Южного Гиссара представляют собой единый латеральный ряд формаций, тесно пapareнетически связанных друг с другом. Постепенные взаимопереходы, существующие между колоннами формаций, свидетельствуют, что эти комплексы образовались в единой геосинклинальной системе; они противоречат идее о много-соткилометровых горизонтальных перемещениях.

10. Вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы формировались стадийно; их развитие тесно связано с этапами становления внутриплатформенной геосинклинали.

11. Каждому этапу тектонического развития эвгеосинклинали соответствовали определенные термодинамические условия существования магматического очага, при которых возникали только им присущие формации базитов с закономерными вариациями петрогенных окислов.

12. Эндогенные режимы (геодинамические обстановки) всех эвгеосинклиналей объединены в три группы: геодинамические обстановки окраин континентов, срединных хребтов и активизированных складчатых поясов. Каждая группа геодинамических обстановок порождает определенный тип эволюции базитовой магмы.

13. Эволюция герцинских reoсинклинальных и орогенных базитов Южного Гиссара принадлежит к конвергентному типу эволюции магм срединных хребтов. Она протекала при повышении температуры и давления в магматическом очаге.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Ковальчук, Иван Алексеевич, 1984 год

1. Абдуллаев Х.М. Магматизм и оруденение Средней Азии. Ташкент: Изд. АН УзССР, I960. - 147 с.

2. Абдуллаев Х.М., Борисов О.М. Геологическое районирование Средней Азии как основа прогнозирования полезных ископаемых. В кн.: Методика составления металлогенических карт. Ташкент: Наука УзССР, 1964, с.27-41.

3. Абрамович И.И., Груза В.В. Фациально-формационный анализ магматических комплексов. Л.: Недра, 1972. - 238 с.

4. Апрелков С.Е., Марченко А.Р., Шеймович A.C. Некоторые петрохимические особенности четвертичного вулканизма Камчатки. В кн.: Петрохимические особенности молодого вулканизма. М.: Изд. АН СССР, 1963, с.35-42.

5. Ахмеджанов М.А., Борисов О.М., Фузайлов И.А. Геологическое строение и состав палеозойского фундамента Узбекистана. T.I. Ташкент: Фан, 1967. - 162 с.

6. Ахмеджанов М.А., Борисов О.М. О юго-западной границе Урало-Монгольского складчатого пояса. В сб.: Вопросы региональной геологии и петрологии Средней Азии. Ташкент: Изд. САИГИМС, 1975, с.4-37.

7. Ахмеров Р.З., Насыров A.M., Пак В.А. Применение аппаратуры "Земля" для изучения строения земной коры. В кн.: Земная кора Узбекистана. Ташкент: Фан, 1974, с.17-32.

8. Бабаев К.Л. Принципы геологического районирования в связи с составлением металлогенических и прогнозных карт.- Сов.геология, 1964, В 5, с.38-49.

9. Бабаев A.M., Кулагин В.К. Глубинное строение восточной части Гиссарской долины. В сб.: Проблемы геологии Таджикистана. Душанбе: Изд.АН ТаджССР, 1964, с.99-105.

10. Багин В.И., Бродская С.Ю., Петрова Г.Н., Печерский Д.М. Глубина очагов вулканов Курило-Камчатской островной дуги по данным термомагнитных исследований вулканических пород.- Изв.АН СССР, серия физика Земли, 197I, В 5, с.57-68.

11. Баратов Р.Б. Интрузивные комплексы южного склона Гиссарского хребта и связанное с ними оруденение. Душанбе: Дониш!, 1966. - 336 с.

12. Баратов Р.Б., Кухтиков М.М., Мушкин И.В., Брейвинс-кая В.М., Кутенец В.А. Вулканические трубки взрыва и некоторые особенности глубинного строения Южного Гиссара. Душанбе: Дониш, 1970. - ИЗ с.

13. Баратов Р.Б., Горецкая E.H., Щукин С.И. Дацит-липар-итовая формация Южного Гиссара. Душанбе: Дониш, 1973. -131 с.

14. Баратов Р.Б. (ред.) Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1976.- 268 с.

15. Бархатов Б.П. Тектонические карты. Л.: Недра, 1979.- 19Г с.

16. Бевзенко П.Е. Типы ассоциаций и химическая эволюция океанических базальтов. В сб.: Проблемы магматической геологии. Новосибирск: Наука, 1973, с.250-258.

17. Беккер Я.А. Основные черты тектоники чехла таджикекой депрессии.: Автореф.дис. канд. геол.-мин. наук. Душанбе, 1971. - 20 с.

18. Белоусов В.В. Геотектоника. М.: Изд.МГУ, 1976. -334 с.

19. Беннисон Дж., Райт А. Геологическая история Британских островов. М.: Мир, 1972. - 320 с.

20. Бенш Ф.Р. Схема стратиграфии каменноугольных отложений юго-западных отрогов и южного склона Гиссарского хребта.- В кн.: Геология и рудоносность палеозоя Южного Узбекистана. Ташкент: Наука, 1965, с.6-16.

21. Бенш Ф.Р. Стратиграфия и фораминиферы каменноугольных отложений юго-западных отрогов и южного склона Гиссарского хребта. Ташкент: Фан, 1969. - 174 с.

22. Богданов A.A. Тектоническое районирование палеозоид Центрального Казахстана и Тянь-Шаня. Статья первая. Бюл. МОИП, отд.геол., 1965, f 5, с.40-68.

23. Богданов A.A. Тектоническое районирования палеозоид Центрального Казахстана и Тянь-Шаня. Статья вторая. Бюл. МОИП, отд.геол., 1965, »6, с.8-42.

24. Боголепов К.В. Некоторые вопросы учения о геологических формациях. Геол. и геофиз., 1970, № I, с.39-49.

25. Буртман B.C. Структурная эволюция палеозойских складчатых систем (варисциды Тянь-Шаня и каледониды Северной Европы). Наука, 1976. - 164 с.

26. Важеевская A.A., Огородов Н.В., ОгородоваАА.С. Петрография, петрохимия и рассеянные элементы. В кн.: Вулканы и четвертичный вулканизм Срединного хребта Камчатки. М.: Наука, 1972, с.38-95.

27. Виноградов П.Д., Довжиков А.Е., Зубцов Е.И., Огнев В.Н. Тяныпаньская складчатая область . В кн.: Геологическое строение СССР. Т.З. Тектоника. М.: Госнаучтехиздат, 1958, с.94-106.

28. Волочкович К.Л., Гаврилин Р.Д., Ифантопуло Т.Н. Типы палеозойских структур Южного Тянь-Шаня, их магматизм и металлогеническая характеристика. М.: Наука, 1973. - 127 с.

29. Вотах O.A. Структурные элементы Земли. Новосибирск: Наука, 1979. - 216 с.

30. Гамильтон У. Происхождение вулканических пород звгеосинклиналей и островных дуг. В кн.: Окраины континентов и островные дуги. М.: Мир, 1970, с.271-276.

31. Гилярова М.А. Шаровые лавы Суисарского района Южной Карелии и проблема генезиса шаровых лав. Уч.зап. Ленингр. ун-та, Ü 268, сер.геол., вып.10. JI.: Изд. ЛГУ,1959, с.3-69.

32. Горецкая E.H. Магматические формации Тянь-Шаня. -Зап. Всесоюзн. Мин. об-ва, сер.2, ч.90, вып.2. М-Л., 1961, с.136-161.

33. Горецкая E.H. Палеозойские вулканогенные формации Тянь-Шаня и их связь с различными типами тектонических структур. В кн.: Вопросы вулканизма. Тр.Первого всесоюзн.вулканолог. совещ. М.: Изд. АН СССР, 1962, с.340-343.

34. Горецкая E.H., Морозенко Н.К. Магматизм и металлогения в палеозойской истории геологического развития Южного Ги-ссара (Южный Тянь-Шань). Тр. ВСЕГЕИ, нов.сер., т.73. Пет-рогр. сборн., № 4. Л., 1962, с.29-47.

35. Грин Д.Х., Рингвуд А.Е. Происхождение базальтовых магм. В кн.: Петрология верхней мантии. М.: Мир, 1968, с.132-227.

36. Губин И.Е. Геологическая граница между Памиром и Алаем. М.: Госгеолиздат, 1940. 46 с.

37. Губин И.Е. Закономерности сейсмических проявлений на территории Таджикистана (геология и сейсмичность). М.: Изд. АН СССР, i960. - 464.

38. Далимов Т.Н., Кустарникова A.A., Ярмухамеров А.Р., Кадыров М.Х. Вулканогенные формации Узбекистана. Ташкент: Фан, 1971. - 285 с.

39. Далимов Т.Н. Кислый вулканизм складчатых областей (на примере Срединного и Южного Тянь-Шаня): Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. Свердловск, 1980. - 54 с.

40. Дикенштейн Г.Х. (ред.) Тектоника и нефтегазоносность западных районов Средней Азии. М.: Гостоптехиздат, 1963.- 80 с.

41. Дмитриев Л.В., Шараськин А.Я. Петрография и петрохи-мия коренных пород Аравийско-Индийского хребта. В кн.: Исследования по проблеме рифтовых зон Мирового океана, т.2. М.: Наука, 1972, с.156-191.

42. Дэли P.A. Изверженные породы и глубины Земли. Л.-М.: ОНТИ, 1936. - 590 с.

43. Елисеев Э.Н. Геохимия изверженных горных пород. В кн.: Массив Гремяха-Вырмес на Кольском полуострове. Л.: Наука, 1967, с.170-227.

44. Елисеев Э.Н. Проблемы динамики процессов кристаллизации магмы. В сб.: Петрология и структурный анализ кристаллических образований. Л.: Наука, 1970, с.51-70.

45. Елисеев Э.Н. Вариационный физико-химический анализ процессов кристаллизации многокомпонентных систем. Л.: Наука, 1972. - 128 с.

46. Елисеев Э.Н. Петрохимическая роль титана при характеристике магматической дифференциации основных пород. В сб.:. Вулканизм и глубины Земли. Материалы Ш Всесоюзн.вулканолог. совещания. М.:Наука, 1971, с.173-177.

47. Елисеев Э.Н., Ковальчук И.А., Портнягин Э.А. Глубинные условия возникновения базальтоидных магм Южного Гиссара. Геол.сборник Львов, геол. об-ва, № 15. Львов: Изд. Львов, ун-та, 1976, с.81-84.

48. Елисеев Э.Н., Ковальчук И.А., Кратц К.О. Принцип системного соответствия. В кн.: Методология исследования развития сложных систем. Естественнонаучный подход. Л.: Наука, 1979, с.235-241.

49. Заварицкий А.Н. Введение в петрохимию изверженных горных пород. М.: Изд. АН СССР, 1944. - 324 с.

50. Заварицкий А.Н. Изверженные горные породы. М.: Изд. АН СССР, 1961. 479 с.

51. Заварицкий В.А. Спилито-кератофировая формация окрестностей месторождения Блявы на Урале. Тр. инст.геол.наук АН СССР, вып. 71. Петрограф, серия (И 24). - М.: 1946. - 83с.

52. Захаревич В.А. К вопросу о бокситоносности палеозоя и нижнего мезозоя в Южном Узбекистане. Изд. Ком. наук Уз. ССР, 1939. - 48 с.

53. Захаров С.А. Стратоструктуры Мезо-Кайнозоя Таджикской депрессии. Сталинйбад: Изд. АН Тадж.ССР, 1958. - 226 с.

54. Зоненшайн Л.П. Геосинклинальный процесс и новая глобальная тектоника. Геотектоника, 1971, № 6, с.3-26.

55. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Моралев В.М. Глобальная тектоника. М.: Недра, 1976. - 231 с.

56. Зуев Ю.Н., Таль-Вирский Б.Б., Магдиев P.A. Глубинный тепловой поток и некоторые его источники. В кн.: Земная кора и верхняя мантия Средней Азии. М.: Наука, 1977, с.134-152.

57. Зуннунов Ф.Х., Ахмеджанов М.А., Борисов О.М., Эрге-шев Т.е. Геолого-геофизическая модель земной коры Западного Узбекистана (Южный и Срединный Тянь-Шань). Геотектоника, 1974, Ь 4, с.59-68.

58. Иодер Г.С., Тилли К.Э. Происхождение базальтовых . магм. М.: Мир, 1965. - 248 с.

59. Карпова Е.Д. Типы металлогенических зон Тянь-Шаня и Памира.-В сб.: Закономерности размещения полезных ископаемых, вып.З. М.: Изд. АН СССР, i960, с.418-440.

60. Кепежинскас В.В. Петрохимия позднепалеозойских-ран-немеэозойских вулканических ассоциаций Центральной Монголии.- В сб.: Ассоциации вулканогенных пород и вулканические структуры. Тр, ин-та геол. и геофиз., вып.75. Новосибирск: Наука, 1974, с.4-23.

61. Классификация и номенклатура магматических горных пород: Справочное пособие (Богатиков О.А., Гоныпакова В.И., Ефремова C.B. и др.). М.: Недра, 1981. - 160 с.

62. Ковальчук И.А., Портнягин Э.А. Спилито-диабазовая формация Южного Гиссара. Геол. сборник Львов.геол.об-ва, № 14. Львов: Изд.Львов.ун-та, 1973, с.174-177.

63. Ковальчук И.А. Термодинамические условия эволюции базитов Южного Гиссара. Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1979, Ь 8, с.30-34.

64. Ковальчук И.А., Куземко В.Н., Павлов В.И. Поэтажное тектоническое районирование палеозоид Зеравшано-Гиссарской горной области (Южный Тянь-Шань). Бюл.МОИП, отд.геол., 1984, № I, с. 37-44.

65. Комаров Ю.В. Мезозойский внегеосинклинальный магматизм Западного Забайкалья. Новосибирск: Наука,1972. - 155с.

66. Коржинский Д.С. Особенности послемагматических явлений в вулканических формациях в зависимости от глубинности.- Докл. АН СССР, т.133, i960, * 5, C.II94-II97.

67. Коржинский Д.С. Зависимость метаморфизма от глубинности в вулканогенных формациях. Тр. Лабор. вулканологии, вып. 19, 1961, с.5-И.

68. Коржинский Д.С. Проблема спилитов и гипотеза трансвапоризации в свете новых океанологических и вулканологических данных. Изв. АН СССР, сер.геол.,1962, №> 9, с.12-17.

69. Королев В.Г. Схема тектонического районирования Тянь-Шаня и смежных регионов. Изв. Киргизск.фил.Всесоюзн. геогр. об-ва, вып.З, 1961, с.3-12.

70. Костюк В.П. Геолого-петрограф1чний нарис магматизму Карпат. Ки1в: Вид-во АН УРСР, 196I. - 158 с.

71. Косыгин Ю.А. Тектоника. М.: Недра, 1969. -616 с.

72. Кратц К.О., Елисеев Э.Н. Геохимия процессов кристаллизационной дифференциации. В сб.: Магматические процессы.

73. Международный геохимический конгресс. Доклады, т.I. М., 1972, с.354-365.

74. Крестников В.Н. История развития колебательных движений земной коры Памира и сопредельных частей Азии. М.: Изд. АН СССР, 1962. - 127 с.

75. Куземко В.Н., Гнутенко H.A., Ковальчук И.А., Павлов В.И. Наложенная складчатость "ягнобских сланцев". Докл. АН Тадж.ССР, 1980, т.23, » I, с.33-36.

76. Куземко В.Н., Мамчур Г.П., Гнутенко H.A., Ковальчук И.А. Изотопный состав углерода "ягнобских сланцев" и его генетический смысл. Докл. АН Тадж.ССР, 1982, т.25, № 7, с.413

77. Куземко В.Н., Демедюк Ю.Н., Ковальчук Й.А., Павлов В.И. Структурный анализ космофотоснимков Зеравшано-Гиссарской горной области. Сов.геология, 1982, Ь II, с.89-93.

78. Куземко В.Н., Ковальчук И.А., Павлов В.И. Структурный анализ Зеравшано-Гиссарской горной области (Южный Тянь-Шань) на основе изучения космофотоснимков. В сб.: Тектоника Тянь-Шаня и Памира. М.: Наука, 1983, с.114-117.

79. Кузин И.П. Фокальная зона и строение верхней мантии в районе Восточной Камчатки. М.: Наука, 1974- - 132 с.

80. Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. -М.: Недра, 1964. 385 с.

81. Кулагина М.В. Особенности рельефа поверхности Мохор-овичича в пределах Афгано-Таджикской впадины, Памира и Южного Тянь-Шаня. Докл. АН Тадж.ССР, т.14, 197I, И 8, с.18-21.

82. Куно X. Латеральная вариация базальтовой магмы вкрест окраин континентов и островных дуг. В кн.: Окраины континентов и островные дуги. М.: Мир, 1970, с.249-262.

83. Кусиро И., Иодер Г.С., мл. Реакции между форстеритом и анортитом при высоких давлениях. В кн.: Грин Д.Х., Ри-нгвуд А.Э. и др. Петрология верхней мантии. М.: Мир, 1968, с. 294-299.

84. Кутенец В.А. Раннегерцинская гипербазит-габбро-гра-нитная серия Гармского блока (Центральный Таджикистан): Авт-ореф.дисс.канд.геол.-мин. наук. Львов, 1974. - 26 с.

85. Кутолин В.А. Проблемы петрохимии и петрологии базальтов. Новосибирск: Наука, 1972. - 208 с.

86. Кухтиков М.М. Тектоническая зональность и важнейшие закономерности строения и развития Гиссаро-Алая в палеозое.- Душанбе; Дониш, 1968. 298 с.

87. Лавров В.М. Современный подводный вулканизм срединного Атлантического хребта. Изв. АН СССР. Сер.геол., 1973, В 2, с.15-24.

88. Лазаренко Е.К., Матковский О.И., Винар О.М., Шашк1-на В.П. М1нералог1я вивержених комплекс1в Зах1дно1 Волин1.- Льв1в: Вид-во Льв1вськ. ун-ту, i960.- 509 с.

89. Лазько Е.М., Резвой Д.П. Глубинные разломы, тектоническое районирование и изучение глубинных процессов земной коры. В сб.: Карпато-Балканская геологическая ассоциация, УП конгресс. София, 1965, с.55-59.

90. Ларин В.Н. Гипотеза изначально:лгидрцдной Земли. -М.: Недра, 1980. 216 с.

91. Лебединский В.И., Макаров H.H. Вулканизм Горного Крыма. Киев: Изд. АН УССР, 1962. - 208 с.

92. Леонов Ю.Г. Тектоническая природа девонского орогенеза. М.: Недра, 1976. - 193 с.

93. Мак-Берни A.C. Андезитовый и риолитовый вулканизм складчатых поясов. В кн.: Земная кора и верхняя мантия. М.: Мир, 1972, с.441-448.

94. Малеев Е.Ф. Неогеновый вулканизм Закарпатья. М.: Наука, 1964. - 251 с.

95. Малеев Е.Ф. Вулканогенные обломочные горные породы.- М.: Недра, 1977. 215 с.

96. Марков М.С. К проблеме становления "гранитного" слоя островных дуг. В сб.: Вулканизм и тектогенез. М.: Наука, 1968, сЛ81-186.

97. Марковский А.П. Новые данные по стратиграфии и тектонике восточной части Зеравшано-Гиссарской горной системы.- Изв. ГГРУ, т.50, вып.50, 1931, с.3-17.

98. НО. Марковский А.П. Зеравшано-Гиссарская горная область. В кн.: Тадникско-Памирская экспедиция 1935 г. М.-Л.: Изд. АН СССР, 1937, с.741-773.

99. Марковский А.П., Виноградов П.Ф., Овчинников С.К., Григорьев A.B. Тектоника Центрального Таджикистана. В кн.: Геология СССР. Тадж.ССР. Т.24, чЛ. М.: Гонаучтехиздат, 1959, с.482-515.

100. Марковский Б.А., Супруненко О.И. Сравнительная характеристика двух типов турбидитовых формаций Восточной Камчатки. Сов.геология, 1972, № 10, с.24-31.

101. Марковский Б.А., Ротман В.К., Тарасов Б.М. Эволюция геосинклинального вулканизма Восточной Камчатки. В сб.: Эволюция вулканизма в истории Земли. Труды Первого Всесоюзн. палеовулканолог.симп. M., 1974, с.197-208.

102. Марушкин И.А. О зоне глубинного разлома на границе Южного Тянь-Шаня и Памира в палеозойскую эру. Геол.сборник Львов.геол.об-ва, №9. М. : Изд. Недра, 1965, с.131-144.

103. Macao M., Macao Г., Мицуо Ф. Геологическое развитие Японских островов. М.: Мир, 1968. - 719 с.

104. Мерлич Б.В., Спитковская С.М. Проблемы тектоники и магматизма глубинных разломов. Т.2. Глубинные разломы, неогеновый магматизм и оруденение Закарпатья. Львов: Изд. при Львов.ун-те, 1974. - 175 с.

105. Моралев В.М., Ельянов A.A. Эволюция тектонических обстановок щелочно-базитового магматизма в истории Земли. -В сб.: Эволюция вулканизма в истории Земли. Тр.Первого Все-союз.палеовулканолог, симпозиума. М., 1974, с.263-268.

106. Москалева В.Н. Эволюция главных типов магматических формаций в истории развития земной коры. В сб.: Проблемы магматической геологии. Новосибирск: Наука, 1973, с.48-60.

107. Моссаковский A.A. К вопросу об орогенном этапе развития геосинклинальных областей. Геотектоника, 1965,® 2, с.3-16.

108. Муре Э.М., Вайн Ф.Дж. Массив Тродос на Кипре и другие офиолиты как древняя океаническая кора. В кн.: Петрология изверженных и метаморфических пород дна океана. М.: Мир, 1973, с.50-74.

109. Мучаидзе Д.Р., Трифонов Б.А., Шванов В.Н. Закономерности изменения состава терригенных комплексов в разрезе палеозоя Зеравшано-Гиссарской зоны Южного Тянь-Шаня. Вестник1. ЛГУ, 1967, Ш, с.90-102.

110. Мушкин И.В. Габбро-плагиогранитная формация Южного Гиссара. В сб.: Магматизм и металлогения Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1968, с.11-129.

111. Набоко С.И. Петрохимические особенности молодых и современных лав Камчатки. В сб.: Петрохимические особенности молодого вулканизма. М.: Изд. АН СССР, 1963, с.24-34*

112. Наливкин Д.В. Очерк геологии Туркестана. Ташкент - Москва: Туркпечать, 1926, - 184 с.

113. Наседкин В.В., Салтыковский А.Я., Геншафт Ю.С. Особенности эволюции силикатного вещества в зависимости от состава, давления и температуры. В сб.: Вулканизм и глубины Земли. Материалы Ш Всесоюз.вулканолог.совещания. М.: Наука, 1971, с.126-131.

114. Обуэн 1. Геосинклинали. М.: Мир, 1967. - 302 с.

115. Овчинников С.К. Новые данные по геологии Южного склона Гиссарского хребта. Изв.Тадж. Фан СССР, $ II, 1946, с.68-83.

116. Овчинников С.К. Структура Южного Гиссара и основные черты его геологического развития в палеозое.: Автореф. дисс.канд.геол.-мин. наук. Л., 1956. - 22 с.

117. Овчинников С.К. Схема стратиграфии вулканогенных и терригенных толщ карбона и перми Южного Гиссара. В сб.: Тезисы докладов к совещанию по унификации стратиграфических схем Средней Азии. М.: Госнаучтехиздат, 1958, с.101-102.

118. Овчинников С.К. Южно-Гиссарская структурно-фациа-льная зона и Гиссарский глубинный разлом. Изв.отд.геол.-химич. и техн. наук АН Тадж.ССР, № I, 1959, с.91-98.

119. О"Нил. Гидротермальное изменение полевых шпатов.- В сб.: Вопросы физико-химии,: минералогии и петрографии. М.: ИЛ, 1950.

120. Ота Р., Иссхики Н., Уэмура Ф., Осава А., Оно К. Вулканические породы и вулканическая деятельность. В кн.: Геология и минеральные ресурсы Японии. М.: ИЛ, I96I,c.I05-118.

121. Пак В.А., Таль-Вирский Б.Б., Насыров A.M., Митрофанов А.Р. Строение земной коры по данным дискретных наблюдений со станциями "Земля". В кн.: Земная кора и верхняя мантия Средней Азии. М.: Наука, 1977, с.54-78.

122. Парк Ч.Ф. Спилиты и проблема марганца полуострова Олимпик, штат Вашингтон. В сб.: Проблемы палеовулканизма. М.: ЮГ, 1963, с.79-95.

123. Пейве A.B. Схема тектоники Западного Тянь-Шаня.- Изв. АН СССР, сер.геол., 1938, » 5-6, с.3-32.

124. Пейве A.B., Смирнов А.Д. Новые данные по стратиграфии и тектонике западной части Зеравшано-Гиссарской горной области. В сб.: Геология и полезные ископаемые Зеравшано-Гиссарской горной системы (Таджикистан). М.-Л.: Госгеолиздат, 1940, с.3-32.

125. Пейве A.B. Общая характеристика, классификаций и пространственное расположение глубинных разломов. Изв. АН СССР, сер.геол., 1956, fc I, с.90-105.

126. Пейве A.B. Связь осадконакопления, складчатости, магматизма и минеральных месторождений с глубинными разломами. Главнейшие типы глубинных разломов. Статья 2. Изв. АН СССР, сер.геол., 1956, №3, с.57-71.

127. Пимшина В.А. Стратиграфия вулканогенных толщ юго-западных отрогов Гиссара. В кн.: Вопросы палеовулканизма Узбекистана. Ташкент: Фан, 1968, с.100-107.

128. Покровский A.B. О краевом глубинном разломе Юго-Западного Гиссара (Южный Тянь-Шань). Узбекский геол. журнал, 1963, ¥ б, с.52-57.

129. Поленков А.И. Геохимия зеленокаменного метаморфизма вулканогенных пород Блявинского рудного поля (Южный Урал): Автореф.дисс.канд.геол.-мин. наук. М., 1977, - 21 с.

130. Поляков А.И., Ильин Н.П., Муравьева Н.С. Условия кристаллизации пород риолит-базальтовой ассоциации Исландии (по данным состава минералов-вкрапленников и коэффициента распределения). Геохимия, 1976, ® 7, с. 963-982.

131. Попов В.И. История депрессий и поднятий Западного Тянь-Шаня. Ташкент: Изд. Комитета наук Уз.ССР, 1938. - 258с.

132. Портнягин Э.А. Гиссарский шов и проблема Гиссарск-ого плутона. Геол.сборник Львов.геол.об-ва, № II, Львов: Изд. Львов.ун-та, 1968, с.163-168.

133. Портнягин Э.А., Гнутенко H.A., Ковальчук И.А., Ку-земко В.Н., Павлов В.И. Каменноугольный вулканизм и некоторые проблемы тектоники Гиссара (Южный Тянь-Шань). Бюл.МОИП»отд.геол., 1973, 2, с.82-93.

134. Портнягин Э.А., Павлов В,И., Ковальчук И.А. Южно-гиссарская магматогенная зона. В кн.: Проблемы тектоники и магматизма глубинных разломов. Том I. Глубинные разломы Южного Тянь-Шаня. Львов: Изд. Львов.ун-та, 1973, с.97-119.

135. Портнягин Э.А., Павлов В.И., Ковальчук И.А. Зона Южногиссарского глубинного разлома. В кн.: Проблемы тектоники и магматизма глубинных разломов. Том I. Глубинные разломы Южного Гиссара. Львов: Изд.Львов.ун-та, 1973,сЛ19-133.

136. Портнягин Э.А. Комплекс параллельных даек Южного Гиссара. Докл. АН СССР, т.219, 1974, Ш 4, с.948-951.

137. Портнягин Э.А., Кошлаков Г.В., Кузнецов Е.С. К проблеме взаимоотношения глубинных палеозойских структур Южного Тянь-Шаня и погребенного Таджико-Афганского массива. -Бюл. МОИП, отд.геол., 1974, »3, с.18-23.

138. Портнягин Э.А., Павлов В.И., Цориев К.О. Проблема "ягнобских сланцев" и некоторые детали строения восточной части Зеравшано-Гиссарской зоны (Южный Тянь-Шань). Геол. сборник, 1° 15, Львов: Изд. при Львов.ун-те, 1976, с.92-98.

139. Резвой Д.П. О Гиссаро-Алайской геосинклинали в верхнесилурийскую эпоху. Докл. АН СССР, т.95, 1954, с. 12891291.

140. Резвой Д.П. О явлении унаследованности в тектоническом развитии Южного Тянь-Шаня в верхнем палеозое, мезозое и кайнозое. Геол.сборник, № 2-3. Львов.геол.об-ва. Львов: Изд.Львов.ун-та, 1956, с.18-35.

141. Резвой Д.П. О важнейших структурных швах Тянь-Шаня и Памира. Геол.сборник Львов.геол.об-ва, № 5-6. Львов: Изд. Львов.ун-та, 1958, с.335-345.

142. Резвой Д.П. Антитяныпаньское структурное направление в тектонике Средней Азии. Геол.сборник Львов.геол.об-ва, 9, М.: Недра, 1965, с.119-130.

143. Резвой Д.П. Некоторые вопросы соотношения кора-мантия. Геол.сборник Львов.геол.об-ва, № 10. Львов: Изд.Львов, ун-та, 1966, сЛЗО-Ш.

144. Резвой Д.П. К систематике тектонических элементов Тянь-Шаня в палеозое, мезозой-палеогене и антропогена. Геол. сборник Львов.геол.об-ва, № II. Львов: Изд. Львов.ун-та, 1968, с.157-162.

145. Резвой Д.П. К проблеме глубинных разломов Южного Тянь-Шаня. Бюл. МОИП, отд.геол., 1972, т.47, вып.1, с.23-41.

146. Резвой Д.П. (ред.)., Проблемы тектоники и магматизма глубинных разломов. T.I. Глубинные разломы Южного Тянь- . Шаня. Львов: Изд. Львов.ун-та, 1973, - 163.

147. Решения совещания по разработке унифицированных стратиграфических схем для Средней Азии. Ташкент: Изд. АН Уз.ССР, 1959. 130 с.

148. Родионова Р.И., Федорченко В.И., Шилов В.Н. Петро-химические особенности лав вулкана Эбеко на острове Парамуш-ИР (Курильские острова). В сб.: Петрохимические особенности молодого вулканизма. М.: Изд. АН СССР, 1963, с.75-88.

149. Ритман А. Вулканы и их деятельность. М.: Мир, 1964, - 438 с.

150. Ротман В.К. Петрохимическая эволюция лав Срединного Камчатского хребта. В сб.: Петрохимические особенности молодого вулканизма. М.: Изд.г.АН СССР, 1963, с.56-70.

151. Рубаков Д.А. Краткий очерк геологического строения Зпапдного Гиссара (домеэозойский период). Ташкент: Фан, 1968. - 68 с.

152. Руженцев C.B. Краевые офиолитовые аллохтоны (тектоническая природа и структурное положение). Труды ГИН АН СССР, вып.283. М.: Наука, 1976. - 171 с.

153. Рябикин Ю.Н., Петров В.П., Марков В.К., Лившиц Л.Д., Делицин И.С. Дальнейшие сведения об условиях образования плотной модификации кремнезема при высоких давлениях и температурах. Изв. АН СССР, сер.геол., 1963, Ш 8, с.3-10.

154. Салтовская В.Д. Стратиграфия каменноугольных отложений Зеравшано-Гиссарской горной области (Южный Тянь-Шань): Автореф.дисс.канд.геол.-мин. наук Душанбе, 1966. - 23 с.

155. Салтовская В.Д. Стратиграфия каменноугольных отложений Зеравшано-Гиссарской горной области. Душанбе: Дониш, 1974. - 144 с.

156. Салтовская В.Д., Старшинин Д.А., Пыжьянов И.В.,

157. Байков В.Н., Котельников В.И. Каменноугольная система. В кн.: Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1976, с.57-83.

158. Салтыковский A.A., Геншафт Ю.С. Об условиях генерации щелочных базальтовых магм района плато Дариганга. В кн.: Ассоциации вулканогенных пород Монгольской Народной Республики, их состав и стратиграфическое положение. М.: Наука, 1973, с.53-56.

159. Синицын Н.М. Схема тектоники Тянь-Шаня. Вестник ЛГУ, сер.геол. и геогр., вып.2, 1957, № 12, с.5-25.

160. Спижарский Т.Н. Обзорные тектонические карты СССР (Составление карт и основные вопросы тектоники). Л.: Недра, 1973. - 240 с.

161. Сторонкин A.B. Термодинамика гетерогенных систем. Ч.З. Л.: Изд. ЛГУ, 1969. - 189 с.

162. Татаринов П.М., Грушевой В.Г., Лабазин Г.С. Общие принципы регионального металлогенического анализа и методика составления металлогенических карт для складчатых областей. -Матер. ВСЕГЕИ. Нов.серия, вып.22, 1957. 150 с.

163. Терлецкий О.Г. Формации и закономерности размещения эндогенных рудных месторождений зоны Южногиссарского глубинного разлома (Юго-Западный Тянь-Шань): Автореф. дисс.канд. геол.-мин. наук. Ташкент, 1980, - 30 с.

164. Тернер Ф., Ферхуген Дж. Петрология изверженных и метаморфических пород. — М.: ИЛ, 1961. 592 с.

165. Утнасин В.К., Абдурахманов В.И., Аносов Г.И., Бале-ста С.Т., Будянский Ю.А., Мархинин Е.К., Федорченко В.И. Глубинное строение Ключевской группы вулканов и проблема магматических очагов. Сов.геология, 1974, Ь 2, с.36-54.

166. Фролова Т.Н., Рудник Г.Б. Толеитовые базальты подвижных зон континентов и океанов и вариации их состава в зависимости от структурной обстановки. Вестник Моск. ун-та, № 5, 1972, с.26-41.

167. Фролова Т.И. О типе андезито-базальтовых формаций геосинклиналей. В сб.: Петрология и металлогения базитов. М.: Наука, 1973, с.108-115.

168. Фролова Т.Н., Бурикова И.А. Геосинклинальный вулканизм (на примере восточного склона Южного Урала). М.: Изд. Моск. ун-та, 1977. 279 с.

169. Фузайлов И.А. Структура консолидированной коры западного погружения Тянь-Шаня: Автореф. дисс.канд. геол.-мин. наук. М., 1974. - 47 с.

170. Хаин В.Е. Опыт сопоставления основных систем геологических понятий. В кн.: История и методология естественных наук. Вып.23. Геология. М.: Изд. МГУ, 1979, с.8-11.

171. Хамрабаев И.Х., Баратов Р.Б., Борисов О.М. Основные черты тектоники, магматизма и металлогении. В кн.: Земная кора и верхняя мантия Средней Азии. М.: Наука, 1977, с. 5-19.

172. Харкевич Д.С. (ред.). Карта магматических формаций СССР м-ба 1:2500000: Краткая объяснительная записка. Л., 1971. - 87 с.

173. Хворова И.В. Задачи и некоторые результаты изучения литологии формаций. В сб.: Вулканогенно-осадочные и тер-ригенные формации. Тр. ГИН АН СССР, вып.81, М.: Изд. АН СССР, 1963, с.7-29.

174. Хворова И.В., Елисеева Т.Г. Структурные особенности туфовых турбидитов ирендыкской свиты. Бюл. МОИП, отд.геологии, 1963, №3, с.87-98.

175. Херасков Н.П. Тектоника и формации. Избранные труды. М.: Наука, 1967. - 404 с.

176. Черных О.И. Основные структурные элементы тектонического строения западного окончания Гиссарского хребта и его юго-западных отрогов. В сб.: Вопросы региональной геологии и петрологии Средней Азии. Ташкент, 1975, с.38-60.

177. Чуенко П.П. Геологическая карта Средней Азии (Юго-западные отроги Гиссарского хребта). В кн.: Геология юго-западных отрогов Гиссарского хребта. Тр. Тадж.-Памир, экспед., вып.46. Л., 1937, с.3-115.

178. Шатский Н.С. О структурных связях платформ со складчатыми геосинклинальными областями. Сравнительная тектоника древних платформ. Ст.З. Изв. АН СССР, сер.геол., 1947, № 5, с.37-56.

179. Шатский Н.С. Парагенезы осадочных и вулканогенных пород и формации. В кн.г йзбр. труды, т.З. М.: Наука, 1965, с.153-174.

180. Шатский Н.С. Осадочные формации. В кн.: Избрана ные труды, т.З. М.: Наука, 1965, с.175-184.

181. Швецов М.С. Геологическое строение хребтов, примыикающих к Гиссарской долине между Каратагом Дюшамбе (Таджикистан). Бюлл. МОИП, нов.сер., т.35, Отд.геол., т.У (3-4), 1927, с.290-320.

182. Шейнманн Ю.М. Новые данные о базальтах океана и значение их для общей геологии. Сов.геология, 1965, № 8, с.3-25.

183. Шейнманн Ю.М. Очерки глубинной геологии. М.: Недра, 1968. - 231 с.

184. Штейнберг Д.С. 0 химической классификации эффузивных горных пород. Тр. йн-та геологии Урал.фил. АН СССР, вып.72. Свердловск, 1964. - 106 с.

185. Эделыптейн Я.С. Верхнепалеозойские слои Дарваза. Материалы для геологии России, т.23, вып.2, СПб, 1907. -64 с.

186. Эйнор 0.1., Салтовская В.Д. К стратиграфии карбона Гиссарского хребта. В сб.: Материалы геологии, геофизики и геохимии Украины, Казахстана, Забайкалья, Ц. Киев, 1963. - с.83-91.

187. Battey М.Н. The petrogenesis of spilitic rocks series from New Zealand. Geol. Mag., 1956, v.93, 2, p.89-110.

188. Ewrard F. Statistical relation between Ti02» Fe^Oj and FeO in rock during the differentiation of a tita-niferrous magma. Bull. Geol. Soc. of Amer., 1947, v. 58,3, p.197-210.

189. Hankli T.A., Wright T.L. The fractionation of nickel between olivine and augite as a geоthermometer. Geo-chim. et Cosmochim. Acta, 1967, v.31, 5, p.877-884.

190. Kauko M. Albite diabases and albitites in Enote-kio and Kittila, Finland. Bull. Commiss. geol. Finlande, 1961, 195, p.15-23.

191. Klebelsberg R.V. Beitrage zur Geologie Westturke-stans. Ergebnisse der Expedition des deutschen und osterreichen Alpenvereins in Jahre 1913. Innsbruck, 1922. -130 p.

192. Kuenen Ph.H., Migliorini C.Y. Turbidity currents as a cause of graded bedding. J.Geol., 1950, v.57, 2, p. 56-63.

193. Lindsley D.H. Je Ti oxides in rocks as thermometers and oxygen "barometers. - Annual Rept. Director Geophys. Lab. Garnegie Inst. Washington, Year Book, 1963, v.62, p. 6066.

194. Nockolds S.R. Average chemical composition of igneous rocks. Bull. Geol. Soc. Amer., 1954, v.65, 10, p. 1007-1032.

195. Osborn C.F. Role of oxygen pressure in the crystallization and differentiation of Basaltic magmas. Amer. j. Sci., 1959, v.257, 9, p.609-647.

196. Sato M., Wright T.L. Oxygen fugacities directly measured in magmatic gases. Science, 1966, v.I53, p.HQ3-110 5.

197. Szadeczky-Kardoss E. A genetical system of igneous rocks. Int. Geol. Congr., Rep. XXI ses., Norden, I960, p. 385-403.

198. Wilson M.E. Origin of pillow structure in early precambrian lavas of western Quebec. Journal of Geology, I960, v.68, I, p.97-102.