ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И МЕТАЛЛОГЕНИИ ТАДЖИКИСТАНА
Территория Таджикистана имеет исключительно сложное геологическое строение. Здесь в результате напряженного проявления каледонского, герцинского и альпийского фаз диастрофизма главнейшие тектонические структуры территории неоднократно подновлялись, в силу чего структуры территории приобрели мозаичное складчато-глыбовое строение. Слагающие территорию республики горные породы весьма разнообразны по возрасту, составу и структуре. Здесь установлены осадочно-метаморфические горные породы, имеющие весьма древний-архейский возраст. Наиболее широко развиты геологические формации фанерозойского возраста.
Геологическое строение и развитие территории Республики Таджикистан, включая ее глубинное строение, а также полезные ископаемые и закономерности их размещения рассматривались в целом ряде обобщающих работ [1,3,4,6-13,17, 22-24 и др.]. Сложность геологического строения территории Таджикистана и многообразие ее полезных ископаемых обусловлены ее расположением на стыке двух крупнейших геосинклинально-складчатых подвижных поясов – Урало-Монгольского и Средиземноморского, к которым соответственно относятся каледоно-герцинский Северо-и Срединно – Тянь-Шаньский и герцино-киммерийский Северо- и Южно- Памирский геосинклинально- складчатые пояса. Граница между ними проводится по Илякско-Вахшским и Северо-Памирским зонам разрывных нарушений, которые соответственно с севера и юга обрамляют мезозойско-кайнозойские отложения и структуры хребтов Заалайского, Петра 1, Алайской долины и Таджикской межгорной виргации (впадины). Между каледонидами Северного Тянь-Шаня и герцинидами Южного Тянь-Шаня расположены герциниды Кураминской зоны и Ферганская эпигерцинская мезозойско-кайнозойская депрессия. Основные черты структуры и рудоносности Тянь-Шанской складчатой области, а также Северного Памира сформировались к концу герцинской фазы диастрофизма, а Южного Памира- в конце киммерийской эпохи. В границах выше названных складчатых областей выделяются пять регионов, различающихся по особенностям своего геологического развития и совпадающих с основными геолого-экономическими районами республики, – Северный (Кураминская зона), Северо-Восточный (Ферганская впадина), Центральный (Гиссаро-Алай), Юго-Западный (Таджикская впадина) и Юго-Восточный Таджикистан (Памир).
Северный Таджикистан (4 тыс. км2) охватывает Кураминский хребет и горы Моголтау Кураминской зоны Срединного Тянь-Шаня (рис. 1). В его геологическом строении участвуют три структурных этажа – каледонский, герцинский и альпийский. Каледонский структурно – формационный комплекс представлен песчано-сланцевыми и вулканогенными толщами ордовика – нижнего девона, мощностью 5000м. Распространенность пород комплекса весьма незначительна. Герцинский структурно – формационный комплекс сложен образованиями среднего девона – верхней перми (нижнего триаса?). Комплекс представлен тремя структурными ярусами. Нижний сложен карбонатной толщей среднего девона – нижнего карбона, мощностью 2500 м. Средний ярус сложен толщей терригенов и вулканитов среднего карбона, мощностью около 900м. Верхний ярус состоит из слоистых вулканитов среднего карбона – верхней перми, мощностью около 1000м.
Рис. 1. Схематическая карта распространения различных возрастных групп магматических пород на южном склоне Кураминского хребта, в КараМазаре и в Моголтау (по Е. Д. Карповой [16]). Интрузивные породы: 1-верхнепермские дайковые пояса: 2-интрузивные аналоги верхнепермских эффузивов; 3-верхнекарбоновые; 4-среднекарбоновые; 5-досреднедевонские. Вулканогенные породы: 6-верхнекарбоновые; 7-нижнекарбоновые и среднекарбоновые: 8 -ордовикские; 9-осадочные породы- палеозойские и мезозойские: 10-главнейшие разломы
Альпийский структурно-формационный комплекс сложен двумя ярусами-платформенным мезозойско-кайнозойским (рэт-эоцен) покровом и олигоцен четвертичным (Р33-Q) континентальными красно- и сероцветными эпиплатформеными молассом. Регион характеризуется весьма широким развитием магматических образований, как вулканогенных, так и интрузивных, особенно гранитоидных формаций верхнепалеозойского возраста, образующих краевой вулкано-плутонический комплекс (см. рис.1). Широко развиты кольцевые вулканические депрессии и купольные структуры, а также пояса и поля даек кислого, среднего и основного состава. Каледонские (додевонские) интрузии диоритов и субвулканических гранитов отмечаются на северо-западе Кураминского хребта и в горах Моголтау. Магматические образования основного и ультраосновного состава крайне редки. Особенности рудоносности Карамазара и гор Моголтау определяются наличием многочисленных месторождений и проявлений свинцово-цинковых (с серебром) и медных руд, флюорита, барита, мышьяка, висмута, золота, серебра, вольфрама, молибдена, алюминиевого сырья (алунит, диаспор), железа и ряда других руд скарнового и, в основном, гидротермального и телетермального типов, генетически связанных с позднепалеозойским магматизмом. Эти месторождения неоднократно и подробно описаны в геологической литературе, [10, 23 и др.].
Северо-Восточный Таджикистан (5тыс. км2) представлен западной частью Ферганской впадины. Последняя сложена мощными (до 12000м) толщами мезозойских и кайнозойских терригенных и карбонатных отложений, залегающих на герцинском складчатом комплексе, аналогичном по составу геологическим формациям ее палеозойского горного обрамления. С юга и с севера впадина ограничена от своего горного обрамления соответственно Южно- и Северо-Ферганскими краевыми разломами. Вдоль южной границы Ферганской впадины установлены многочисленные, хотя в большинстве своем небольшие месторождения нефти и газа (Сельроха, Канибадам, Нефтабад и др.).
Центральный Таджикистан (Гиссаро-Алай, 34 тыс. км2) охватывает территорию Туркестанского, Зеравшанского, Гиссарского и Каратегинского хребтов, являющихся частью герцинской геосинклинально – складчатой области Южного Тянь-Шаня. В геологическом строении последней принимают участие, главным образом, средне – и верхнепалеозойские, в меньшей степени, докембрийские, нижнепалеозойские, мезозойские и кайнозойские отложения. Интрузивные образования наиболее широко (около 50% площади) развиты в Гиссарском хребте, где они образуют т.н. гиссарский плутон (С2-3), общей площадью около 5000 км2. В Зеравшанском и Туркестанском хребтах они занимают не более 10 – 12% площади, причем, в последнем регионе особенно развиты основные и ультраосновные трещинные интрузивы (S-D), образующие дайковые пояса. Среднедевонские перидотиты, пироксениты, габбро и граниты с гранатом и кордиеритом известны в пределах Гармского срединного массива. Здесь же установлены докембрийские гнейсо-граниты. Вулканогенные стратифицированные образования основного-кислого состава отмечаются в разрезах нижнего, среднего и верхнего палеозоя. Тектоническая структура Гиссаро-Алая создана, в основном, движениями конца палеозоя. Киммерийские и альпийские фазы диастрофизма подновляли и усложняли герцинские структуры и обусловили складчато-глыбовый и покровно -складчатый современный облик региона. В герцинской структуре Гиссаро-Алая М.М. Кухтиков [17] выделяет 13 тектонических зон (с юга на север): 1) Мечетлинская, 2) Сурметашская, 3) Байсун-Кштутская, 4) Бешнауская, 5) Османталинская, 6) Центрально-Гиссарская, 7) Гарм-Хаитская, 8) Барзанги-Шумкарская, 9) Ягнобская, 10) Зеравшано-Туркестанская, 11) Курганакская, 12) Высоких предгорий Алая, 13) Карачатырская. Наибольшей популярностью в геологической литературе пользуется схема тектонического районирования Гиссаро-Алая по П.Д. Виноградову [8], который выделяет;(с севера на юг): 1) Туркестано-Алайскую, 2) Туркестано-Зеравшанскую, 3) Зеравшано-Гиссарскую (Зеравшано-Алайскую); 4) Южно-Гиссарскую; 5) Гармскую структурно-формационные зоны; и 6) Каракумское материковое ядро, по В.И. Попову (рис.2).
Рис. 2. Схема расположения основных структурно-формационных зон Центрального Таджикистана (по П.Д. Виноградову [8]): Структурно- формационные зоны: I – Туркестано-Алайская; II – Туркестано-Зеравшанская; III – Зеравшано-Гиссарская (Зеравшано-Алайская); IV – Южно-Гиссарская; V – Гармская; VI -Каракумское материковое ядро (по В. И. Попову); VII – область развития мезозойских отложений. 1- внутренняя подзона; 2 – южная краевая подзона (сланцы, песчаники, конгломераты, туфы, известняки Sln3 – ld1); 3 – область раннесилурийских поднятий (сланцы, известняки Є1-2); 4 – северная промежуточная подзона (песчаники и алевролиты Sln3 – w1); 5 – центральная подзона (сланцы Sln); 6- южная промежуточная подзона (песчаники, алевролиты Sln2 – w1); 7 – южная краевая подзона (сланцы, песчаники, известняки Sln3 – Id); S – область прогибов позднего силура – раннего девона (известняки и сланцы брахиоподо-коралловых фаций); 9- южная краевая область геосинклинали; 10 – Гармский срединный массив; 11 – Каракумский срединный массив; 12 – области сплошного покрова мезозойских отложений в Юго-Западном Таджикистане и межгорных депрессиях Центрального Таджикистана; 13 – границы зон и подзон: установленные (а), предполагаемые (б)
В геологической истории Гиссаро-Алая выделяются последовательно проявленные геосинклинально-складчатый (Є-T2), платформенный (T3 -эоцен) и эпиплатформенно- орогенный (олигоцен – Q) этапы развития. Южно-Тянь-Шаньская геосинклиналь была заложена на сиалической земной коре, которая существует здесь с докембрия. Ее раздробление в раннем кембрии глубинными разломами приводило к заложению геосинклинали, развитие которой завершилось в Р2-Т2 образованием эпигерцинской платформы. Для раннего этапа геосинклинального развития региона (Є-Ѕ1[24]) характерно накопление терригенных образований аспидной и вулканитов офиолитовой формаций, общей мощностью около 4000 м. Интрузивный магматизм этого этапа выражен проявлениями субвулканических тел лерцолитов, габброидов, долеритов, диоритов, горнблендитов известково-щелочного и субщелочного состава. Средний этап геосинклинального развития региона (S2 – С12[24]) характеризуется более спокойным, чем в раннем этапе, тектоническим режимом, близким к условиям платформы, и известково-магнезиальным карбонатонакоплением, общей мощностью 1500м. Магматизму этого этапа свойственно проявление даек и силлов субщелочных базальтов, диабазов, спилитов, а также субвулканических плагиогранит-порфиров, гранодиорит-порфиров, кварцевых диорит-порфиритов, образующих некки, силы и штокоподобные тела. Поздний этап геосинклинального развития региона (С22 -Т1[24])примечателен возрождением геосинклинального режима развития, приведшего к растяжению, раздроблению и прогибанию континентальной коры. На карбонатном подложье сформировались мощные (1000м) глубоководные кремнистые, а затем терригенные флишевые отложения геосинклинального этапа соответственно в начальные и конечные стадии его развития. На орогенном этапе сформированы грубообломочные серо-и красноцветные молассы, а также наземные андезито-дацитовые и дацито-риолитовые формации. На ранней стадии возрожденного геосинклинального режима (С2) сформировались спонголит-яшмовая, фтанитовая и вулканогенно-кремнистая латеральный ряд формаций, а также натровые вулканиты спилит-кератофиравой формации и их комагматы,-плагио-гранитоиды, диоритоиды и габбро-пироксениты геосинклинального этапа. Орогенный этап (Р-Т1) на начальной стадии (Р1) характеризуется накоплением грубообломочных сероцветных межгорных моласс и формированием продуктов мощного наземного вулканизма: трахиандезито-дацито-риолитовой, риолитовой, трахиандезито- базальтовой формаций, на конечной стадии (Р2-Т1) -накоплением мощной красноцветной предгорной молассы. Геологические формации начальной стадии геосинклинального этапа прорываются гранитоидами натриевого уклона, а конечной стадии – калиевой. В Гиссаро-Алае, как видно из вышеизложенного, интрузивные образования отмечены в докембрии, палеозое и раннем мезозое, причем наиболее интенсивно они проявлены в палеозое (С-Р). Магматические процессы в регионе завершились формированием интрузивов щелочных гранитов и нефелиновых сиенитов в поздней перми-триассе, а также даек и трубок взрыва, щелочных габроидов и базальтоидов в триасе. Особенность металлогении Южно-Гиссарской зоны состоит в том, что здесь с раннегеосинклинальными магматитами связана железо-колчеданная минерализация, перспективная на Ni, Co, Pt [18]. Шире развито оруденение в связи с инверсионными гранитоидами: а) скарново-железо-редкоземельное с гранитоидами повышенный основности среднего карбона; б) касситеритовые, касситерит-вольфрамит – шеелитовые проявления пегматитового, грейзенового и гидротермального типов с порфировидными биотитовыми гранитоидами позднего карбона. С раннепермской полифациальной трахиандезит-дацит-липаритовой и субвулканической порфировой формацией связано полиметаллическое, кварцево-сульфидно-гематитовое, кварцево-(карбонатно)-медно- сульфидное, кварцево-медно-молибден-сульфидное, кварцево-флюоритовое, сурьмяно-ртутное и кварцево-киноварное оруденение [2,19]. С триасовым комплексом щелочных габброидов и базальтоидов установлена тесная связь широко проявленного сульфидно-флюоритового, а также золото-кварцевого (Пакрут) оруденения [19]. С этапом эпиплатформенного орогенеза (Р33-Q) связано образование регенерированных месторождений кальцит-барит-флюоритовой формации [19]. Металлогенический облик Зеравшано-Гиссарский зоны определяется широким развитием месторождений и проявлений золота, серебра, сурьмы, ртути, вольфрама, олова, свинца, цинка, флюорита, исландского шпата и многих других видов полезных ископаемых, генетически связанных с инверсионным (С2-3: золото, серебро, вольфрам, олово, свинец, цинк, плавиковый и исландский шпаты), орогенным (Р1-2: сурьма, ртуть), тафрогенным (Т1-3; золото) этапами и этапом эпиплатформенной активизации (Р33-Q: сурьма, ртуть, уран, серебро, медь, цинк, свинец, мышьяк). Здесь выделяются два рудных пояса,- редкометальный (W и Sn с Au) и ртутно-сурьмяный, пространственно весьма близкие и часто сменяющие друг-друга по простиранию металлогенической зоны. В редкометальном поясе развиты месторождения и проявления скарнового и гидротермального типов, содержащие шеелитовую, молибденитовую, арсенопиритовую и халькопиритовую минерализацию. Оруденение пояса тяготеет к зонам разломов северо-западного простирания, контролирующих размещение рудно-материнских гранитоидных интрузий, а также поясов даек основного, кислого и субщелочного состава. Они наиболее развиты на западном фланге пояса. Металлогенический облик Зеравшано-Гиссарской зоны во многом определяется месторождениями вольфрама и олова гидротермального типа касситерит – сульфидной (Казнок-Мушистонское рудное поле и др.) и касситерит-силикатно-сульфидной (Тагобикуль-Кумархское рудное поле) формациями. Они расположены на продолжении зоны несколько восточнее, в которой на территории республики Киргизстан установлены промышленно важные месторождения (Трудовое, Учкошкон и др.). Ртутно-сурьмяный пояс охватывает рудные поля Шинг-Магианское, Кончочское, Джижикрутское, Ягноб-Захобское, приуроченные к блокам, обрамленным зонами разрывных структур. Месторождения приурочены, как правило, к верхнему структурному ярусу палеозоя региона. Ртутно-сурьмяные месторождения повсеместно золотоносны, что повышает их промышленную ценность. В Зеравшано-Гиссарской зоне установлены 3 месторождения и 27 рудопроявлений свинца и цинка, часто содержащих серебро. Собственно серебряных объектов установлено 12, наиболее значительным среди которых является месторождение Мирхант. Подавляющее большинство месторождений и проявлений Pb, Zn и Аg расположены на западном фланге этой металлогенической зоны. К триасовой (рэт) коре выветривания, образованной на палеозойских породах, приурочены небольшие по запасам залежи бокситов, к субплатформенным нижне-среднеюрским терригенным отложениям-пласты коксующихся углей Фан-Ягнобского месторождения с разведанными запасами 1 млрд.тонн, а к палеогеновым отложениям – залежи фосфоритов (месторождение Риват). В Туркестано-Зеравшанской зоне промышленно перспективной представляется Рузиобнокское монометальное ртутнорудное поле, находящееся на южном склоне Туркестанского хребта. Здесь оруденелая зона прослеживается на расстоянии в несколько километров. Оловоносные пегматиты расположены в осевой части Туркестанского хребта в связи с орогенными (С2-3) гранитами. Они приурочены к сланцевой толще среднего палеозоя. В связи с поясами даек ультраосновного и основного состава в Туркестано-Алайской и Туркестано-Зеравшанской металлогенических зонах установлена железо-титановая (ильменит, титаномагнетит) минерализация, заслуживающая дальнейшего детального изучения.
Юго-Западный Таджикистан (33 тыс.км2) представлен Таджикской депрессией, – эпигерцинской альпийской субплатформой, восточным флангом Туранской плиты (рис.3). В строении мезозойско-кайнозойского платформенного покрова депрессии, мощностью 7-15 км, отчетливо выделяются три структурных яруса. Нижний структурный ярус сложен отложениями Т3-J3 возраста, средний ярус – отложениями К1-Р32 возраста, а верхний Р33-Q возраста.
Рис.3. Тектоническая схема Таджикской впадины (по М. И. Варенцову, 3. И. Алешиной, Г. Е. Корниенко [7], упрощено ). 1 – Тяньшанская складчатая система; 2 – Памирская складчатая система; 3 – выходы на поверхность домезозойских пород в Байсун-Кугитангском антиклинории; 4 – Туранская плита; 5 – Бешкентский прогиб; 6 – антиклинории Таджикской впадины; 7 -синклинории Таджикской впадины; 8 – граница между северной и южной частями впадины; 9 – антиклинальные зоны; 10- брахи-антиклинальные поднятия и купола; 11 – соляные купола; 12 -разрывные нарушения: а – взбросо-надвиги, б – прочие разломы БК – Байсун-Кугитангский антиклинорий, С – Сурхандарьинский синклинорий, Кф – Кафирниганский антиклинорий, В – Вахшский синклинорий, Ог – Обигармский антиклинорий, Кл – Кулябский синклинорий, Пг – Предгиссарский прогиб
Фундамент Таджикской депрессии нигде не обнажен. Платформенный покров представлен (снизу вверх по разрезу): континентальными лагунными и прибрежно-морскими формациями, которые залегают в следующей последовательности: паралическая нижне-,среднеюрская угленосная, морская средне-,верхнеюрская карбонатная, лагунная киммеридж-титонская соленосная, континентальная красноцветная нижнемеловая песчано-алевролитовая, прибрежно-морская верхнемеловая известняково-глинисто-песчаниковая и палеоцен-эоценовая (Р1-2) сульфидно-карбонатно-глинистая. С олигоцена (Р2) Таджикская депрессия превращается в межгорную впадину. В ней накапливается мощная (около 6500 м) красно-, и сероцветная олигоцен – палеоценовая моласса, сложенная в нижней части тонкообломочными (мощность 4100м), а в верхней – грубообломочными (мощность 2400м) породами,- продуктами размыва воздымающихся горных систем Памира и Гиссаро-Алая, а также горных хребтов, возникших внутри самой депрессии. На новейшем этапе развития Таджикская депрессия, как и Гиссаро-Алай, представляет эпиплатформенный ороген. Депрессия состоит из пяти-шести сравнительно небольших антиклинориев. На юге они виргируют, расходятся, расширяются, а к северу быстро сужаются, сливаются и образуют узкую полосу верхнемеловых и палеогеновых отложений, уходящих в Северный Памир, в Заалайский хребет, где согласно Д.В. Наливкину [20], возможно, слагают дно величественной высокогорной Алайской долины. По мнению ряда ученых [14 и др.] Алайская долина некогда имела ширину почти 500 км. С олигоцена, когда началась активизация тектонических движений в результате столкновения Индийской и Евразийской плит, структуры Памира перемещались к северу не менее, чем на 500 км, что и обусловило современный облик тектонических структур как Таджикской виргации, так и самого Памира. В отношении минерально-сырьевых ресурсов Таджикская депрессия прежде всего вызывает интерес своей нефтегазоносностью в связи с палеогеновыми, меловыми и юрскими над-и подсолевыми отложениями. Здесь уже открыты 4 нефтяных, 2 нефтегазовых и 3 газовых месторождения. Большие перспективы этого региона связаны с разновозрастными месторождениями разнообразных строительных материалов и юрской каменной соли. В верхнемеловых рифовых известняках региона установлены свинцово-цинковые руды стратиформного типа (месторождения Иокундж, Сурбиён, Санги-Сабз). Стронциевая минерализация установлена в карбонатных отложениях нижнего палеогена (месторождения Чалташ, Даудыр и др.).
Юго-Восточный Таджикистан (Памир) занимает крайнюю юго-восточную часть горного Таджикистана, общей площадью 67 000 км2. На востоке Памир граничит с Китаем, на юге и западе- с Афганистаном, на северо-западе- с Таджикской депрессией, а на севере- с Алайской долиной. Памир- это область высочайших горных хребтов. Высота их часто выходит за пределы 6 000м, а некоторые вершины превышают 7 000 м. (пик Исмоили Сомони в северо-западной части Памира 7 495 м, пик Ленина в Заалайском хребте 7 134 м). По характеру рельефа северная и западная части Памира аналогичны Гиссаро-Алайскому региону, а восточная его часть представляет высоко поднятое (свыше 4 000 м) своеобразное пустынное плато, нагорье, относительно слабо расчлененное эрозией. На севере Памира находится самый крупный в мире горный ледник-ледник Федченко. В пространственном расположении разновозрастных геологических комплексов на Памире отмечается четко выраженная зональность, впервые выявленная Д.В. Наливкиным в 1915 г., выделившим в его пределах дугообразно выгнутые на север полосы осадочных и метаморфических пород. Существует множество схем тектонического районирования Памира (Д.В.Наливкин и П.Д.Виноградов [9], Б.П.Бархатов [4], Ш.Ш. Деникаев [11] и др.). По набору индикаторных геологических формаций, их возрасту, составу и типам структур, образованных ими, на территории Памира выделяются две[4] разновозрастные складчатые системы (рис. 4): герцинская-Куньлуньская, завершившая полный геосинклинальный цикл развития в конце палеозоя – начале мезозоя, и киммерийская – Каракорумская, закончившая это развитие в верхнем мелу. В зоне палеозойского складчатого пояса – на Северном Памире (22000 км2) выделяются Калайхумб-Сауксайская, Каракульская и Дарваз-Сарыкольская подзоны, а в мезо-кайнозойском складчатом поясе Южного Памира (45000 км2) выделяются складчатые зоны: Центральный Памир, Юго-Восточный и Юго-западный. Последний представляет докембрийский (архей-протерозойский) срединный массив. Центральный Памир состоит из подзон: Ванчской, Акбайтальской, Ванч-Язгулёмской, Музкол-Рангкульской, Язгулёмской и Сарезско-Пшартской, а Юго-Восточный Памир представлен подзонами: Рушанской, Аличур-Гурумдинской, Базардаринской, Пшартской, Мургабской, Тахтамышской, Истыкской, Намангутской. Кроме того, выделяется Памиро-Алайская мезозойско-кайнозойская послегеосинклинальная зона, обрамляющая с севера герциниды Северного Памира и представляющая тафрогенную впадину, выполненную триас-антропогенными накоплениями, несогласно залегающими на позднепалеозойское складчатое основание.
Рис. 4. Схематическая тектоническая карта Памира (по Б.П. Бархатову [ 4 ]). 1 – Памиро-Кунь-Луньский передовой прогиб; 2- зона Северного Памира с подзонами: I – Калай-Хумб-Сауксайской, II – Курговатской, III – Каракульской, IV -Дарваз-Сарыкольской; 3- зона ЦентральногоПамира с подзонами: V – Ванч-Язгулемской; VI – Сарезско-Пшартской; VII – Музкол-Рангкульской; 4 – зона Юго-Восточного Памира с подзонами: VIII – Рушанской; IX – Базардаринской; X – Гурумдинской; XI – Истыкской; XII -Тохтамышской; XIII – Пшартской и Мургабской; 5 – зона Юго-Западного Памира с подзонами: XIV – Гунтской и XV – Ваханской; 6 – границы подзон; 7 – границы зон; 8 – условная граница зоны Юго-Западного Памира; 9 – граница сооружений Кунь-Луня и Каракорума; 10 – антиклинали; 11 – синклинали. Гранитоиды: 12 – К2 – P; 13 – I3 – К1 (памирско-шугнанский тип); 14 – I3 – К1 (башгумбезский тип); 15 – I3- К1 (аличурский тип); 16 – I1?; 17 – Р2 – Т; 18 – С2; 19 – Рr2?; 20 -αЄ?
Зона Северного Памира сложена палеозойскими накоплениями миогеосинклинального и эвгеосинклинального типов. В подчиненном количестве здесь развиты также архей – нижнепротерозойские образования, представленные гнейсами, кристаллическими сланцами, мраморами и гранитоидами. Предполагается [13], что данные породы были тем основанием, на котором впоследствии, в палеозое, закладывалась миогеосинклиналь. Так, в одном из прогибов, расположенных в северной части Северного Памира (Калай-Хумб-Сауксайском) в основании миогеосинклинального ряда формаций находится нижнепалеозойская песчано-сланцевая формация. Выше залегает карбонатная формация силура-девона, базальт-риолитовая формация нижнего карбона, флишевая формация перми и молассовая формация триасса. В южной части Северного Памира, в Дарваз-Сарыкольской подзоне, миогеосинклинальный прогиб заполнен песчано-сланцевыми отложениями силура – перми. Всюду миогеосинклинальные отложения прорваны гранитоидными интрузивами позднего полеозоя- раннего мезозоя. Эвгеосинклинальные формации развиты на северо-западе зоны Северного Памира. Они сложены нижнекаменноугольными вулканитами базальт-андезитового состава. Основание разреза вулканитов в рельефе не обнажено. Предполагается, что вулканиты залегают на серпентинитах протрузий. Они перекрыты карбонатными накоплениями средне- и верхнекамнеугольного возраста, выше которых залегают пермская флишоидно-рифовая формация и молассовая формация поздней перми – раннего триаса. Южно-Памиро-Каракорумская складчатая система отделена от Северо-Памирской зоны Ванч-Танимасским надвигом. В строении комплекса основания участвуют докембрийские и нижне- среднепалеозойские образования, слагающие отдельные структурные этажи. Наиболее значительными докембрийскими массивами являются массив Юго-Западного-Памира, а также Ванчский и Музкольский- в Центральном Памире. Метаморфиты сложены кристаллическими сланцами, гнейсами, мраморами гранулитовой и высоко температурной амфиболитовой фаций. С ними ассоциируют гипербазиты, габбро-перидотиты, габбро, плагиограниты, гранодиориты, чарнокиты. Геосинклинальный комплекс охватывает отложения от карбона до юры включительно. В зоне Юго-Восточного-Памира в составе комплекса выделяются два структурных этажа: нижний- каменноугольный- триасовый и верхний- юрский. Рушанско- Пшартская зона сложена, в основном, геосинклинальным комплексом терригенно-карбонатных отложений карбона-перми, близких по составу миогеосинклинальным одновозрастным отложениям зоны Юго-Восточного-Памира. Верхнепермско-триасовые отложения сложены карбонатно- кремнисто- вулканогенной (натровые базальты, мощностью до 1500м) формацией, аналогичной рифтогенным базальтам зоны Юго-Восточного Памира. В обеих зонах в конце триаса проявилась фаза складчатости, сопровождавшаяся формированием в осевой части зоны Юго-Восточного Памира сероцветной и красноцветной грубой молассы (до 600 м) и образованием в обеих зонах интрузивных массивов высокоглиноземистых калиевых гранитов. В зоне Центрального Памира геосинклинальный комплекс сложен единым непрерывным разрезом отложений от перми до юры включительно. В разрезе перми- среднего триаса преобладают карбонатно- кремнистые отложения (до 400 м) при подчиненной роли вулканитов основного-среднего состава. Верхний триас-байос представлен терригенным флишем (до 3,5 км). Батско- верхнеюрский разрез сложен, главным образом, карбонатной формацией. В целом комплекс является миогеосинклинальным. Орогенный комплекс характеризуется формированием гранитоидных интрузий и молассов двух этапов. Первый этап – эпигеосинклинальный орогенез, проявился на границе юры и мела. В позднем мелу и палеогене наступил режим стабилизации региона. В зоне Центрального Памира наиболее отчетливо проявлены меловые (до сенона) и красноцветные молассы ( до 800 м) и небольшие интрузии диоритов и сиенодиоритов, а в зоне Юго-Восточного-Памира сформировались пластообразные тела гранодиоритов, монцонитов и плюмазитовых калиевых гранитов. В сеноне- эоцене в зоне Центрального Памира образовались андезито- риолитовые вулканиты (до 1500 м), а на Юго-Восточном Памире формировались аляскитовые граниты. Второй этап (Р33-Q) характеризует эпоху новейшей тектоно-магматической активизации Памира и Средней Азии в целом. На Юго-Восточном Памире в олигоцене-миоцене образовалась красноцветная грубообломочная толща (до 2 000 м). На Южном Памире весьма широко развиты верхнеюрско-нижнемеловые, мел- палеогеновые и возможно неогеновые гранитные (Памирский массив и др.) и щелочные интрузивы (рис.4), сопровождаемые соответственно редкометальными пегматитами (Tа, Nb, Be и др.) и карбонатитами с флюоритовой и редкоземельной минерализацией. В целом Южный Памир полностью сложен формациями миогеосинклинального типа, образующими непрерывный разрез от позднего протерозоя до раннего кайнозоя. Среди магматических пород господствуют гранитоиды (см. рис.4). В современной структуре на Южном Памире выделяются два сопряженных сложно построенных мегантиклинория, соответствующих Центральнопамирской зоне и зонам Рушано-Пшартской и Юго-Восточной-Памирской. На Северном же Памире, в противовес Южному, ярко выражены геосинклинальные (Є -С1) офиолитовые комплексы, – вулканиты раннекаменноугольной спилит-кератофировой формации, а также габброиды и различные интрузивные породы калаихумбского и обихумбоуского интрузивных габбро-плагиогранитных комплексов. Сюда же относятся расслоенные массивы ультраосновных – основных пород (D-С1) Дарвазского хребта. Этим во многом обусловлены особенности рудоносности этих двух складчатых систем. На Северном Памире отмечаются проявления различной минерализации в Pr, Є -O1, C1n-C2,P1-P2, P2-T1, т.е. в течение всего тектоно-магматического цикла [5]. Преобладающая часть скарновых и гидротермальных месторождений и проявлений золота, а также полиметаллических руд меди, молибдена, кобальта, никеля, железа, олова, вольфрама и других, согласно Н.К. Морозенко [20], связана с раннекаменноугольными интрузивами калайхумб-сауксайского и обихумбоуского комплексов. С интрузивным магматизмом инверсионной стадии (С2-Р) он связывал образование проявлений Pb, Zn, Ag, Au, Fe и редких металлов. На позднеорогенной стадии (Р ) образовались ртутная , возможно, сурьмяная и хромитовая минерализации. Особенностью зоны Центрального Памира, согласно Л.Н. Афиногеновой [1] , является распространение гидротермальных золоторудных, медно-редкометальных и хрусталеносных проявлений палеогенового возраста в связи с орогенными гранитоидными интрузивами ванч-сарыкольского комплекса. На этапе тектоно-магматической активизации, в неогене, в связи с щелочными малыми интрузивами образовались флюорит- редкометальное оруденение и телетермальные серебро-полиметаллические месторождения. В Рушанско-Пшартской зоне в связи с высокоглиноземистыми гранитами джизевского комплекса (T-J) генетически связано редкометально- пегматитовое (Li, Be, Ta, Nb и др.) , скарновое и грейзеновое оруденение (Sn, W, Mo, Pb, Zn и др.). В зоне Юго-Восточного Памира с раннеорогенными гранитоидами мела и палеогена связано скарновое борное и гидротермальное олово-редкометальное и ртутно-сурьмяное оруденение. В целом, Южный Памир определяется [1] как олово-редкометальная провинция. Здесь известны также более 220 выходов термальных и холодноводных минеральных углекислых, радоновых и сероводородных вод. В докембрийских метаморфических комплексах зоны Юго-Западного Памира известны месторождения благородной шпинели, маложелезистого апокарбонатного талька, форстерита, клиногумита, пьезотурмалина, энстатита, лазурита, граната, рубина, ставролита. К осадочным формациям геосинклинального комплекса приурочены проявления бокситов в карбонатных толщах зоны Центрального Памира на границе перми и триаса, а также угля в основании разреза юры зоны Юго-Восточного Памира.
Литература
1.Афиногенова Л.Н. Основные черты эндогенной металлогении Южного Памира. Душанбе: Дониш, 1979.- 130 с. 2.Баратов Р.Б. Горецкая Е.Н., Щукин С.И. Дацит-липаритовая формация Южного-Гиссара. Душанбе: Дониш, 1973.-132 с. 3.Баратов Р.Б., Буданов В.И. Геологические очерки Памиро-Алая. Душанбе: Дониш, 2005.- 235 с. 4.Бархатов Б.П. Тектоника Памира. Изд. ЛГУ, 1963.-242 с. 5.Буданов В.И. Основные черты истории развития магматизма Памира. В кн.: Материалы по геологии Памира, вып.2.Душанбе, 1964,с.174-194. 6.Буданов В.И., Эндогенные формации Памира. Душанбе: Дониш, 1993.- 300 с. 7.Варенцов М.И., Алешина З.И., Корниенко Г.Е. Тектоника и нефтегазоносность Таджикской впадины. М.: Наука, 1977.- 108с. 8.Виноградов П.Д., Довжиков А.Е., Зубцов Е.И. Огнев В.Н. Тянь-Шаньская складчатая область. В кн.: геологическое строение СССР. Том 3. Тектоника. Госгеолтехиздат, М.,1958.- с. 94-105. 9.Геология СССР, т. XXIV, Таджикская ССР, часть I – Геологическое описание. М.:Госгеолтехиздат, 1959.- 736 с., часть II – Полезные ископаемые. М.:Госгеолтехиздат, 1966.- 600 с. 10.Геология и минеральные комплексы Западного Карамазара. Том I. Москва: Недра, 1972.- 440 с. 11.Деникаев Ш.Ш. Тектоника Памира. Душанбе. Изд. «Джамил», 2004.- 95 с. 12.Ёров З. Ё, Вольнов Б.А. Полезные ископаемые и перспективы развития горнорудной промышленности Памира. Душанбе-Хорог, 2006.- 154 с. 13.Земная кора и верхняя мантия Таджикистана. / Р.Б. Баратов, Г.И. Бослер, Я. А., Беккер и др. Душанбе: Дониш,1981.-284 с. 14. Зоненшайн Л.П.,Кузьмин , Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990, кн.II, 328 с. 15.Иброхим А., Мамадвафоев М.М., Джанобилов М. Д. Рудоносность и закономерности размещения полезных ископаемых в Зеравшано-Гиссарской структурно-минерагенической зоне (Центральный Таджикистан). В кн.: Рудные провинции Центральной Азии./Международный геологический конгресс – МГК-33. Доклады геологов стран Центральной Азии. Алматы, 2008.- с.80-91. 16.Карпова Е.Д. Магматизм Северного Таджикистана. В кн.: Геология СССР, т. XXIV, Таджикская ССР, часть I – Геологическое описание М.:Госгеолтехиздат, 1959, с.378-395. 17.Кухтиков М. М. тектоническая зональность и важнейшие закономерности строения и развития Гиссаро-Алая в палеозое. Душанбе: Дониш, 1968.-298с. 18.Левиков В.С. О никель- кобальтовом типе руд Южного Гиссара. Док. Ан. ТаджССР, 1980, № 8, с.449-451. 19.Мамадвафоев М.М. О рудонсоности пермских магматических формаций Центрального Таджикистана./Редколл.ж.«Известия высших учебных заведений. Геология и Разведка». М., 1985,-23 с. Рукопись деп. в ВИНИГИ 27.05.85, № 3684 (РЖ. Геология, № 8, 1985; 8ж 29 Деп). 20.Морозенко Н.К. В кн.: Геологическое строение СССР, т.IV.Основные закономерности размещения месторождения полезных ископаемых на территории СССР. М.: Недра, 1968.-504 с. 21. Наливкин Д.В. Очерки по геологии СССР. Л.:Недра, 1980.- 160 с. 22.Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1976.-268 с. 23.Рудные поля Карамазара. Том II. Душанбе: Ирфон, 1972.- 387 с., том III, Душанбе: Ирфон, 1975.- 449 с. 24.Шадчинев А.С., Бахтдавлатов Р.Д. Геологическое строение и полезные ископаемые фанерозоя Кухистана (Центральный Таджикистан). Душанбе, 2008.- 405 с.
Таджикистан по характеру поверхности – типичная горная страна с абсолютными высотами от 300 до 7495 метров. 93% ее территории занимают горы, относящиеся к высочайшим горным системам. На севере расположена Ферганская долина; на северо-западе и в центральной части – Туркестанский, Зеравшанский, Гиссарский и Алайский хребты; на юго-востоке – Памир (один из высшей точки земного шара – пик Сомони – 7495 метров); юго-западная часть пониженная – Вахшская, Гиссарская и другие долины.
Абсолютные высоты крупнейших горных массивов
Высота над уровнем моря, м
Пик И. Сомони
7495
Пик Абуали ибн Сина
7134
Пик Е.Корженевской
7105
Пик Истиклол
6974
Пик Москва
6785
Пик К.Маркса
6726
Пик Гармо
6595
Пик Энгельса
6510
Пик Советских офицеров
6233
Пик Вудор
6132
Пик Северный Музкол
6128
Пик Маяковского
6096
Пик Паххор
6083
Самое сокровенное богатство республики – ее реки и озера, имеющие системно-ледниковое питание. Общая протяженность 947 рек, имеющих длину более 10 километров, превышает 28500 километров. На их долю приходится более 60% гидроресурсов Среднеазиатского региона.
