Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Метаморфические формации Таджикистана

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Метаморфические формации Таджикистана"



АКАДЕМИЯ НАУК СССР СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОФИЗИКИ

На правах.рукописи

БУДАНОВА Клавдия Тихоновна

УДК 551.2(575)

ШШШШШЕ ФОРМАЦИИ ТАДЖИКИСТАНА 04.00.08 - петрография, вулканология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

НОВОСИБИРСК 1989

Работа выполнена в Институте геологии АН Таджикской ССР

Официальные оппоненты - академик, профессор Н.Л.Добрецов;

доктор геолого-минералогических наук, профессор Г.А.Кейльман; доктор геолого-минералогических наук А.В.Покровский.

Оппоккрущая организация - Институт геологии и геохронологии

докембрия АН СССР (г. Ленинград)

Защита состоится " " $ 1989 г. в час.

на заседании специализированного совета Д 002.50.05 при Институте геологии и геофизики СО АН СССР в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск-90, Университетский проспект, 3.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГиГ СО АН СССР.

Автореферат разослан "_"_ 1989 г.

Ученый секретарь

специализированного совета / —

кандидат геол.-мин. наук Ля Ф.П.Леснов

-л;".ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность. Метаморфические породы слагают большую часть объема земной коры.Изучение ее вещественного состава и эволюции является одним из фундаментальных направлений в кругу наук о Земле; оно обеспечивает и получение результатов прикладного характера^, к. с метаморфическими комплексами связан ряд полезных ископаемых.Широкий возрастной диапазон и разнообразие типов метаморфизма на территории Таджикистана дают возможность проследить эволюцию метаморфизма во времени,а формационный анализ метаморфических пород - наметить региональные особенности состава коры в пространстве,т.е. в различных блоках ее современной структуры.

Формационный анализ горных пород и месторождений полезных ископаемых давно и успешно развивается в' отечественной геологии трудами Ю.А.Билибина.Н.С.Шатского,Н.П.Хераскова,В.И.Попова,Н.М. Страхова,Ю.А.Кузнецова,А.Ф.Белоусова,В.Е.Хаина,Д.В.Рундквиста и многих других. В применении к метаморфическим породам он стал интенсивно внедряться в последние два десятилетия и,несмотря на отсутствие единства взглядов по проблеме,появились публикации, где демонстрируются научная и прикладная ценности этого метода исследования земной коры - это работы А.Б.Бакирова,Н.Л.Добрецова,В.П. Кирилюка,К.Б.Кепежинскаса,Е.М.Лазько,А.А.Маракушева, З.Б.Наливки-ной, О.М.Розена,В.И.Щульдинера,Б.Я.Хоревой и других. Необходимость формационного анализа метаморфических пород диктуется прежде всего нуждами геологического картирования,особенно во время развертывания крупномасштабной съемки. Именно поэтому в производственных организациях сейчас чаще,чем в академических, используется формационный анализ осадочных,магматических и метаморфических пород; в частности, в ПО "Таджикгеология" сейчас проводится такая работа, в которой принимает участие и автор.

Сложная в тектоническом отношении горно-складчатая территория Таджикистана интересна как широким площадным развитием метаморфи-зованных пород,так и разнообразием типов метаморфизма: здесь выявлены проявления однородного по температуре (нуклеарного) типа, регионального зонального термодинамометаморфизма,зеленосланцевого динамометаморфизма и его разновидности - глаукофан-зеленосланце-вого,метаморфизма погружения. Особенностью региона является также очень большая мощность коры в складчатых поясах (до 60-75 км), и

потому выяснение роли и места метаморфизма в процессах орогенеза является одним из актуальных вопросов петрологии и геодинамики.

Автор занимается изучением метаморфических пород с 1957 года. Сначала это было участие в среднемасштабном картировании и специализированных работах по изучению метаморфизма пород Ю-3 Памира (1957-1969).затем выполнена систематизация материала по метаморфическим комплексам при составлении Геологической карты Таджикской ССР м-ба 1:500000 и сопровождающей ее монографии "Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана" (1976), Далее исследования выполнялись по заданиям Госкомитета СССР по науке и технике:(№74006668 - Метаморфические комплексы Ю-З Памира и Каратегина и размещение нерудных полезных ископаемых - 19731975 гг.); в 1977-1979 гг. - по теме «78000621 - Геодинамическая модель литосферы Памира и Южного Тянь-Шаня. В соответствии с республиканским планом научно-исследовательских работ в течение 1976 -1980 гг. выполнялась тема №75040192 - Региональный метаморфизм, ультраметаморфизм и метасоматиты магнезиально-скарновой формации Ю-З Памира и Каратегина, в 1981-1985 гг. - тема №81010581 - Карта метаморфических формаций Таджикистана м-ба 1:500000; №0009577 -Исследование эволюции и роли эндогенных процессов в рудообразова-нии и формировании литосферы Таджикистана, 1986-1990 гг.Все эти темы входят в проблему: исследование эволюции и роли метаморфизма в формировании литосферы Земли.

Целью данного исследования было выделение и классификация метаморфических формаций на территории Тадаикистана,всесторонняя их характеристика,выяснение их эволюции во времени и роли в формировании земной коры.Эта цель достигалась: I) геологическим картированием метаморфических комплексов; 2) изучением их вещественного состава на основе детальных разрезов и определения объемов главных типов пород (метапелитов, метабазитов, карбонатных и др.) в региональных формационных единицах - сериях,свитах вместе с накоплением петро- и геохимических материалов; 3) изучением минеральных парагенезисов и составов минералов переменного типа; 4) составлением Карты метаморфических формаций м-ба 1:500000; 5) расчетами модельных (средневзвешенных) составов формационных единиц по главным петрогенным и некоторым редким элементам.

Фактический материал. В основу диссертации положены личные исследования,проведенные на Памире и в отдельных районах Южного

Тянь-Шаня в 1957-1985 гг. Кроме авторской коллекции шлифов (около 8000).просмотрены коллекции и других геологов по метаморфитам, с возможной полнотой учтены данные по петрохимии и геохимии. В работе использовано около 650 химических и рентгеноспектральных анализов минералов, из них свыше 400 - из авторской коллекции, около 3500 силикатных анализов пород, из них свыше 1000 - оригинальны,примерно 10000 элементоопределений количественными методами.

Научная новизна работы. I. Впервые для всей территории Таджикистана выделены,классифицированы и охарактеризованы метаморфические формации. 2. Составлена Карта метаморфических формаций м-ба 1:500000, отражающая распространение типов метаморфизма,его возрастную эволюцию и вещественный состав формаций. 3. Выделено две группы формаций: поли- и монометаморфических, обе группы разделены на подгруппы соответственно типам раннего метаморфизма. 4.Оценены объемы главных типов пород ("формулы" формаций) и,с учетом петрсхимических данных,рассчитаны модельные средневзвешенные их составы, на этой основе предложена модель состава земной коры региона по метаморфическим породам. 5. Проведены палеореконструкции обстановок седиментации и режимов метаморфизма,что позволило наметить два типа фундамента в герцинидах и мезозоидо-альпидах региона.

Практическое значение работы. Составленная Карта и классификация формаций будут полезны при геологической съемке и поисках. Ранее выводы автора использованы при составлении Геологической карты Таджикистана (1974), Геологической карты Средней Азии и Казахстана (1984), Геологической карты Таджикской ССР и прилегающих территорий (в печати), в данное время автор принимает участие в составлении Карты геологических Формаций в ПО "Таджикгеология".

Апробация работы. Основные выводы и частные вопросы работы обсуждались на Всесоюзных симпозиумах по метаморфизму (1964-1986) в Ленинграде, Апатитах,Новосибирске,Свердловске,Воронеже; на рабочих семинарах геохимической секции при Научном совете по комплексным исследованиям земной коры и верхней мантии (1985-1987), Международном симпозиуме "Метаморфизм и гранитизация",Ленинград, 19В8; Среднеазиатских петрографических совещаниях (1971-1983) -Душанбе,Фрунзе,Ташкент; научных сессиях Института геологии АН ТаджССР и Института геологии Бурятского филиала СО АН СССР.

Публикации. Основные положения работы изложены в 4-х коллективных монографиях и статьях (около 50) в периодической печати и тематических сборниках.

Объем и структура работы. Диссертация содержит 285 страниц машинописного текста, 78 рисунков, 126 таблиц и список литературы из 380 названий. Построение реферата соответствует плану работы.

Основные защищаемые положения

1. Все метаморфические формации региона являются супракруста-льными,подавляющая их часть имеет энсиалический,апоосадочный генезис и карбонатно-терригенный состав; формации с существенными (^30^) объемами метавулканитов мантийного уровня выплавления установлены лишь в зонах деструкции сиалической коры,при этом офио-литоподобные ассоциации формаций приурочены к структурным швам, разделяющим крупные блоки коры с разными типами фундамента и эндогенного режима.

2. Метаморфические породы образуют две группы формаций: поли-и монометаморфических. Полиметаморфические формации приурочены к жестким глыбам складчатых поясов - фрагментам кристаллического фундамента последних,выведенным на поверхность и повторно мета-мсрфизованным в орогенные стадии.Монометаморфические формации образуются в процессе развития складчатых поясов: монофациальные зеленосланцевые - путем взаимодействия метаморфизма погружения и доорогенного динамометаморфизма,зональные полифациальные - оро-генным высокоградиентным термодинамометаморфизмом.

3. Эклогит-дистен-гнейсовый и мигматит-гнейсовый подтипы аре-ального высокотемпературного метаморфизма проявлены в архее;среди формаций этого возраста преобладают сиалические двух видов: стратифицированные хемогенно-осадочные с умеренными объемами уль-траметагенных пород,и гранит-мигматитовые с реликтами стратифицированных пород. В условно раннепротерозойских формациях проявлен региональный динамотермальный зональный метаморфизм средних-высоких температур с локальным ультраметаморфизмом. В рифее-раннем палеозое образуются лишь низкотемпературные зеленосланцевые комплексы, в том числе и глаукофан-зеленосланцевые.в результате проявления метаморфизма погружения и синскладчатого динамометаморфизма.В позднем палеозое и мезокайнозое реализуются метагенез,зеле-носланцевый метаморфизм дислокационного типа и орогенный термоди-

нампметаморфизм в зонах положительных тепловых аномалий,обычно в пространственной связи с выступами фундамента. Последовательная смена во времени гнейсо-мигматитовых формаций филлит-сланцевыми отражает изменение термического режима Земли.

4. Метаморфизм неоднороден по давлению: разновозрастные комплексы повышенных давлений локализованы главным образом в Южном Памире и смежных областях Альпийско-Гималайского складчатого пояса. Это отражает дифференцированность и унаследованность эндогенного развития крупных сегментов земной коры и позволяет выделить два типа палеоструктур,предшествующих развитию складчатых поясов фанерозоя: для герцинид - это платформенное основание, для мезо-зоидо-альпид - древний мобильный пояс,разделявший кратонизирован-.ные области.

5. В модели состава земной коры региона по метаморфическим породам,ее гранулито-базитовый,гранито-гнейсовый и осадочно-ме-таморфический слои имеют' близкие составы,сопоставимые с андезитом, как и кора в целом.Это позволяет считать расслоенность коры по геофизическим данным обусловленной петрофизическими свойствами' пород.

Многолетние полевые исследования проводились автором совместно с В.И.Будановым,В.П.Булиным.Г^.С.Волосом,А.Г.Давыдченко.Е.В. Козловым,В.А.Соколовым,Э.С.Чернером и другими геологами.Частные вопросы работы обсуждались в разное время с А.Ф.Белоусовым,Г.М. Друговой,М.С.Дюфуром,А.П.Карякиным,С.П.Кориковским,В.А.Кузнецо-вым,Г.Г.Лепезиным,В.С.Лутковым,Б.Г.Лутцем,В.В.Могаровским,Н.И.Мо-сковченко,Л.Л.Перчуком,И.С.Седовой,В.С.Соболевым,Б.Я.ХоревоЙ,Э.С. Чернером,А.А.Шафеевым и другими.Благодарю коллег за помощь в работе,интерес к поставленным вопросам и советы по улучшению качества диссертации.

Глава I. МЕТОДИКА РАБОТЫ, ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ

В главе рассматриваются определения метаморфических формаций у разных исследователей (Бакиров,1981; Добрецов и др.,1974;Жда-нов и др.,1986; Кирилюк и др.,1981; Предовский,1986 и др.).Автором принято за основу определение Н.Л.Добрецова (1974, с.280): "...под метаморфической формацией (или формационным типом) мы понимаем закономерный парагенезис метаморфических пород определенного состава,претерпевших определенный тип метаморфизма".Формация должна быть картируемым геологическим телом.Формационные

типы рассматриваются автором как обобщенные образы конкретных формаций,которым соответствуют одна или несколько региональных единиц,отличающихся друг от друга возрастом,положением в разрезе, режимом давления,но сохраняющих вещественную и типовую по температуре однородность.Парагенетичность является главным признаком для объединения пород в формации,каким бы ни был пестрым их состав,при этом в название формации введены породы,составляющие не менее 20 + Ъ% ее объема,прочие типы пород отражены в "формулах" (табл. I).Такой подход делает правомочным выделение в самостоятельные, "вставные ".формации метаморфизованных интрузивных пород,разновозрастных с вмещающими вулканогенно-осадоч^ными толщами,но претерпевшими совместно с ними метаморфизм в одном или нескольких циклах.Петрологическая информативность оправдывает их внемасштабное отражение на карте (эклогитоподобные породы,арие-жит-друзиты).Общность эволюции метаморфизма в полиметаморфитах дает возможность характеризовать их по ассоциациям формаций в целях более полного представления о структуре отдельных блоков коры.

Фациальная принадлежность пород отражена в работе преимущественно до фации,принята схема фаций новосибирской группы петроло-гов.Выяснение типов метаморфизма и их эволюции во времени решалось с помощью парагенетического анализа на основе составов породообразующих минералов¡вещественного состава формаций - на основе детальных разрезов и петрохимических данных.Прочие признаки формаций - слоистость,ритмичность,минерагения по необходимости лишь упомянуты.Каждой формации на карте (рис.2) присвоен свой условный знак,сЬормационные единицы (свиты,серии,комплексы) имеют порядковые номера.Неравномерность в реферате объема информации по разным объектам обусловлена как стремлением оттенить особенности наиболее интересных в петролого-геологическом отношении формаций,так и неравномерной их изученностью.

Глава 2. СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ТОЛЩ

Прирост информации по метаморфизму шел параллельно с геогра-фо-геологическим изучением региона и последующим этапом работ по геологическому картированию.Разрозненные сведения о метаморфических породах есть в работах Д.В.Наливкина (1926,1932),А.П.Марковского (1934).сборниках Таджикско-Памирских экспедиций (1932-1937), более полные сводки составлены В.А.Масленниковым (1955),М.Х.Хами-довым (1956),Б.Я.Хоревой (1955),Б.П.Бархатовым (1963).С 1962 г.

начинаются специализированные исследования метаморфических пород в районах с преимущественно высокотемпературным метаморфизмом, и на данное время они,пожалуй,изучены на порядок выше,чем низкотемпературные комплексы.Большой вклад в изучение метаморфизма в Таджикистане в 60-80-е гг. внесли В.И.Буданов,В.А.Глебовицкий,А.Г. Лавыдченко,Г.Ы.Лруго ва,М.С.Дюфур,И.А.Зотов,А.П.Карякин,Б.И.Кис е-лев,Ю.В.Миллер,В.Е.Минаев,Н.И.Московченко,Б.Р.Пашков,И.О.Седова, В.В.Федькин,В.В.Шванов,Б.Я.Хорева.Задачей автора при составлении Карты метаморфических формаций было не только обобщение личных материалов и данных других исследователей,но и изучение в последние годы (1981-1986)"белых пятен" среди метаморфитов фанерозоя.И если это не удалось в полной мере,то хотя бы позволило наметить пути дальнейших работ в геологии и петрологии метаморфических комплексов.

Глава 3. КРАТКИЙ ГЕ0Л0Г0-ГЕ0ФИЗИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

В главе приводятся сведения о геологическом районировании территории, дополненные геофизическими данными по мощностям коры,характеру ее расслоенности,мощностям основных скоростных слоев, положению главных глубинных разломов,величинам теплопотока,изложенные в работах (Земная кора...,1981; Расчленение...,1976;Кулагина, 1971;Белоусов и др.,1984; Бутовская и др.,1984;3уев,Поликарпов, 1984; Бурмаков и др., 1986 и других).

Анализ этих довольно противоречивых геолого-геофизических построений позволяет,тем не менее,наметить различие в характере расслоенности коры в герцинидах Южного Тянь-Шаня и Северного Памира - с одной стороны,и в мезозидо-альпидах Южного Памира,с другой, при соизмеримых мощностях коры в обоих регионах.Это интерпретируется в работе как следствие дифференцированности эндогенных режимов развития складчатых поясов в течение длительной геологической истории - от позднего архея по кайнозой включительно. В герцинском складчатом поясе кора характеризуется более упорядоченной расслоенностью в отличие от киммерийско-альпийского пояса, отличающегося разрывами изоповерхностей геофизических скоростных слоев¡включениями высокоскоростных пород в верхах коры и наоборот - низкоскоростных на глубоких горизонтах,пониженными скоростями на границе Мохо,наличием астеносферного слоя на глубинах —120 км, многочисленных коровых волноводов,высокими значениями теплопотока со значительной конвективной составляющей.Возможно,что эти разли-

чия отражают большую продолжительность платформенного режима (P£~Pj) в герцинидах в сравнении с киммеридо-альпидами,где процессы горообразования имеют краткий временной разрыв с эпохой .глав: ной складчатости и магматизма (K^-ij).Соответственно в Южном Тянь-Шане и Северном Памире проявления метаморфизма установлены лишь в домолассовых толщах палеозоя,тогда как в Южном Памире - и в палеозойских, и в мезо-кайнозойских образованиях по палеоген включительно.Эти разнововрастные складчатые пояса заложены на си-алическом,структурно-неоднородном,как это показывается ниже,кристаллическом фундаменте,в современной структуре они разделены высокоскоростной фокальной зоной с самыми сильными землетрясениями мантийного уровня очагов (Бурмаков и др., 1986).

Глава 4. ГРУППА ПОЛИМЕТАМОРФИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ

Группа объединяет формации (ф.) двух подгрупп: в комплексах высокотемпературнойамфиболитовой фации с реликтами гранулитовой и в зональных комплексах амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций (таблЛ).Для первых доказан АЕ возраст ранних циклов метаморфизма (Хорева и др.,1971,1975;1Панин и др. ,1979);вторые в большинстве случаев условно датируются PEj,только для ыузкольской серии получены даты 1,5-2 млрд.лет (Агеева, 1976).

Подгруппа диафторически полифациальных формаций с проявлениям высокотемпературного метаморфизма в ранних

циклах

Класс формаций повышенных давлений.ассоциация Формаций Юго-Западного Памира (ЮЗП) Кварцит-мрамор-мигматит-гнейсовая формация (ф^)- это нижняя и средняя части разреза горанской серии,мощностью (м.) 3 км, представлены чередованием гнейсов,мигматитов,кварцитов,мраморов: кальцитовых,доломитовых и магнезитовых;в контактах мраморов с алюмосиликатными породами развиты скарны магнезиальной ф. и месторождения талька,флогопита,шпинели и др.,с разными типами мета-соматической зональности в зависимости от состава мраморов (Зотов, 1966¡Киселев,1978).Установлена хемогенная ритмичность карбонатных пород с увеличением Mg/Ca к верхам ритмов (Киселев,Смолин,1980), тонкая ритмичность проявлена и в кварцит-сланцевых пачках,причем переслаивающиеся с кварцитами сланцы имеют то высанокальциевые минералы (Ди*,АМ,Ск),то высокоглиноземистые (Дис,Кор,Гр).Параге-

* Здесь и далее: Аб - альбит,Ам - амфибол,Анд - андалузит,Би -

неэис кварцитов,мраморов,высокоглиноземистых гнейсов с залежами графита сближает горанскую серию с кондалитовой ф. щитов.Критические минеральные парагенезис« : Дол+Эн+Фо+Шп; Би+Гр+Дис (Сил) + КПШ+ Кв+ Кор; Гр + Же +Дис+Би+Кв; Эн(Та) + Дис + Же,Фл, Грф;прогрессивное повышение температуры выражено образованием кордиерит-сапфириновых симплектитов между дистеном и жедритом (или флогопитом).Рассчитанные на основе составов минералов или по положению на петрогенетических схемах параметры метаморфизма* оценены как: Т*650°С, Р = 9-10 кбар в фации С2; Т = 750-8Б0°С, Р^8 кбар в фации Bj; диафторез проходил при Т = 650-680°С, Р<? 6,5 кбар во 2-ом цикле, Т<650°С, Р<5 кбар - в 3-ем цикле.Циклы разделены этапами структурной переработки,проявлениями ультраметаморфизма в конце циклов и подтверждены радиологическими данными: обособляется 4 группы дат в интервалах 2,5-3 млрд.лет; 1,7-2; 1-0,6 и 0,03; даты 4-го интервала наиболее многочисленны и обусловлены,по нашему мнению,выведением блока на поверхность в альпийскую орогению.

Мрамор-мигматит-гнейсовая ф. объединяет две толщи пород.Кухи-лалская толща м. до I км - верхняя часть горанской серии;обособ-лена от последней вследствие своеобразия состава пород:здесь увеличена доля доломитовых и магнезитовых мраморов,высокоглиноземистых "белых" сланцев (Дис+ Та+ Эн,Же,Кор,Са,Фл) с очень низкой железистостью минералов.Последние считаются продуктом высокобарического метаморфизма (г-10 кбар) особых глин,ассоциирующих с эвапоритами (Moine et al., 1981;Schleyer, 1977; СерДЮченко,1985 и др.).Мраморы содержат до ;в пиритах - до 19ЙДЛи-

царев и др.,1977).Высоки содержания бора в некоторых породах,так что в среднем его содержание в горанской серии на порядок выше, чем в других толщах ШП.В флогопитах содержится до 3,5% фтора, в скаполитах - до 3,9% к2о .В однотипном с месторождением лазурита Ляджвардара месторождении Сары-Санг в Афганистане обнаружены гипс

биотит,Гип- гиперстен, Гр - гранат, Грф - графит,Ди - диопсид.Дис

- дистен.Дол- доломит,Же - жедрит.Кв - кварц,Кор - кордиерит.КПШ

- калиевый полевой шпат,МП - моноклинный пироксен,Му - мусковит, Ол-оливин,Вл-плагиоклаз,Рп-ромбический пироксен,Са-сапфирин,Сил-силлиманит,Стр-ставролит,Та-тальк,Фл-флогопит,Фо-форстерит,Хл -хлорит,Хлд-хлоритоид,П]п-шпинель,Эн-энстатит, î-общая железистость

* Эти же параметры относятся ко всем ф.класса,кроме чарнокитовой.

Классификация метаморфических формаций Таджикистана

Таблица I

Г ~г

Группы,

подгруппы! Формационные типы типы мета! (формации - ф.) морфизма ! _

!Условн!Региональные фор! Фации !энак !мационные'едини '

метаморфизма!на рис!цы: свиты, комп'

_! 2 !лексы, серии

-3-! 4 !-' Ь

~'рис!раст' Породный парагенезис !2 ! !

г 6н—т]-8-

ЮГО-ЗАПАДНОГО ПАМИРА, КЛАСС ПОВЫШЕННЫХ ДАВЛЕНИЙ

гМ12Г34Ы24К22(А.вкГ)8

АССОЦИАЦИЯ Ф

Кварцит-мрамор^ Горанская сер., 6

Мрамор -мигматит- -"гнейсовый 10 Кухилалская т. Врангская св. 5 9 гМ15М35Г30вкГЮвгСЮ гМ10М20Г40вкГ20вгС10

Мигматит-гнейсовый -"- 9 Ваханская т. 10 гМ21Г32вгГ'С18М8вкГ21

Мигматит-гнейсовый вк -"- 7 Хорогская т. 7 гМ20вкГ,С55Г20вгС5

Кристаллосланцевый вм -"- 3 Ямчинская т. Даршайский к. 8 2 вмС100 П35ПР40Гб25

Эклогитоподобных пород 4 Южнопамирский к. I ГбЮ0

'Чарнокитовый Втр^ВгрВзВ^ 5 Романитский к. 4 рн^? гР.гДб0Мк40

Гнейсо-гранитный 6 Зугвандский к. 3 ан гРюо

АССОЦИАЦИЯ Ф. ЮГО-ЗАПАДНОГО ПАМИРА, КЛАСС УМЕРЕННО-НИЗКИХ ДАВЛЕНИЙ

'ВдВ^ 8 Лянгарская св. 30 р^? МГ^вкГ^ "г Рамаифская св. 32 -"- МГбоГ30МЮ

В1В2

Гранит-мигматитовый Гнейс -мигматит-мраморный-"-

Звордаринская т. 29 МГэдд

_йкн£барда£инскал т. 58-"- _Ь£Г,Г,Ы_______

Марджанайская св.31 -"- М^Г«^

! 4 !

! 6!,

I

и <ч м о и V

я

'в Он

о

2 <

&н и 2

а «={

о с

Гнейсо-гранитоидный В1В2" В3В4 6 Корумдинский к. 33 РЕ|? ■^ЗО^О^Ю

—П — 6 Чулактекинский к. 34 Д^о^о^о

АССОЦИАЦИЯ Ф. ГАРМСКОГО БЛОКА,' КЛАСС УМЕРЕННО-НИЗКИХ ДАВЛЕНИЙ

в1в2-в3в4 8 Сангикарская т. 21 ан ^бО^О^б^

8 Союдионская т. 22

^ Гранит-мигматитовый 8 Турпинская т. 23 ^бО^О^б

1—( 8 Сободайская т. 24 1й,60вкГ20М15К5

Гнейсо-гранитоидный В2~В3В4 6 Каратегинский к. 27 Ай? Б? Д«15Г%0ГР25

Кристаллосланцевый.вм ? 3 Шульмакский к. 25 ПЮ0

Амфиболитовый В2-В3В4 4 Каракорумский к. 26 ПР25Гб75

о з

Сч со о к К>9< л 5.

К ¿3

О £*<Ы

К О) Ь. 3 I

СО о

о а;

к я

я В,

о 0>

со

АССОЦИАЦИЯ Ф. ЦЕНТРАЛЬНОГО ПАМИРА, КЛАСС ПОВЫШЕННЫХ ДАВЛЕНИЙ

С^Сд-^ВдВ^ 10 Сассыкская св. 12 Рй1

-"- 10 Сарыджилгинская св. 15

12 Белеутинская св. 13 -"12 Шипадская сер. 14 -"- гЬ^Г^в^^^вгС^

Кварцит-сланцевый Сд-» ВдВ4 13 Бурулюкская св. 16 -"- к50Г'С40вгСЮ

~~ ~ 4 _Кукуртский к." И П5ПРзоГбб5

Мрамор -мигматит-гнейсовый

Мигматит-гнейсо-сланцевый

Г%5^55М30

_г%5Г25%в£С10^к£10 гМ15вкГ15Г45вгС15

Амфиболитовый

§ § Гнейсо-гранитоидный

б Зорбурулгакский к. 17 6 Вознаудский к. 18 -"- Гр^д

I

! 4 !

! 6 ! 7 !

8

АССОЦИАЦИЯ Ф. СЕВЕРНОГО ПАМИРА, КЛАСС ПРОМЕЖУТОЧНЫХ ДАВЛЕНИЙ Мигматит-гнейсовый вк ? 7 Бивачная св. 35 ри ? гМ^вк^^

<м 1

Мигматит-гнейсо- С3В3- В4 12 Шодакская св. 36 -»- гМ15Г»С60вгС15вкс5М5

сланцевый

Кварцит-сланцевый 13 Тогмайская св. 37 -"- К35С40М15вкСЮ

Гнейсо-гранитоидный В2-?В3В4 6 Курговатский к. 38 -"- ГД,Гр100

ЯРУС ГАРМСКОГО БЛОКА, КЛАСС НИЗКИХ ДАВЛЕНИЙ

В2?Вд*В4 13 Хаитская сер. 28 РЕ1?КзоС50бкС10УС10

ВЕРХНИЙ Кварцит-сланцевый

го

>>

СЦ-1 ё.

<о я} ГО

к

3 о

аз Я а ^

ф

О 2

&< о

о 2

X Я

л з

I

§ § о <ц

з к

Сланцевый вк

в4-с4

и

I

о

и §

а

а

Филлит-сланцевый

Филлит-сланцевый бг Мрамориз.известняков

Кварцит о видных песчаников

Альшнотипных гипербазитов.

14 Горифская сер.

14 Ванчская т.

15 Ягнобская св. 15 Висхарвская св. 15 Ташкольская сер.

15 Сарыгунская т.

16 Танымасская т.

17 Язгулемская св.

18 Барнавадаская св 18 ■ Джамакская св. 18 Апакская св.

19,20 39

41 44 43

42

19 Дарвазский к.

51

"45 ^н

"46 Г"Г

47

48

"50

и? вкС35Кр10уС10С45

®к£40С45^И15____

р21-2^60КП20БкСЮ%мИ5 у-о Сб5КП15вкС15мИ5

н? Сб0уС20мИ10вкС5КП5

о-Б С^двкС^дмИ^

Б-п вгСг,0С2омИ1О КП65С20мИ15

с_р КПШС20

С-Р?

П-

100

.Окончание табл.1

Т~БП—7—Г

и

I

(

я ч

0

1

Ен Л!

Филлит-кристалло-сланцевыи

с3в3+с4в4

20 20

Сарезская св. Ваыарская св.

Мрамориз о ванных известняков

В3+В4

ы о со аз о а

х о га

о

О X л

к ч о с

I

«

ев г п

I

о

в3+в4

Филлит-кристалло-сланцевый

в2+в3+в4

21 Кударинская т. 21 Курговатсная св. 21 Шувдаринская св.

20 Кайракская св. Пшихарвская св. Сарыкольская .сер. Раущцская св. Бардаринская св. Ишкашимская т. Немаццаринская св. Зоркульская т. Туркестанская т. Карагушхонинская сер

52 С? 54 т-^

53 ~Р-Т~ 62 С 60 Р

20 20 20 20 20 20 20 20 20

67 О-Б

63 Р

64 С-Р 59 С?

61 55

57 С?

56 Т

66 Б

65 v?

КП40С30вгС,уС20вкс10 мИ90СЮ

ыИд^С^

С,уС,М

С40КП20вкС15уС15мИ10

С45КП30вгСЮвкСЮм%

С50КП20вгС15вкСЮмИ5 Сб0КП35мИ5

С60КПз0УС10

С70КП20вгС10 С,КП,уС,вгС

сб5кп20уС1С)1Ли5

Примечание:соединение фаций метаморфизма стрелкой означает его эволюцию; знаком + отражаются вариации условий в зональных комплексах; положение рядом разных фаций - наличие парагенезисов обеих; вк,вм и вг в названиях формационных типов означают повышенные содержания в них Са, Ме и а1 соответственно. А - амфиболиты, вмС - высокомагнезиальные сланцы, вгС,Г - высокоглинозёмистые сланцы, гнейсы, вкС,Г - то же, повышенной кальциевости, С,Г - то же, металелитового состава, К - кварциты, Кр - метакремни, КП - кварцитовидные песчаники, М - мраморы, мИ - мраморизо-ванные известняки, МГ - мигматиты с соотношением палео- и неосомы 1:1, гМ - жильный гранит в мигматитах, уС - углеродистые сланцы, Гб - метагаббро, Гр - гнейсо-граниты, ГД - гнейсо-гранодиориты, дк - диориты кварцевые, Мк - монцониты кварцевые, П - метаперидотиты, Пр - метапироксениты, цифры у символов - % объема ("формула" ф.).

Рис. I

Схема распространения типов метаморфизма на территории Таджикистана. I - АЯ нукле-арного, 2 - РЕт зонального тешодинамометаморфизма, 3 -й1зеленосланцевого метаморфизма погружения и дина-мометаморфизма, 4-_глауко-

термодинамометаморфизма, 6-ч метагенез+зеленосланцевый метаморфизм, 7 - гранитоиды, 8 - диагенез; I, II - учас-ки карты на рис. 2

Рис.2. Фоагмент (П на рис.1) Карты метаморфических формаций Таджикистана

01

6 7 -V—V 8

Продолжение рис.2. Фрагмент (I на рис.1) Карты метаморфических формаций Таджикистана. Условные обозначения - см. табл.1

и ангидрит (Ки1ке, ЗсЬгеуег, 1973); зоны,обогащенные скаполитом, турмалином,апатитом,флюоритом,встречаются по всему разрезу горан-ской серии.Сосредоточение месторождений флогопита и лазурита в верхах кухилалской толщи позволяет предполагать наличие как калийных, так и натровых солей среди эвапоритов;обогащение метамор-фогенных флюидов продуктами растворения эвапоритов обусловило неоднократное их переотложение;вымывание остаточных солевых компо- -нентов продолжается до сих пор,о чем говорят действующие минерализованные источники.Обилие в палеобассейнах органики,способствующей сульфат-редукции в восстановленной обстановке,отражено в виде зон пиритизации, залежей графита.

•Врангсаая свита в данной ф. отличается от описываемых ниже пород шахдаринской серии (ваханская толща+ врангская свита) лишь повыпенным объемом кальцитовых и доломитовых мраморов.

Мигматит-гнейсовая ф. представлена ваханской толщей,м.»~4 км; это переслаивающиеся гнейсы,мигматиты,кальцитовые и доломитовые мраморы.Гнейсы - биотитовые.гранат-биотитовые (+Дис.Сил),биотит-амфиболовые (+Гр,МП,РП) - обычно мигматизированы,установлено несколько этапов мигматизации (Хорева,Блюман,1974;Седова и др.,1974 и др.).Главное отличие этой толщи от других формаций ЮП - преобладание метатерригенных гнейсов¡исходные осадки,по-видимому,более глубоководны в сравнении с таковыми горанской серии.Петрохими-чески биотитовые+ Гр гнейсы сопоставимы и с граувакками и с дацит-андезитами;гнейсы с Дис и Сил - гидрослюдистыми глинами.В работе доказывается апоосадочный генезис пород.Средневзвешенный состав шахдаринской серии близок к субщелочному андезиту (Буданов и др., 1984).

Мигматит-гнейсовая ф. повышенной кальциевости - это хорогская толща,м. до 1,5 км.Выделена как мигматит-гнесовая составляющая хорогского ортокомплекса (Буданова,Буданов,1975).который включает и метаморфизованные интрузивные породы,выделенные во "вставные" формации (южнопамирский,даршайский,романитский комплексы).Преобладающие в толще амфиболовые (+Гр,Би,МЛ) гнейсы петрохимически сопоставимы с базальтами и андезитами,считаются нами метавулкани-тами или туфами;генезис переслаивающихся с ними малокальциевых и высокоглиноземистых гнейсов проблематичен.Критические минеральные парагенезисы: МП+РИ+Пл+ЯПШ+Кв; РП+ШШ1+Гр+Пл+Кв+Би; Би+ Гр+Дис(Сйл) + КПШ+Кв+Кор.Составы минералов и их взаимоотношения

16

отражают полиметаморфическую эволюцию: выделены ранние,равновесные с дистеном,гранаты с г = 60-75%,биотиты с!Юг = 4-5%,карин-тиновые и гастингситовые амфиболы,в процессе диафтореза меняющие составы.У граната повышается железистость и содержание Мп .биотиты теряют .амфиболы - А1.

В толще широко развиты линзы и купола до 0,5 км в поперечнике гранитоидов,богатых гранатом,рассматриваемых нами как продукт анатексиса и частичного.реоморфизма высокоглиноэемистых гнейсов. Последние образуют линзы,шлиры,прослои в гранитоидах и через зоны мигматизации сменяются обычными биотит-гранатовыми+ Дис, Сил гнейсами.Показан изохимический в целом характер дифференциации гнейсов на низкощелочные высококремнистые плагиограниты с гранатом +Би и базифицированные,богатые калием за счет обилия биотита, реститы.Многоминеральные парагенезисы реститов: Би+ Гр+ Дис(Сил)+ Кор + Кв + КПШ t Гип и реакционные взаимоотношения минералов предполагают превращения в области нонвариантной точки ( 9-10 кбар, 780°С);близкие параметры для более магнезиальных систем приведены для ГОП в работах (Кориковский,1979;Московченко,1979).В лейкосоме возрастают основность плагиоклаза,магнезиальность граната и биотита.Высокие давления и обусловленные им высокие температуры анатексиса, рассчитанные по различным геотермобарометрам,подтверждены и отчетливо выраженной реакцией: Пл+Гр = Гр>^а+Дис +Кв +Пл^а в виде повышения Xq| в краях зерен и многочисленных вростков дис-тена в раскисленном плагиоклазе.

Кристаллосланцевая высокомагнезиальная ф. объединяет собственно сланцы ямчинской толщи и сланцы с разной степенью сохранности среди них исходных интрузивных пород (ариежитов и эклогитизиро-ванных габброидов) - даршайский комплекс (Буданова,1974).Ямчинс-кая толща - это пласто- и линзообразные тела,и. до 150 м среди пород шахдаринской серии,сложенные грубозернистыми двупироксен-амфиболовыми сланцами,иногда с оливином и шпинелью,чаще с гранатом,содержат пирротин и пентландит. Ол,Ам и МП имеют близкую железистость = 17-25%,у гиперстена - до 32%,граната - 41-49%,Xq| -0,10;шпинели как высокохромистые - 70% хромита,так и глиноземистые - 22% герцинита,плагиоклаз - до 90% An. Рассчитанные параметры метаморфизма: Т = 750-800°С, Р = 8-10 кбар.Петрохимически породы сопоставимы с коматиитами,предполагается их парагенетичес-кая связь с метатолеитами южнопамирского комплекса.Коматиит-то-

леитовая серия петрохимически и по возрасту отлична' от пикритовой серии даршайского комплекса низкими отношениями Т1/Сг (0,1),К/КЪ (135).более высоким (=& 2) Са/А1 (Буданова, 1981).

Даршайский комплекс - это мелкие дайки и линзы эклогитизиро-ванных плагиоклазсодержащгх перидотитов,пироксенитов и мелагабб-роидов.Породы сочетают минералы и структуры магматической и метаморфической стадий:магматические минералы - Ол (Г = 20%),РП (Р = 19-21%) ,МП (г = 12-143) со структурами распада твердых растворов, в эндиопсиде Сг2°3 ,а также - хромистая шпинель,основной плагиоклаз.Метаморфические минералы: Гр (до пиропа,2-$ гроссуляра),Ам (Р = 20-25%),Фл,Хл и др. Оливин и (или) ортопирок-сен контактируют с плагиоклазом через многоступенчатые каймы, в которых есть метаморфогенные пироксены,амфиболы и гранаты.Температуры кристаллизации магматических пород 900-1300°С,метаморфизм осуществлялся при Т = 700-800°С,Р = 9-11 кбар.Изобарическое охлаждение при таких давлениях привело к образованию в породах граната и более натрового клинопироксена.Вблизи даек отмечено орого-викование и даже частичное плавление вмещающих гнейсов. (Буданова, 1976,1981).Тренд петрохимической дифференциации характеризуется слабым ростом железистости и более интенсивным - щелочей в сравнении с трендом коматиит-толеитовой серии,отклоняясь от последнего к более глиноземистым составам в магнезиальной области и к более кальциевым - в железистой.

Формация эклогитоподобных пород представлена южнопамирским комплексом,где их реликты установлены среди гранатовых амфиболитов (Буданова,1976).Это мелкие (десятки м) будины,наиболее обильные в хорогском ортокомплексе.Для пород характерна ассоциация богатого гроссуляром пиральспита со средней ? = 75% и клинопироксе-на в присутствии плагиоклаза,амфибола+ Кв.Первичный МП обычно разложен на симплектит слабо натрового МП,кислого Пл и вторичного Ам,последний имеет высокую глиноземистость и щелочность (гастинг-сит и каринтин).Парагенезис Гр+Омф в фации С^ может возникнуть в наиболее железистых системах,что и подтверждается редкими находками гранат-пироксеновых пород с "футлярами" плагиоклаза вокруг граната; в большинстве же составов реакции эклогитизации оказались незавершенными.Близость составов минералов и петрсгеохими-ческих особенностей этих пород к таковым амфиболовых+ Гр,МП гнейсов хорогской толщи предполагает их изначальную комагматичность

(вулканиты и гипабиссальные габбро),на проекциях составов и те,и другие образуют компактную группу без видимой дифференциации.

Чарнокитовая ф. локализована в выхидах хорогского ортокомпле-кса (до 10% объема).Гранитоиды с Гип сохранились как реликты среди Ам-Би с вторичным Гр гранитоидов в линэо- и штокообразных телах до 6-8 км2 площадью.Выделяются граниты и плагиограниты.грано-диориты,кварцевые диориты и монцониты.Это грубозернистые и порфи-ровидные породы с темно-серым кварцем,изобилующие ксенолитами. Чарнокитовые парагенезисы встречаются и в жильном материале мигматитов ¿по-видимому .более крупные тела гранитоидов являются следствием более интенсивного плавления и частичного реоморфизма в пределах гранулито-базитового слоя.Диафторез чарнокитов выражен моновариантной реакцией РП+ МП+ Пл+ КПШ = Гр+Ам+Би+Кв,что выражено образованием кайм граната и амфибола вокруг пироксенов.повышенные давления при диафторезе очевидны из парагенезиса граната и клинопироксена во вторичных каймах вокруг гиперстена,и в целом почти каждый темноцветный,в том числе и рудный,окружен каймами вторичных темноцветных минералов.РП (Р =36-55%) наиболее глинозе-мист (4,5&А12о3 ) в парагенезисе с Гр',МП (г1 = 40-55$) иногда близок по составу к омфациту.Гастингситы (Р = 50-60^) замещаются роговой обманкой и актинолитом,биотиты (4-5% ТЮ2 ) богаты фтором. Гранат,равновесный с гиперстеном,имеет Хще = 0,25-0,33),у вторичного граната Хцв = 0,18.В полевых шпатах обычны структуры распада твердых растворов (Буданова,1976).Петрохимически гранитоиды характеризуются высокой титанистостыо,железистостью,щелочностью при преобладании калия,умереннфизкой глиноземистсстыэ,-условия кристаллизации - Т = 800-900°С, Р»8 кбар - и обогащенность гранитоидов сидерофильными и тугоплавкими элементами литофильной группы (Лутков и др.,1985) позволяют считать их нижнекоровыми породами.

Гнейсо-гранитная Ф. — это лейкограниты зугвандского комплекса, образующие конформные тела по всему разрезу метаморфитов ЮЗП, кроме аличурского блока.Характерны теневые текстуры,бластические, аплитовидные.а также гранулитовые структуры с вытянутыми шлирами серого кварца.Встречаются как плагиограниты,так и двуполевошпато-вые*,помимо биотита в них встречаются Гр,Дис,Сил,в качестве акцессорных обычны рутил и ортит.В таких гранитах установлен наиболее магнезиальный гранат (Р = 495?) в кварцеодержащих породах региона. Петрохимически они близки нормальным и субщелочным гранитам,обра-

зуя компактную группу на диаграмме Si02-K20+Ke20; по-видимому, это первично-магматические порода.

Класс формаций умеренно низких давлений.ассоциация формаций ЮЗП

Объединяет стратифицированные породы аличурской серии и локализованные в ней магматические метаморфизованные комплексы.

Гранит-мигматитовая Ф. К ней отнесены все откартированные свиты,кроме марджанайской.а также ввделенная нами южнобардаринская толща в западной части Рушанского хребта.Наиболее изучена лянгар-ская свита,м. до 2 км,сложенная мигматитами с многочисленными пласто- и линзообразными залежами гнейсо-гранитоидов: тоналитов, гранодиоритов,гранитов нормального и субщелочного рядов.Гнейсы и кристаллические сланцы едва ли составляют 15-20% объема.Пока неясно, является ли мигматизация одновозрастной с образованием гнейсо-гранитоидов путем магматического замещения,либо она более ранняя и обусловлена частичным плавлением.Среди гнейсов,мигматитов и гранитоидов преобладают высокоглиноземистые с кордиеритом, гранатом и обычно с графитом разновидности,реже встречаются дву-пироксеновые гнейсы и бронзит-амфибол-биотитовые сланцы.В рести-тах среди первых часты многоминеральные парагенезисы: Гр+Би + Сил +Кор+КШ1+Пл+Кв+Шп.Все эти минералы,кроме шпинели,встречаются и в гранитоидах. А.П.Карякиным (1982) установлены критические для гранулитовой фации парагенезисы: Гр^+ + Kopgg+ Би50+КПШ+Кв,по которым можно оценить температуру равновесия в

> 750°С при Р = 5-6 кбар.Второй цикл метаморфизма,видимо в связи с гранитообразованием в mz-kz ? наиболее ярко выражен в муско-витизации,фибролитизации,образовании андалузита при Р~4 кбар,Т

> 620°С.Наложенный метаморфизм сопровождался калиевым метасоматозом и интенсивным кислотным выщелачиванием: K/Rb со 180 в субстрате возрастает до 250 в гранито-гнейсах,проявлен калишпатовый порфиробластез.В породах резко повышены содержания Pb, Ag и Се, что находит выражение в металлогенической специализации площади.

Рнейсо-мраморная ф._ представлена марджанайской свитой, м. до 800 м,сложенной кальцитовыми и доломитовыми мраморами,калыдифира-ми со шпинелью,форстеритом и прослоями гнейсов,аналогичных таковым в лянгарской свите.

Гнейсо-гранитоидная ф. представлена картируемыми телами высокоглиноземистых (с Кор,Гр,Гип) гранитоидов корумдинского и чулак-текинского комплексов,аналогичных таковым в лейкосоме мигматитов

лянгарской свиты;время гранитообразования и роста гранитно-гнейсового купола (Буданова,1985) пока неясно (р6?Мй ?),как и масштабы развития гранитоидов с парагенезисами чарнокитов. Ассоциация формаций нижнего яруса Гармского блока в- Южном Тянь-

Шане

Гранит-мигматитовая ф. составляет основной.объем каратегинс-кой серии,сопоставимой в целом с аличурский серией по Р-Т режиму метаморфизма и по насыщенности конформными телами гранитоидов,по повсеместной мигматизации,редуцированности гнейсов,сланцев,мраморов,неясной стратификации * Среди гнейсов и мигматитов преобладают малокальциевые и высокодлиноземистые с залежами графита;в рести-тах отчетливо выражена прогрессивная реакция: Би+Сил+Кв = Гр + Кор+КПШ+Шп (Буданова, 1980),что позволяет оценить максимальную Т = 7б0-780°С, Р< 5-6 кбар при железистости граната 70%,биотита - 46-50%,кордиерита 32-35% в раннем цикле метаморфизма.Второй цикл характеризуется появлением андалузита,мусковита,менее титанистого Би,граната с большими содержаниями 1'е и Мп.Циклы раз/делены структурной перестройкой,гранитообразованием в С-С (Баратов и др.,1970);диафторез,возможно,связан с прогрессивным метаморфизмом в верхнем ярусе блока (хаитская серия).Намеченная в работе (Глебовицкий и др.,1984) последовательность процессов:анатек-сис-^диатексис-»аллохимическое гранитообразование может быть растянута во времени от А-й до с-с.

Гнейсо-гранитоидная ф. - каратегинский комплекс (Кутенец, 1970).аналогичен корумдинскому в ЮЗП как по положению среди миг-матитовых полей,так и по разновидности гранитоидов,среди которых преобладают высокоглиноземистые.Возможна возрастная гетерогенность комплекса: с рб тоналит-плагиогранитной серией и девон-карбоновой гранодиорит-гранитной.

Кристаллосланцевал выс окомагнезиальная ф. - шульмакский комплекс сланцев,сложенных амфиболами,тальком,серпентином,флогопитом, бруситом,магнетитом,среди которых сохранились реликты исходных

*В связи с этим попытки картирования этих серий как стратифицированных образований оказались неудачными;более перспективным представляется картирование ультраметагенных образований с использованием методов магматической геологии и построением структурно-возрастных шкал.

перидотитов или отдельные минералы магматической стадии: Ол,МП, РП,ШР,Пл.Петрохимически сопоставимы с лерцолитами,отличаясь от альпинотипных гипербазитов повышенным Т1,А1,Са,Ыа,К и более

НИЗКИМ - Мв-

Амфиболитовая ф. представлена в разной степени преобразованными в амфиболиты (преобладают) и амфиболовые сланцы пироксени-тами,габбро и диоритами.Гранат в амфиболитах спорадичен и отвечает пиральспиту с 12-15% Са-минала.Скорее всего это рб образования^ выходящие за границы мигматитовых полей. Подгруппа диафторически полифациальных формаций с проявлением регионального зонального термодинамометаморфизма в ранних циклах

Класс формаций повышенных давлений.ассоциация ф.Центрального Памира

Мрамор-мигматит-гнейсовая ф. - сасыкская и сарыджилгинская свиты музкольской серии, м. 1,5 км каждая.сложены кальцитовыми и доломитовыми мраморами,кальфицирами,гнейсами и сланцами,в ядерных частях антиформ развиты мигматиты.Максимальные параметры метаморфизма Т = 680°С, Р»7 кбар установлены в Шатпутской антиформе, в гнейсо-гранитах по расплавным включениям Т = 68С-820°С (Люфур,Котов, 1972;Глебовицкий и др.,1981).Критические для фации С2 параге-незисы Би+Гр+Дис + Ю11+ Кв достигаются в мигматитовых полях; на большей части территории распространены парагенезисы фации Сд: Би+Му+Стр+Кв+Дис,Гр и др.Новый цикл высокоградиентного зонального метаморфизма проявлен в Р-Н ,.он отделен от РЕ^ метаморфизма региональной бластомилонитизацией и предшествует внедрению аллохто-ных гранитоидов (Пашков,Дмитриев. ,1981) .будучи проявлен и в толщах фанерозоя.Геометрия этих термальных структур нарушена разрывами и сейчас видны лишь их фрагменты.Однотипность эволюции метаморфизма от режима повышенного давления к режиму низкого в обоих циклах создает сложную картину распределения в пространстве разных субфаций.Тектонические контакты высоко- и среднетемпературных пород с зеленосланцевым обрамлением,как и рб даты по первым (Агеева, 1976) .свидетельствуют в пользу наличия блоков фундамента в этом районе,выведенных и повторно метаморфизованных в альпийскую орогению.

Мигматит-гнейс-сланцевая ф. - это белеутинская свита музкольской серии и шипадская серия,м. 2 и 3 км соответственно;имеют очень пестрые составы при преобладании малокальциевых гнейсов и

сланцев.Минеральные их парагенезисы однотипны с таковыми в- сасык-ской свите.Встречаются также амфиболовые сланцы,амфиболиты и выдержанные по простиранию,по данным А.В.Гилева,пласты биотит-аль-битовых+Же сланцев,возможными протолитами которых являются высоконатровые глины; широкое развитие Йа-С1 метасоматоза в рб образованиях Центрального Памира объясняется нами с позиций первичной эвапоритоидности осадков (Буданова,1988),обусловившей мобилизацию летучих и легкоподвижных элементов флюидами и образование ряда месторождений нерудного камнесамоцветного сырья - турмалина,скаполита,топаза и др.(Дмитриев и др.,1986)

Шипадская серия по чрезвычайной насыщенности ее параавтохтон-ными телами гранитоидов представляет,возможно,более глубокий эрозионный срез зоны альпийского метаморфизма в сравнении с музколь-ской серией (Буданова,1985).Наложение ассоциации Сил+КПШ на дис-тен-двуслюдяную,отсутствие андалузита,кордиерита,развитых в муз-кольской серии,как-будто не противоречат такому предположению.Параметры раннего,рб метаморфизма: Т=520-560°С,Р=4-5 кбар (Глебови-цкий и др.,1981 и наши неопубликованные данные),в альпийское время - до Т>650°С,Р<6 кбар.

Кварцит-сланцевая ф. - бурулюкская свита,завершающая разрез музкольской серии, м.~I км.Сложена сланцами,сменяющимися к верхам разреза все более грубозернистыми кварцитами и даже грубооб-ломочными метаконгломератами с Дис-Стр ассоциацией в сланцевом цементе (Пашков, 1964).

Амфиболитовая ф.~ это кукуртский комплекс метаморфизованных габбро,диоритов,перидотитов и пироксенитов (Дмитриев,Минаев,1971). С рб метаморфизмом связывается амфиболизация пород;в альпийское время наложен На -метасоматоз,выраженный образованием нефелина, эгирина,скаполита.В связи с высокими содержаниями Т102 и Р2с>5 возможна и изначально высокая щелочность пород.Отличие от вышеописанных комплексов данной ф. - отсутствие метаморфогенного граната.

Гнейсо-гранитоидная ф. - зорбурулюкский комплекс в Шатпуус-ком блоке и вознаудский (название наше - К.Б.) - в Шипадском; пластообразные залежи биотитовых +Гр,Сил,Дис,Ам лейкогранитов и пегматоидных гранитов.Есть как плагиоклазовые.так и двуполевошпа-товые граниты.Характерны теневые текстуры,скиалиты вмещающих гнейсов и постепенные переходы к последним через зоны иигматитов.-

Они считаются pS образованиями,секущимися,по данным Э.А.Дмитриева, альпийскими гранитами.По данным И.С.Седовой.плагиограниты -суть метасоматиты с Т образования 580-670°С. Класс формаций промежуточных давлени й.асс оциация Ф. Северного

Памира

Боршитская серия отличается от музкольской и шипадской серий крайне редкими находками дистена и отсутствием парагенезисов фации Cg,более слабой мигматизацией и плагиогранитным составом лейкосом.

Мигматит-гнейсовая ф. повышенной кальциевости - это бивачная свита, м. до 1,5 км,амфиболовых+Би,Гр,Клц гнейсов и мигматитов с прослоями мраморов и биотитовых гнейсов,обычно милонитизированных (Власов,Гниловский, 1970). Свита плохо изучена,Р-Т параметры неясны.

Ыигматит-гнейсо-сланцевая ф. - шодакская свита, м. до 4 км, двуслюдяных гнейсов и сланцев,высокоглиноземистых сланцев: rpff.Tp +Дис, Фиб+Би+Му+Кв,высококальциевых гнейсов - Ам+Гр+Би+Пл-к-Кв и мраморов.Гранаты сложно зональны, Mg до 0,18,обычно - 0,10-0,13, содержание tai до 0,36 ф. ед.; биотиты с Хм^=0,43-0,65, до 0,12 ф.ед. ;ставролиты с i1 амфиболы низкощелочные с X^g =0,43-0,65. Намечено два тренда сопряженного изменения Р-Т параметров (Федь-кин и др.,1983):Т=460-625°С,Р=2-8 кбар и Т=440-620°С,Р=0,2-4,3 кбар.Близкие параметры получены и нами,за исключением давления в 8 кбар,которому явно не соответствуют парагенезисы минералов.Остальные ф. боршитской серии (кварцит-сланцевая и гнейсо-гранитоид-ная) аналогичны таковым в Центральном Памире.Ассоциация ф. условно датируется PEj,повторный метаморфизм связывается с герцинской орогенией (Буданова, 1985).

Класс ф. низких давлений.верхний ярус Гармского блока. Южный

Тянь-Шань

Кварцит-сланцевая ф. представлена хаитской серией, м. до 3,5 км.микроплойчатых сланцев с парагенезисами: Стр*Анд+Му+Би+Кв;Би+ Ыу+Гр*Кв; Би+Му+Кв+Сил+КПШ; Ам+Эп+Пл±Гр,Кв (Минаев, 1983).Локально достигались условия Фации Bg при преобладании Вд.В верхах серии, как и во всех условно PEj образованиях региона,возрастает роль кварцитов.Полиметаморфизм в ф. проблематичен.

Глава 5. ГРУППА ЮНОЫЕТАМОРФИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ

Подгруппа формаций монофациального зелено-сланцевого метаморфизма погружения и динамометаморфизма

Это комплексы условно й и возрастов.имеющие повсемест-

но тектонические контакты с породами ак-ри, крайне редки их стратиграфические контакты и с породами 1^2-3 * Неоднородности метаморфизма по температуре не выходят за рамки зеленосланцевой Фации; общими признаками являются: сланцеватые и плойчатые текстуры,перекрестный кливаж,линейное расположение минералов и обломков псрод, начальная метаморфогенная дифференциация.Вещественный состав их пестрый (табл. I).

Класс формаций повышенных давлений

Филлит-сланцевая ф. повышенной кальцкевости представлена го-рифской толщей в Южном Тянь-Шане и ванчской толщей в Северном Памире. К этому же классу отнесена и ягнобская свита,представляющая филлит-сланцевую ф. Все они метамэрфизсваны в условиях глаукофан-зеленосланцевой фации В^С^.Формации с повышенной,за счет значительного объема метабазитов,кальциевостьэ изучены лучше,хотя геодинамическая обстановка их образования трактуется неоднозначно: об-дукция океанических и островодужных образований (Добрецов,1974; Бакиров,1978;Минаев,1981 и др.);метаморфизм с Ыа -метасоматозом пород,сформированных в длительно функционировавшей рифтогенной структуре (у-р ) (Баратов и др.,1983).Метавулканиты дифференцированы от анкарамитов и толеитов до трахибазальтов и трахилипаритов. Автор рассматривает эти ф. как продукты зон деструкции сиаличес-кой коры и мантийного магматизма с разной степенью "океанизации" таких зон;показатель последней - офиолитоподобная ассоциация -характерна лишь для крупных тектонических швов,обрамляющих гер-циниды Южного Тянь-Шаня и Северного Памира.По-видимому,лишь для них уместны палеореконструкции первого рода.Что касается горифс-кой и ягнобской толщ,где офиолитовая ассоциация не установлена,то в них локальные повышения давления флюида,обогащенного ка ,могли обусловить появление в метабазитах кроссита и винчита.Параметры метаморфизма,рассчитанные нами по данным работ (Минаев,1981¡Скляров и др.,1981),в горифской толще: Т**500°С,Р=4-5 кбар;новый (?) этап метаморфизма,однотипный и синхронный с метаморфизмом ягнобской свиты в силуре,проходил при Т=300-400°С, Р^б кбар.

Близкие параметры - Т=300-450?С,Р=4-6 кбар - установлены нами и в ванчской толще (Чернер и др.,1986),низкощелочные метабаэиты которой имеют повышенную титанистость и ассоциируют с метагаббро-идами и формацией альпинотипных гипербазигов(дарвазский комплекс)

Класс формаций низких давлений объединяет большинство ф. данной подгруппы.

Филлит-сланцевая ф. представлена висхарвской,сарыгунской и ташкольской толщами в Северном Памире.В сланцах и филлитах в разных соотношениях встречаются: №у,Хл,Би,Ам,Аб,Акт,Эп,Кв;изучение минералов ташкольской серии показывает их принадлежность к фации в4 (Буданова, Козлов, 1984).

Из прочих ф. данной подгруппы интересна танымаская толща (Северный Памир) хлоритоидных сланцев,переслаивающихся со сланцами нормальной глиноземистости.Сланцы,богатые 35%),простра-

нственно сопряжены с толщей кварцитовидных метапесчаников (апакс-кая свита);такой парагенезис характерен для осадков платформ (Головенок, 1977).

Ф. мраморизованных известняков и ^ кварцитовидных пеочаников характеризуют ванч-язгулемскую серию.Она обнаруживает ритмичность осадконакопления на микро- и макроуровнях и сформирована в лагун-но-морской мелководной обстановке с примесью русловых фаций (Ха-мидов,1967).Метаморфизм не превышает альмандиновой ступени фации В4 - Т = 4Ю-450°С, Р = 2-3 кбар.

Подгруппа полифациальных формаций орогенного зонального фанерозойского термодинамометаморфизма Подгруппа объединяет ф. ,образ.ованные высокоградиентным "гранитным" термодинамометаморфизмом дистен- и андалузит-силлиыанито-вых серий.Породный состав их однообразен: преобладают флишоидные толщи миогеосинклианльного типа.Термальные антиклинали проплавлены син- и посторогенными гранитоидами,при этом выражено наложение контактового метаморфизма (ороговикования) на рассланцованные породы. Насколько метаморфизм опережает внедрение гранитов - неясно, в работе эти процессы условно считаются близковозрастными.Так, в

Могол-тау,Туркестанском и Чуратинском хребтах зональные комплексы сформированы в 0-Б1 породах,граниты же - С-Р,в Южном Памире метаморфизуются ?22-мг породы,граниты имеют К--Р возраст. В каждой конкретной структуре решение этого вопроса требует детальных работ;может оказаться,что связь метаморфизма и гранитов не столь детерминирована.Так,А.Б.Бакировым (1978) считается,что высокоградиентный метаморфизм (— Ю0°/км) в туркестанском комплексе проявился в 0-$^ в одновозрастных осадках в связи со складчатостью,без магматизма.Это кажется маловероятным,учитывая и ло-

кальность тектонических движений здесь в это время (Расчленение 1976).

Зональные комплексы локализованы или рядом с выходами обнаженного рб фундамента,или в местах его высокого,по геофизическим данным,стояния.Орогенез,вызванный.,по-видимому,тектоническим окучиванием,является причиной утолщения сиалической коры,ее плавления,разуплотнения,и подъема блоков рб пород,сопровождаемых регрессивным в целом метаморфизмом в них и прогрессивным - в перекрывающих толщах фанерозоя.По характеру сопряженного изменения Т и Р зональные комплексы неоднородны: есть такие,где гипотетические термально-барические поверхности совпадают со стратификацией (сарезская.поршневская структуры),и такие,где зональность близка к изобаричной (туркестанская, пшихарвская, рушанская).

Подавляющее большинство региональных формационных единиц,от-сящихся к филлит-кристаллосланцевой ф.»преобразованы в условиях андалузит-сшшшанитовой фациальной серии,лишь вдоль северной окраины Южного Памира проявлен метамЬрфизм класса промежуточных давлений - здесь в сарезской и вамарской свитах установлены все три полиморфа АЗ^Ю^ без реакционных взаимоотношений.

Большинство зональных комплексов образует короткие фациальные серии - В3+В4 или ВдСд+В^С^,крайне редко условия метаморфизма достигают низких ступеней фации В2;граниты и жильный материал мигматитов в них аллохтонны;тем самым они отличаются от зональных комплексов Рйргде зональность охватывает Р-Т интервал фаций В£-Вд или С2-С3 с параавтохтонными гранитами и мигматитами.Это является следствием необратимого снижения величины теплопотока во времени,на среднем фоне которого формировались его положительные аномалии,проявляемые на все меньших площадях в ходе геологической истории.Детальная характеристика зональных комплексов,приведенная в работе,ограничена здесь сведениями по ним в табл.1 и рис. 1-2.

Глава б. ЭВОЛЮЦИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ФОШАЦИЙ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ И ЭВОЛЮЦИЯ ЗЕМЮЯ ЮРЫ ТАДЖИКИСТАНА

Метаморфизм является важным корообразующим процессом,его эволюция во времени отражает изменение энергетического состояния Земли, и,как следствие,характер тектонических процессов.Общепризнано,что высокий теплопоток в раннем рб обусловил региональное развитие комплексов фаций В^В2-Уже в позднем архее отчетливо обо-

значена дифференцированность метаморфических пород по режимам давления;кора представлена двумя типами - энсиматическим и эн-сиалическим.С первым,возможно,сопоставимы образования хорогского ортокомплекса ЮЗП.сиалический тип объединяет супракрустальные комплексы (аличурская.каратегинская.горанская и шахдаринская серии)^ первых двух метаморфизм фаций BjBg сопрввождался интенсивным анатесисом с нарушением первичной стратификации (гранит-миг-матитовый метаморфизм),в последних на ранних этапах метаморфизму высоких давлений (эклогит-дистен-гнейсовый тип) также сопутствует мигматизация.но менее интенсивная;более отчетлива мигматизация 2-го цикла в условиях фаций 82^2«Ассоциация мраморов,кварцитов и высокоглиноземистых гнейсов сближает все эти комплексы с кондали-товой ф. щитов,не повторяющейся в истории Земли,как к чарнокито-вая,магнезит-мраморная и др.Возможно,что формирование высокобарических пород ЮЗП в AR происходило в мобильном,меж- или окраинно-кратонном складчатом поясе.Мегаструктура ЮЗП - тектоническая пластина энсиматической коры внутри энсиалической,повышение температуры в конце раннего цикла метаморфизма и складчатости предполагает возможность утолщения коры в FRj до 35-40 км при геотерме ~20°/км.

Нами отмечались (Буданова,1987) черты сходства литологии и минерагении пород ЮЗП с докембрием Азиатского континента - толщи магнезитовых мраморов в Сино-Корейском щите,лазуритовые и флого-питовые месторождения Алдана и Забайкалья,драгоценные камни в рб блоках Альпийско-Гималайского пояса - все это говорит за то,что "осколки" рб комплексов Южного Памира,Гиндукуша и Гималаев являются, по-видимому, фрагментами древних структур Лавразии.

Анализ распространенности комплексов повышенных давлений в регисне и сопредельных с ним (Карта метаморфизма Азии,1977; Ме-tamorphic Map China, 1986)позволил выявить их преимущественную локализацию в киммеридо-альпидах.Комплексы низких давлений здесь тоже есть,но они абсолютно преобладают в Южном Тянь-Шане,Кунь-Лу-не и в фундаменте Таримской платформы.По-видимому,это свидетельствует как о дифференцированности и унаследованности эндогенных режимов,так и о разном фундаменте складчатых поясов,что подтверждается и данными по глубинным коровым ксенолитам,вынесенным в разное время ( T-N).Принцип унаследованности (Белоусов,1966;Зо-неншаЙн,1970;Добрецов,1981 и др.) объясняется по-разному: длите-

льно функционирующими "горячими точками",астенолитами,регенерацией структурных швов между материками и т.п.Гипотеза о формировании рб пород Южного Памира,Гиндукуша и Гималаев в древнем мобильном поясе с периодическим возобновлением в нем контрастных тектонических движений объясняет локализацию здесь комплексов с дисте-ном.Важно и то,что другим таким поясом является Урало-Северо-Тянь-Шаньсгкий.С конца PR в зонах сочленения таких поясов с крато-низированными блоками проявляются раздвиги сиалической коры и ее океанизация,сопровождаемые быстрыми нисходящими движениями и высокобарическим метаморфизмом с последующим интенсивным сжатием и шарьированием (Пейве и др.,1977; Московченко,1982 и др.).

К началу РБ большая часть коры континентов была сформирована, и теплопоток генерировался,в основном,за счет распада радиоактивных элементов.Его положительные аномалии могли возникать как в зонах растяжения и внедрения мантийных магм,так и в зонах скучи-вания сиалической коры,где осуществлялся региональный зональный термодинамометаморфизм.Комплексы FRj в регионе локализованы главным образом в зоне сочленения складчатых поясов,где сначала могло быть проявлено и растяжение (метабазитов от 15 до &Ж в свитах музкольской и шипадской серий),и сжатие с глубоким погружением осадков,судя по режиму повышенных давлений.

Консолидация коры к концу FR отражена как постепенной заменой высоко- среднетемпературного метаморфизма зеленоеланцевым,так и увеличением роли карбонатно-флишоидных осадков в комплексах V-PZ.J.Глубокие расколы коры становятся причиной образования вулканогенных трогов со значительными объемами метабазитов и метаморфизмом повышенных давлений (горифская,ягнобская,ванчская толщи); такой метаморфизм,возможно,обусловлен энсиалической орогенией с обдукцией глубоко погруженных толщ (Добрецов,1974;Миясиро и др., 1985).Зеленосланцевые комплексы совмещают признаки последовательного проявления в одном цикле метаморфизма погружения и динамоме-таморфизма (висхарвская,ванч-язгулемская,ташкольская серии).Лишь в зонах термальных куполов в фанерозое реализуется высокоградиентный термодинамометаморфизм,достигающий фации В£.Доминируют три главных модели последнего: тектонического скучивания сиалических масс при тангенциальных сжатиях (Винклер,1969;Глебовицкий,1973 и др.){инверсия и орогенез в связи с вертикальными движениями в классических геосинклинальных теориях (Stille, 1924;Белоусов,1962

и до.);подъем крупных объемов мантийных магм (Ревердатто,1976 и др.).Большая мощность коры,резкая скученность тектонических зон, развитие надвигов в регионе говорят в пользу первой модели.

По-видимому,выведением блоков докембрийских пород в орогенные этапы развития складчатых поясов Таджикистана на более высокие уровни объясняются следующие факты: отсутствие признаков какой-либо роли таких блоков в развитии прогибов фанерозоя,ореолы зонального термодинамометаморфизма вокруг них и в целом согласующиеся с возрастом орогенеза радиоизотопные датировки наложенного метаморфизма.

Глава 7. ПЕТРОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ И СЛОЕВ ЗЕМНОЙ ЮРЫ ТАДЖИКИСТАНА

Информация по петрохимии и,отчасти,геохимии,имеющаяся для большинства ф.;использована для расчета модельных составов слоев земной коры (метаморфическая модель).В ней не учтены аллохтонные гранитоиды,т.к.ставилась задача сравнить только метаморфические породы. Ай-ре^ комплексы,представляющие гранито-гнейсовый слой, принадлежат к разрезам с неудаленными анатектическими расплавами - это мигматитовые комплексы,гранитный материал которых учтен в расчете;породы осадочно-метаморфического слоя плавлению не подвергались, и лишь породы гранулито-базитового слоя могут быть рести-тизированы вследствие удаления из них расплавов.Поэтому пропорциональное добавление гранитоидного материала в верхние два слоя приведет к незначительному раскислению их составов (исходя из ^ 15% объема гранитоидов фанерозоя в земной коре Таджикистана, по данным В.С.Луткова и В.В.Могаровского,1981),но не повлияет на пе-трохимические различия между слоями, если таковые выявятся.

АЕ комплексы с параметрами нижнекорового раннего метаморфизма отнесены в модели к гранито-гнейсовому слою вследствие интенсивных их преобразований в Р-Т условиях последнего,тем более,что существенной разницы между их составом и составом РК^ комплексов нет;гранулито-базитовый слой характеризуется по глубинным ксенолитам (материалы Э.А.Дмитриева,В.С.Луткова.В.В.Могаровского, отчасти - автора).Осадочно-метаморфический слой представлен зелено. сланцевыми и зональными комплексами рифея-фанерозоя.

Оказалось,что все слои близки по составу и в целом сопоставимы с андезитом,отличаясь от последнего лишь пониженным содержани-

Таблица 2

Составы слоев земной коры Таджикистана

3102 тю2 А12О3 ?е20 3 РеО СаО На20 К20 Д.пп Сумма

I. 37 X 58,8 0,8 15,5 2,8 4,2 3,5 4,9 3,1 2,3 3,5 99,4

Б 2,9 0,1 1,6 0,6 1,2 0,9 1,5 1,4 0,8 2,2

2. 48 X 59,8 0,7- 13,7 1,6 3,8 3,6 6,5 2,4 2,5 4,9 99,5

Б 3,0 0,1 1,8 0,5 0,9 1.6 2,2 0,6 0,3 2,3

3. 15 X 59,5 0,7 12,8 1,6 4,0 3,2 6,5 2,1 2,1 6,9 99,4

в 6,7 0,2 1,8 0,6 0,6 0,7 4,5 0,6 0,4 3,9

4. 100 X 59,5 0,7 14,2 2,0 4,0 3,5 5,9 2,6 2,3 4,7 99,4

Б 3,8 0,2 2,0 0,8 1,0 1,3 2,6 1,0 0,5 2,8

5. 61,2 0,7 13,9 1,5 3,4 3,0 5,8 2,5 2,8 4,5 99,6

6. 57,2 0,7 14,5 ' 2,4 5,4 4,8 7,0 2,4 2,0 1,5 х

Примечание. I - гранулито-базитовый слой, 2 - гранито-гнейсовый, 3 - осадочро-метаморфический, 4 - земная кора в целом, 5 - гранито-гнейсовый слой с добавлением 15% гранито-идов, среднее по которым из работы (Лутков, Могаровс-кий, 1981), б - кора континентов по (Ронов, Ярошевс-кий, 1976). Объемы слоев (V, %) - по геофизическим данным в средней мощности коры ~ 60 км и по мощности метаморфитов в слоях. * - С02.

Таблица 3

Содержания редких элементов (г/т) в земной коре Таджикистана

Ы НЬ Св тх Бп £е в Р,9& и ТЬ ГЪ •

I. X 23 103 3,2 0,7 5,0 2,4 13 0,07 1,3 II 24

8 6 1,1 0,1 2,1 1,2 7 0,03

2. X 28 64 2,7 0,5 4,0 1,5 47 0,03 не определялись

Б 6 18 1,0 0,1 1,0 0,3 22 0,01

3. 26 50 2,7 0,6 4,5 н.о. 21 0,04 1,5 6 17

4. 33 134 4,0 0,9 5,3 3,5 16 0,07 1,8 14 23

5. 30 92 3,3 0,7 4,8 2,8 22 0,05 1,6 10 20

Примечание. I - среднее по метаморфитам АВ-РН1, 2 - осадочно-ме-таморфический слой, 3 - гранулито-базитовый слой, 4 - гранито-гнейсовый слой (метаморфитьт 85%+гранито-иды фанерозоя 15%), 5 - средневзвешенное в коре, объемы см. в табл. 2: 3, 4 - по данным работы (Могаровс-кий, Лутков, 1986;.

ем Al и повышенным - Са за счет карбонатных пород в слоях 2 и 3 в табл. 2.Состав коры.в целом,хотя и без учета неметаморфизован-ных осадков,близок к таковому по (Ронов.Ярошевский,1976).Несколько иное распределение у редких литофильных элементов - табл. 3, где метаморфиты гранито-гнейсового слоя значимо отличны от таковых гранулито-базитового и осадочно-метаморфического слоев,последние по ряду элементов близки,что пока трудно объяснить.Содержания редких литофильных элементов увеличиваются в гранито-гнейсо-вом слое при учете гранитоидов фанерозоя;по-видимому,они и обеспечивают различие в редкоэлементном составе метаморфической и комплексной моделей (I и 4 в табл. 3).Полученные результаты говорят о том,что скоростные слои земной коры имеют скорее петрофизичес-кую,чем петрохимическую дифференциацию,хотя накопление редких литофильных и в том числе - теплогенерирующих элементов в гранито-гнейсовом сло'е несомненно.Региональные данные по редким элементам свидетельствуют о необходимости обособления метаморфитов фанеро-зоя от мигматитовых комплексов в моделях составов.Перспективы усовершенствования таких моделей видятся прежде всего в изучении редкоземельных элементов,т.к.некоторые гранулитовые комплексы не обнаруживают обеднения Bb,K,U,Th (Barbey, Caney, 1984),и,возможно, породы АВ нам следовало включить в гранулито-базитовый слой, но в отношении главных петрогенных элементов это существенно не изменило бы модель состава слоев.

Главные работы по теме диссертации

1. Буданова К.Т. Архейская и протерозойская группы: особенности метаморфизма доеендских образований Таджикистана // Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана. -Душанбе: Дониш, 1976. С. 12-21. -

2. Баратов Р.Б., Бослер Г.И.,Беккер А.Я., ...Буданова К.Т. и ?§81^еМН283К°*>а И верхняя мантия Таджикистана. - Душанбе: Дониш,

3. Ахмеджанов М.А., Баратов Р.Б., Бакиров А.Б., ...Буданова К.Т. и др. Докембрий Средней Азии. - Л.: Наука, 1982. - 264 с.

4. Буданова К.Т., Буданов В.И. Метамагматические формации Юго-Западного Памира. - Душанбе: Дониш, 1983. - 276 с.

5. Баратов Р.Б., Буданова К.Т., Буданов В.И. Полиметаморфические комплексы Таджикистана // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1973. № 6. С. 34-45.

6. Буданова К.Т. Даршайский гипербазитовый комплекс // Изв. АН ТаджССР. Отд. физ.-мат. и геол.-хим.наук. 1974. « I. С.80-85.

7. Буданова К.Т., Буданов В.И. Юго-Западный Памир - новая провикция^г^анатсодержащих гипербазитов- // ДАН СССР. 1975. Т.222.

8. Буданова К.Т. Эклогитоподобные породы Юго-Западного Памира // ДАН СССР. 1976. Т. 227. А. С. I2Ï2-I2I5.

9. Буданова К.Т. Гранитоиды чарнокитовой формации Юго-Западного Памира // ДАН СССР. 1976. Т. 230. Ш 3. С. 693-696.

10. Буданова К.Т.,Буданов В.И.Термодинамический режим диафто-реза гранулитовой фации на примере металелитов и метабазитов ЮЗ Памира //Термодинамический режим метаморфизма. - Л.:Наука,1976.

11. Буданова К.Т..Хмельникова 0.С;,Усова Л.В.Минералогические особенности и некоторые вопросы генезиса метагипербазитов (на примере ЮЗ Памира) // Петрология и геохимия метаморфических формаций Сибири. - Новосибирск: Наука, 1978. С. 90-100.

12. Буданова К.Т. Тектонический режим становления докембрийс-кого комплекса метамагматических пород // Метаморфизм горных пород Урала. - Свердловск: Изд-во СГИ, 1979. С. 35ИЮ.

13. Буданова К.Т. Некоторые минеральные равновесия в высокотемпературных метапелитах полиметаморфических комплексов (на примере Каратегина и ЮЗ Памира) // ДАН СССР.1980.Т.254.№ 5. С.1207.

14. Могаровский В.В..Буданова К.Т. О составе верхней мантии и земной коры в Зеравшано-Гиссарской зоне Южного Тянь-Шаня // ДАН ТаджССР. 1981. Т: 24. 3 2. С. 502-504.

15. Буданова К.Т. Некоторые метагипербазит-базиты ЮЗ Памира как возможные глубинные аналоги коматиитов//ДАН СССР.1981. Т.261. * I. С. 180-183.

16. Буданова К.Т. Метаморфические комплексы Таджикистана // Метаморфическая зональность и метаморфические комплексы. - М.: Наука, 1983. С. 81-94.

17. Буданов В.И..Буданова К.Т.,Могаровский В.В.Петрогеохими-ческая модель земной коры ЮЗ Памира // Критерии рудоносности магматических комплексов. - Новосибирск, 1984. С. 87-98.

18. Буданова К.Т. Гранито-гнейсовые купола Южного Тянь-Шаня и Памира //Геол. и геофиз. Таджикистана. - Душанбе: Дониш, 1985. Вып. I. С. 288-296. ^

19. Баратов Р.Б..Буданова К.Т..Могаровский В.В.Эндогенные режимы в раннем докембрии Таджикистана и модели строения земной коры // Эндогенные режимы формирования земной коры и рудообразова-ния в раннем докембрии. - Л.: Наука, 1985. С. 242-254.

20. Буданова К.Т. Возрастная эволюция формаций и эндогенных режимов на примере Памира и Южного Тянь-Шаня /7 Магматические и метамо^фические^формации в истории Земли. - Новосибирск: Наука,

21. Могаровский В.В..Буданова К.Т.Геохимическая модель земной коры западной части Центрального Памира // ДАН ТаджССР. 1986. Т. 29. № 6. С. 362-366.

22. Буданова К.Т. Белые сланцы и их связь с докембрийскими эвапоритовыми метаосадками (на примере Южного Памира) // ДАН ТаджССР. 1988. Т. 30. № 8. С. 515-519. ___

Технический редактор Н.Н.Александрова

Подписано к печати 18.01.89. МН 11026. Бумага 60x84/16. Печ.л. 2.0. Уч.-изд.л. 1,9. Тираж 100. Заказ 95.

Институт геологии и геофизики СО АН СССР Новосибирск,90. Ротапринт