Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Палеозой Южного Тянь-Шаня

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Палеозой Южного Тянь-Шаня"

МИНИСТЕРСТВО ВЫСШЕГО И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ РСФСР ЛЕНИНГРАДСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

На правах рукописи

БИСКЭ Георгий Сергеевич

УДК 561.24+551.73 (235.216)

ПАЛЕОЗОЙ ШНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ (Геологическая отруктура и стратиграфия)

специяльнооть 04.00.01 - общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогйчесних наук

Ленинград 1989

1. Вводная часть

Герцинская покровно-складчатая область Южного Тянь-Шаня в пределах советской территории подробно изучена, что связано как с хорояей обнаженностью и достаточной палеонтологической характеристикой палеозойских толщ, так и экономическим интересом. В истории геологического исследования области прослеживается этапность, которая определяется как повышением детальности геологических съемок, так и появлением новых моделей ее строения, структурных и ретроспективных (геоисторических). Накопление стратиграфического материала время от времени требовало смены этих моделей.

На раннем этапе достигнуто расчленение долее простых, в основном карбонатных разрезов палеозоя, составляющих стратиграфическую специфику области; выделены крупные элементы структуры герцинид, сделаны первые попытки истолкования строения области с мобилистских позиций. На последующем этапе среднемасштабных геологических съемок в ^0-50-е годы установлено формационное разнообразие среднепалеозойсхих отложений. Палеогеографические построения делались на фиксистской оснозе; однако в дальнейшем работами Г.С.Порснякова и других авторов была показана связь палеозойских формационных рядов с тектоническими покровами. На новом этапе, в последние 30 лет проведены детальные геологические съемки и ряд исследований геологии палеозойских толщ, показавшие повсеместное развитие чешуйчато-покровной структуры на месте предполагавшихся моноклиналей или простых складок. Этому способствовало открытие и расчленение среднего палеозоя пелагического типа (конденсированные разрезы), успехи в палеонтологических датировках многих терригенных, вулканических, метаморфи-зованных толщ. В теоретическом плане полезными оказались представления об океанической и последующей коллизионной стадиях в истории области (В.С.Буртман, В.Л.Клишевич), что позволило поставить анализ геологической истории на актуалистическуй основу и подойти к вычленению формаций, индексирупщих геодинамические обстановки.

Автор считает актуальной попытку синтезировать сегодняшние геологические данные по всему Йяному Тянь-Шаню, показать единство структуры и геологической истории региона на всем его 1,5-тысячекилометровом протяжении, предложить модель его строения и заново рассмотреть под этим углом зрения проблемы региональной

стратиграфии - как методические, так и более конкретные.

Основные положения. I) Ожный Тянь-Шань - область герцшшд складчато-покровного строения. Тектонические покрови образуют два пояса со встречным движением масс; они сильно перестроены последовавшими складчатыми и разрывными нарушениями. 2) Покровы или группы покровов выделяются и прослеживаются по характерным для них вертикальным рядам формаций (типам разрезов), с учетом в первую очередь возраста кровли разреза, то-есть времени тектонического перекрытия. Некоторые из покровов достигают по прос тиранию многих сотен километров. 3) Палеозойская история Южного Тянь-Шаня реконструируется с учетом последовавшего сокращения пространства области и перекрытия ряда седиментационных зон. Она начинается растяжением, рифтингом, разделением докембрийс-ких континентальных масс, образованием коры океанического типа. Магматизм и седиментация в среднем палеозое отражают этап формирования пассивных окраин континентов, островных дуг и краевых морей. Поздний палеозой - время столкновения островных дуг и континентальных масс, образования и затем закрытия передовых и тыловых прогибов, коллизионного магматизма, метаморфизма и рудо-образования. 4) Возможно и целесообразно создание региональной систему литостратиграфических единиц (свит, серий), объединяемых в комплексы на основе общей формационной характеристики, отражающей геодинамическув обстановку. Предлагается основа такой системы, составленная путем сопоставления вертикальных рядов формаций в разных группах покровов. 5) Био- и хроностратиграфи-чвские подразделения выполняют в этой системе служебную, корреляционную роль. Помимо того, возможно построение естественной геоисторической шкалы, основанной на событиях регионального значения.

Общую модель строения палеозоид Вжного Тянь-Шаня, включающую, во-первых, сиотему местных (региональных) вещественно- и историко-геологических подразделений, а, во-вторых, сформированных из них структурных единиц (тектонических покровов и др.). автор считал своей основной целью, определяющей и научную новизну работы.

Из числа более частных достижений, отраженных в тексте, заслуживают упоминания: I) корректировка представлений о отра-тиграфии нижнего палеозоя Екной Ферганы в сторону уменьшения предполагавшихся мощностей и разнообразия состава толп; 2) оп-

ределение возраста и уточнение стратиграфии вулканогенных образований Северо-Восточной Фопганы и ряда районов Кокшаальского сектора области; 3) выявление и расчленение лепгогеосинклиналь-ных (батиальных).разрезов Сересуйских, Учкошконских и других структурных единиц, изучение латеральных переходов между батиальными и рифогенными шельфовыми сериями; Ч) биостратиграфическая характеристика и установление изменчивости карбонатных, терригенно- и вулканогенно-карбонатных серий ряда районов Алая, Северного Нуратау, Северо-Восточной Ферганы и Кокшаала; 5) разработка стратиграфической схемы терригенных толщ Яссы-Майдан-тагского типа; 6) установление покровно-чешуйчатой структуры палеозойских толщ ряда районов, главным образом к востоку от Ферганской депрессии, а также некоторых особенностей тектоники покровов (глинистый меланж).

Автор надеется, что предложенные стратиграфические схемы, анализ структуры и произведенное на этой основе выделение, а затем корреляция тектонических покровов позволят облегчить завершение крупномасштабной геологической съемки региона, особенно в его восточной части. Практическая ценность покровной модели для Вяного Тянь-Шаня уже достаточно подтверждена. Она составляет хорошую основу для сводных геологических, тектонических, геодинамических карг, а также создает рамки для металлогеничес-ких построений.

Фактический материал, использованный в работе, получен автором и его коллегами из Ленинградского университета, а также территориальных геологических организаций Киргизской, Узбекской и Таджикской ССР, в ходе полевых работ 1958-87 гг. Основная часть исследований проведена по заказу упомянутых организаций и была направлена на обеспечение геологических съемок стратиграфической основой и структурно-геологическими данными. Широко использованы также литературные и картографические материалы из других источников, особенно по территориям Кызыл-Кумов и Зерав-пано-Гиссарской горной области, где собственные наблюдения не проводились.

Наибольшую помощь автору в организации работ, сборе материалов, а также путем обсуждения результатов оказали сотрудники Ленгосуниверситета В.Л.Клишевич, А.В.Яговкин, В.Б.Горянов, Ю.А.Талашманов, А.Я.Цветков, И.А.Клишевич, С.Е.Зубцов п в особенности Г.С.Поршняков, которому автор обязан своими первыми

шагами на избранном направлении, а также частью развитых здесь представлений и постоянной конструктивной критикой другой части. Полевые исследования в Нуратау проводились в сотрудничестве с Р.Р.Усмановым, в Гуркестано-Алае - с Д.А.Стариининым, З.Б.Аверьяновым, В.И.Котельни'ковым, С.К.Беловым, Б.Д.Болгарем, А.В.Джен-чураевой, В.П.Черньшуком и другими геологами; для познания восточного сектора региона особо полезны были материалы 3.В.Христова, К.О.Ошонбетова,, Б.П.Распопова. Автор благодарен также специалистам-палеонтологам, определявшим по его просьбам весьма обширные коллекции - Л.А.Эктовой, Р.Е.Риненберг, С.Б.Гущину, Ю.В.Савицкому, Н.М.Петросян, Т.Н.Корень.

Методика проведенных исследований опиралась в основном на протяженные структурно-стратиграфические разрезы вкрест простирания складчато-надвиговой структуры, при составлении которых отбирался материал для петрографо-литологической и особенно палеонтологической характеристики стратиграфических подразделений. Успех такой работы в значительной мере связан с возможность«) биостратиграфических датировок непосредственно в поле: автор использовал, в частности, изученную им группу палеозойских табу-лятоморфных кораллов. Проводилось картирование, в особенности детальное, ключевых участков (тонкие тектонические пластины, меланж и др.). На последних этапах шире применялись материалы по петрохимии вулканитов и отчасти по геохимии осадочных пород. Для составления сводных карт и схем отдеиифрированы А£С и КС большой части региона.

Апробация результатов работы получена при защите 6 отчетов в территориальных геологических организациях Киргизской и Узбекской ССР, включая объяснительные записки по двум листам геологической карты масштаба 1:200 ООО, представленные в НРС Мингео СССР. Основные положения диссертации доложены на совещаниях Среднеазиатской секции Межведомственного тектонического комитета АН СССР во Фрунзе (1976 г.) и Душанбе (1961 г.), на сессии Тектонического комитета АН СССР в Москве (1588 г.), всесоюзной полевой школе-семинаре по геодинамическому картированию в 19871988 гг., а также на научных сессиях в Ленинградском университете, в Институте геологии АН Кирг.ССР. Общее число публикаций по тема - около 35, в том числе 3 монографии, написанные в соавторстве (I депонированная).

Объем диссертации - 373 стр., включая 72 рисунка и таблицы

- - .

с пояснениями к ним. Рукопись состоит из 5 глав, библиографии (217 названий) и сопровождена формационно-тектонической картой йжного Тянь-Шаня в масштабе 1:500 ООО.

Работа выполнена на кафедре исторической геологии Ленинградского университета, сотрудников которой автор благодарит за постоянную поддержку.

П. Положение и общая геологическая характеристика области

Южный Тянь-Шань отделяется от Киргизско-Казахскогоаш5нти-нента офиолитозым швом, который рассматривается как основная сутура иго-западной ветви Урало-Монгольского палеоокеана, образованная в результате его закрытия в начале перми. К северу от нее на окраине континента (Средний Тянь-Шань) образовался тыло-водужный пояс складок и покровов с преобладавшей северной вер-гентностьо (Чаткало-Нарьшская зона) и краевой вулканический пояс, развитие которого началось в островодужную стадию (конец раннего - начало среднего карбона) и продолжалось в связи со столкновением континентов, возможно, до конца перми. Намечается продолжение этого Бельтау-Кураминского пояса на восток в район Атбашинсхой впадины. Офиолитовыя шов может таким образом рассматриваться как след палеосейемофокальной зоны, наклонной первоначально к северу. Зона поддшга перекрыта и частично унаследована внешним (тыловым, меадуговым) прогибом северной ветви герцинид, который прослеживается от Северного Букантау через Карачатыр, Келематау до долины Арпы.

Тыловой прогиб наложен южным краем на северный, или Букантау -Кокшаальский надвиговый пояс герцинид. Последний представляет собой комплекс дислоцированных тектонических покровов с общей первоначальной южной вергентностьо. Верхние из них по формационным признакам носят эвгеосинклинальный характер и на предколлизионной стадии образовали внешнюю островную дугу. Нижние, более вжные и более молодые покровы имеют в основном мио-геосинклинальный тип разрезов и по возрасту отвечают эпохе коллизии обрамляющих Южный Тянь-Шань континентальных масс. Перед надвиговым поясом на юге сохранился передовой прогиб, загруженный в среднем карбоне - начале перми флишем и молассой, а затем покровами; этот остаточный прогиб известен под разными названиями, от Курганакской зоны на западе до Кокшаальской на востоке региона. Борландом по отношению к Букантау-Кокшаальскому по-

ясу выступают на западе Уст ю ртский и на востоке Таримский древние массивы, тогда как в остальной части области он непосредственно соприкасается с южным поясом герцинид.

Ижный, или Гиссаро-Восточноалайский надвиговый пояс отличается, по крайней мере в своей восточной части, северной вергент-ностыо покровной структуры. Его передовой прогиб соответственно располагается на севере, прослеживаясь из Зеравшанского хребта в Калмакасуйскую зону Алая и Восточного Алая, и далее, вероятно, огибает Таримский массив с юга (Л.В.Йговкин, 1973). На западе позднепалеозойские передовые прогибы д^ух вадвиговых поясов разделены Туркестанским поднятием, восточнее они почти сливаются. Гисоаро-Восточноалайский пояс отличается более ранним (начало карбона) продвижением надвиговых пластин и преимущественно миогеосушклинальным типом среднего палеозоя. Тыловой прогиб (Каракульский) также появляется здесь раньше, с конца визе. Одновременно или несколько раньше к югу от него начинает формироваться магматическая дуга Шного Гиссара, аналогичная Кураминс-кой. В конце раннего карбона проявляется вторичное растяжение, создавшее офиолитовый комплекс Северного Гиссара вдоль окраины Каракумо-Гиссарского континента. Завершение коллизии континентов относится к пермскому периоду.

Анализ формаций, образующих перечисленные основные структурные единицы Южного Тянь-Шаня, позволяет различать предшествующие им, допокровные области. Такими, с севера на юг, оказываются: I) пассивная южная окраина Киргизского континента; 2) гипотетический Туркестанский океан или, возможно, океанический залив; 3) на востоке - Таримская континентальная пассивная окраина, включая континентальный склон (подножие ?) и шельфовую часть; на 'западе - Алайский (В.С.Буртман) или Нуратау-Длайский микроконтинент, отделившийся в результате расколов в начале палеозоя от располагавшихся южнее континентальных масс и окончательно сформированный после каледонского сжатия как энсиаличес-кая островная дуга; Ц) Каракумо-Гиссарский континент. Палеозой Южного Тянь-Шаня рассматривается как совокупность вулканогенно-осадочных образований окраин Туркестанского океана за всю историю его существования и закрытия, или, выражаясь традиционным языком, полный геосинклинальный цикл.

Ш. Герцинская структура и стратиграфические разрезы палеозоя

Глава содержит описание основных структурных единиц Южного

Тянь-Шаня и прилегавших территорий, долее подробное для киргизской его части, на основе формационно-тектонической карты области в масштабе 1:500 ООО.

Ш.I._Ижная_окраина_Киргизского_континента,_или_С]эедний Тянь-Шань, отличается редкими выходами дорифейского континентального фундамента и вулкано-терригенных рифейских формаций, ко-торыз перекрыты маломощной шедьфовой серией кекбрия - нижнего ордовика. Флишоидные толщи среднего-верхнего ордовика, вулкано-генно-флииевый и грубообломочный нижний силур, андезит-дацитовая серия низов девона указывают на активную стадию з истории этой континентальной окраины, что подтверждается и отчетливыми доде-вонскими дислокациями. Отложения среднего девона - нижнего карбона (твлькубашская свита "древнего красного песчаника" и сменяющие ее .известняки) отвечают стадии пассивного развития. Мощный вулканический комплекс среднего карбона - перми и связанные с ним интрузивные массы образованы в результате коллизии и под-двига, направленного под Киргизский континент с юга, что подтверждается и геохимической зональностью вулканитов (Т.Н.Дали-мов). Структура Кураминской зоны типична для магматических окраинных поясов; в Чаткало-Яарынской зоне развиты сжатые складки и надвиги, направленные к северу либо активергентно.

Iii.2. Букантау-Кокшаальский надвиговый_пояс и Ка^ачаты^ский тыловой прогиб рассмотрена совместно. Покровная структура пояса образована с конца раннего карбона до начала перми, с одновременным развитием прогиба в тылу покровов (на севере),! Вслед за ¡варьированием происходит образование продольных складок типа Каузанской или Охна-Талдыкской в Южной Фергане, наложенных на покроЕнуи структуру. Нередко с ними связаны надвиги обратного, северного направления. Последующим этапом деформации явились горизонтальные изгибы этих складок, включая Восточно-Ферганскую сигмоиду; изгибы эти имеют левосторонний, S-образный рисунок и сочетаются с субпродольными сдвигами типа Каравшинского и возможно Атбаши-Иныльчекского. В целом это должно указывать на существование продольной составляющей движения в ходе коллизии континентов, по крайней мере Киргизского и Таримского. Имеются/ кроме 'эго,широтные складки, наложенные на Зосточно-Ферганскув сигмоиду, как Баубашатинская или Кызкурганская антиклинали. Последний этап палеозойских деформаций обозначают диагональные сдвиги, включая Таласо-Ферганский, для которых характерно прооб-

ладание северо-западных направлений и правого смещения.

Неоавтохтон тылового прогиба (с1 з - сохранился главным образом в синклиналях, налоиенных на покровную структуру, и испытал деформации последующих этапов: иесташ складки сильно сжаты, запрокинута', смещены сдвигами и развернуты в плане (Охяа-Таадыяскиа шшлиналоид).

Далее рассматривается, в общей последовательности с севера ва юг, основные структурные подразделения надвигошх поясов и окраины Таримоной платформы.

Зеле нос лавдевые покровы занимают верхнее пояснение в Бу-кантау-Коншаальском поясе. Они отличаются неравнокершш метаморфизмом, наложенным на образования нижнего-среднего палеозоя и дроходиьшим по крайней мере в два этапа, достигая обычно зелано-слакцевой стадии, иногда с проявлениями глаукофановой фации. Предполагается, что в зеленосланцевых покровах участвуют образования древнепалеозойокой океанической норы, осадки северного континентального поднокия и возможно островное душ додевоноко-го возраста. Гнейсы и энлогигы Атбашнокого массива могли быть первоначально оморлсенцем Киргизского континента.

Под зеланиш сланцами местами вскрыты габбро-гшербазитовде пластины (Кан, Араван, Аедкол-Майлисуйокие), образованные обычно цветным серпентинитовым меланжем с блокаии габбро и ультра-базитов, а также базальтов, силицитов, известняков. Имеются фрагменты параллельных дайиовых оерий и полосчатого габбро-гарцбур-гятового комплекса, как правило - в метаморфизованном виде. Воз-раот их не моложе силура. Другую группу образуют сходные по составу проявления сфиолитового меланжа и более мелкиз тела серпентинитов, которые находятся в связи о нижележащими вулканогенными и нремнисю-оландевыми покровами (Сарталанокий, Дкейранбельский, Караарвднсяий "массивы"). В их ооотаве, наряду о фрагментами древних матаофиолигов, присутствуют более молодые, возможно девонские расслоенные габбро-гипербазитовые интрузии,относящиеся скорее к этапу вторичного опреданга.

Вулканогенные покровы Киргизатинокой группы подстилают зеленые сланцы и офиолитовнй меланж. Для них типична мощная серая (киргизатинская) титанистых базальтов со слабо довыезнесй щелочностью, которые залегают ва ооадочных, иногда даже мелководных отложениях оилура - нижнего девона. Это основная чаоть эв-геосинклинаяьноа зоны героиаяд. Киргизатиаокиа покровы также дроолежены вдоль вое^о Южного Тянь-Шаня я вместе о заленослан-

пенами входили к началу среднего карбона в соотав внешней невулканической островной дуги, отделившей о юга таловой прогиб. В дальнейшем оня были шрьировзны к югу на расстояние, ныне достигающее 40 км в Алайскои хребю (Залкуйрюкский оотанец) и в Кок-шаале (Бозойская единица).

Креинисто-сландевыэ батиальные покровы Сересуйсноа группы подстилают кирглзамшские и связаны о шши небольшими проявлениями базальтового вулканизма в девоне, однако отличатся откры-ю-аорокаи ïkuo:: раз роза срэлвего ыалоозоя: в его составе типичны серия граптэлитовых сланцев силура и пелагических оилицитов с известняками D-C,, . Небольшие чешуи этого типа известны в Восточной Фергане (Сересуйокае, Алдаяровжа плаоташ) и з Кокпаало (Кенсуйская и другие). Они сорваны по силурийским сланцам, местами преобразованным в глинистый ыеланз с глыбами нижнего палеозоя.

Верхние известняковые покровы Цериккор-Уланской группы располагаются под Сересуйскныи или Киргизатинокями и били перекрыты ими, судя по возрасту флишево-олистостромовой нровли известняков (шяовая и другие свиты), в течение башкире я ого века. Карбонатный средний палеозой Меришнор-Улаиояях покровов отвечает саыой северной частя циогеосивклинальной области Таримо-Ллая. В Туркестано-Алайскоа секторе региона она представляла собой, по-видимому, . единую Ош-Уратюбинскую известняковую отмель (платформу, банку). Первоначальное расположение отдельных зон этой отазла сильно нарушено яра перемещении покрова и лишь в редких олучаях «окно наблюдать латеральные переходы между разными типаии карбонатных разрезов.

Одна из особенностей известняковых покровов - их телзскопяро-ваяие, с образованием серии тектонических'чешуй, как это видно в Аятуре, Баубашатэ а других районах. Судя по присутствию в таких сериях также чешуа о пелагическим нреиниото-сланцелыи оредним па-лэоэоеа, этот процесс следовал за продвякением известнякового покрова по осадкам пелагиалз.

Батиальные покровы Тегериач-Адсайской группы располагаются под верхними извествякоьымх.Они имеют стратигра&геески-вовденси-роваяиаЯ разрез среднего палеозоя и проаоходят из лептогеосанкла-нальноГ зоны, которая, в отличие от описанной ваш Сересу2оиой, должна была располагаться внутри известнякового шельфа, аналогично ярояявач БагааскоЯ банки. Kpose того, Тегермач-Аксайсказ покровы продвигалась позже, лишь в каашрекоы вена. К данной группа относятся хорошо изпеотяый Тсгериачсияй экзотический останец п

Алайском хребте, а-такие многочисленные сильно дислоцированные . плаотины, включающие силурийские песчано-сланцевне свиты и из-веотняково-кремнистую шаланскую серию в-с^р. Нередно это целые серии однотипных чешуй. Типичны синхронные покровы проявления глинистого меланжа. Его магрикс составляют глинистые порода силура - яульгонская и особенно часто свгегская свита, в которых можно видечь перехода от обичшх плитняковых оландев к черный углис гам окреыненным и загипсованным иялошиаа. Глыбы и отторясанцы саыых разных размеров представляют онколитовые доломиты, известняки и фтаниты венда (?) - нижнего палеозоя, пестрые вулканиты кембрия - силура, ордовикокие силициты и граувак-ки, песчаники и известняки разных горизонтов силура, иногда серпентинизированныв ультрабазиты, габбро и плагиограниты, а также крепни и известняки девона-нижнего карбона.

Чау вайе кий. покров распространен лишь а Южной Фергане и возможно имеет аналог в Северном Нуратау. Основной его стратиграфический признак - фляш и морская иоласса пржидолия - нижнего девона.. Покров сально опят и варьирован в каинрекое время на Нуратау-Алайскую карбонатную платформу, причем чаото занимает перевернутое положение.

Нуратау-Боркоддойская группа покровов подстилает описанные ^ выше. Она вновь отличается карбонатным разрезом среднего палео- 4 зоя, с преобладанием в его составе известняков и доломитов. Б кровле залегают московские, чаще всего каширские.флишево-олис-тостромовые образования. Западные члены этой группы вскрываются в Центрально-Кызылкумских возвышенностях и в Северном Нуратау. В верхней, Кызылкумском покрове отсутствует силур з граптолито-вой фадии, но широко представлены вулканогенные, кремнисто-доломитовые и терригенные серии верхнего протерозоя (?) - нижнего палеозоя. Они собраны в несколько тектонических пластин, которые по некоторым представлениям (П.А.Мухнн, 1976) являются более ранними, калэдояолями покровами о северной вероятностью. Надвиг Накрут-Зааминокой структурной единицы на изваотняии Шно-го Нуратау и Мал£гузара также захватывает мощные терригенные толщи нижнего палеозоя. В этих тектонических окнах,а также воо-точнее в Турнеотанском хребте и в Алаа раопроогранены мощные,до 3,5-4 тыс.и, извеотняково-лолоиитовыэ оерии девона - среднего карбона. Подошва покрова наблюдается в верховьях Исфары и Соха, где алайокая серия в-о^ залегает аллохтонно на верхнемосковском фяше Ходжаачкакзкой единицы. Извеотняковый Боркоадойсиий

- и -

покров и Сарнбелесск&я единица Кокшаала относятся к той же группе по возрасту овоеа кровли ( С(,ш1 ), но вряд ли имели непосредственную связь о карбонатной платформой Алая. В целом, надвиги каширского века перекрывают на западе обширное •эпикаледонское поднятие, восточнее - мощную карбонатную толщу его лериклинальяого погружения, а на крайнем востоке региона -цеяь рифов или малых карбонатных платформ среди отнрыто-морско-го пространства.

Кочкарчи-Учкошконскоя покров прослеживается под надвинутыми на него с севера толщаии Нуратау-Борколдойсних отмелей. Его колонка отражает историю сначала некомпенсированной впадины о осадками батиального типа, частично карбонатными и вулканогенными; заполнение впадины флишевой серией о конгломератами и олио-толитами и превращений её в передовой прогиб надвягового пояса происходило в конце московского века - начале позднего карбона.

В центральной и западной части Южного Тянь-Шаня Букантау-КокшаальсяиЯ надБиговыа пояс ограничен с юга Туркестанским поднятием и Кульгедаелинской известняковой кулисой. Туркестанское поднятие сложено ншанепалеозойсииш и главным образом силурийским я терригенными толщами, которые на флангах перекрыты известнякам среднего палеозоя и в дальнейшей образовали слажную складчато-надвиговую огрунтуру, которая в западной чаоти имеет преобладавшую северную зергенгность. Восточнее, в Алайском хребте известняковый чехол Туркестанского поднятия прослеживается яо отдельным пяас-1?инай^в позднем карбоне - здесь уже в южном направлении - на верхнепалеозойский флиш южного склона хребта. Можно допускать, что эти известняки (Каракавакская и другие структурный единицы) первоначально была связаны в одну карбонатную отмель о Кульгеджелинокой известняковой нулиоой Восточного Алая. Известняки Кульгедшле - Чакантаиа образуют почти непрерывную серию ( о^-о^к ), которая венчается нарбонатно-флишоидныа верхним карбоном и затем перекрыта надвигом пелагических фаций Кал-макасу с южной (восточной) стороны.

Ш.З. Северс^западная окраина Таряуского_континенга. В начала перми продвижение Кочкарчи-Учкошконокого покрова или чещуа к югу тривело в перекрытии внешней чаоти аередового Прздтарийского прогиба. В этом качестве выступает Яссы- Майда н таг с к ая зона, занимающая на востоке приосевуэ часть Кокшаальского хребта, а в юго-западном крыле Таласо-Ферганского сдвига смещенная в Ферганский хребет и на крайний восток Восточного Алая. Стратиграфичес-

- 12 -

кал колонка зоны образована песчано-глинистыми отложениями е^-и , которые образованы у подножия Тарлнского континента и перекрыты батиальныаи осаднами £>э-с„(ср . Флишевая серия ао-оалтого аозраога (улугчагская) аанчаег рззрэз и завершает историю передового прогиба. Тектоника зоны характеризуется сильно сжатыми складками и чешуями с преобладающей южной, а на западе -восточной вергентностыо, с надвиганием па известняки Тарямского шельфа (например, на р.Яссы). ЯсоимокиЯ покров претерпел сложные последующее дислокации, включая горизоиральный разворот простираний и вторичное опрокидывание.

Килчалма-Дкангартская зона, частично перекрытая по надвигу гврригенныыи толщами Яссы-йайдантага, составляет внешнюю часть Таримоного шельфа. Стратиграфический разрез ( Б-Р^ ) в основном карбонатный, в кровле находится ассельская грубо-флишоидаая толща. Известняки и сланцы, как это аздно а верховьях р.Яссы и других пунктах, образуют ряд тектонических пластин, надвинутых к югу. Вблизи долины р.Сарьдааз эти пластины вклйчаит докембрийоний фундамент Тарана и нижне палеозойские отложения, причем испытывают обратное надвигание к северу. Внутренняя чаоть Таримского шельфа, или Кел-пинтагская зова отличается сокращенные в мощности разрезом среднего-верхнего палеозоя, в котором силур и девон лредотавлены в краендаетннх фациях. Другой особенностью этод зона является карбонатная серия нижнего палеозоя, иногда подстилаемая базальтами. Структура Кзлсшктагской зоны обладает четко выраженной южной вергентностыо, однако имеет в основной алышйокий возраст и полностью отражена в современной рельефе.

Ш.4._П1сса£о-Зос_точиоалайский надвиговый_пояс-ш1:ая ветвь юж-нотяньшаньоних структур. Он представлен в Еиссароком и Ьеравшано-коа хребтах, погребен под молодыми отложениями Алайсной депрессии и вновь вскрывается в Восточном Алае. Общая северная вергентаость покровной структуры пояса, хорошо набладаеыая в Восточном Алае,не столь очевидна в Заравшано-Йюсаре, что можно связывать о последующими, наложенными на покровы и их чешуи, крупными продольными сип- и антиформныш енладками типа Чимтаргинского синнлинория и Каракульского антиклинория. Образование Восточноалайской дуги и овязанных с нею сдвигов, особенно на западном ее фланге, следует очитать более поздним событием и относить к концу палеозоя.

Вашан-Калмаиасуйсная зона образует северный край рассматриваемого пояса и играет для него роль передового прогиба. Ее западная часть - Вашанолая един.ща, пли Зеравшанская депрессия,включает пелагические образования верхнего венлока - нижнего карбона о проян-

лениями базальтов, перекрыта обизардонии флишем с олистостро-мой (С2) и мадмсними нрасноцвэтныии конгломерата]«! .

Сходный, хотя неокольно более разнообразный состав разреза известен в Калаакасуйской единице Южного и Восточного Алая.Струк-тура зоны чещуйчцго-надвкгозая, о северным направлением движения масс, относится к концу карбона - началу перми. .

Коксуйская группа покровов достоверно наблюдается лишь а Восточном Аяае, где надвинута с юга на тектонический пакет Кал-иакаоуйсксй зоны и находится ближе к центру Восточноалайской • дуги. Нижний, Лркешоний покров отличают иарванкульские базальты нижнего-среднего девона, перекрытые кремнистыми осадками. Верхний, Арчалтурский покров представлеа известняками среднего палеозоя, которые распадается на ряд останцов. Совмещение этих покровов началось в конце раннего и закончилось в среднем карбоне. Заладное продолжение их можно предполагать в известняковых Демноринскях чешуях левобережья р. Зеравшан и в иетаиорф«-зованных вулканитах КитармайсяоЗ единицы Зирабулак-Зиаэтдянскях гор,, если справедливо'их отнесение к силуру-давону.

Зэравшап-Терекдаванские покровы более полно представлены в Зеравгааыо-Гиссарскои горкой области. Они включают метаморфизо-ванные вулкано-терригеннке отложения ягнобсдой серии, перекрытые шзльфовимл известняками и доломитами, которые в девоне частично уступает место склоновым и пелагическим карбопатно-креы-нисткы осадкам. Венчает разрез флиыэидвая маргузороная свата С^. Продвижение покровов, с образованней олистоотрош, происходило по поверхности иаргузорской свиты до середины визе, на что указывает несогласное перекрытие (сдвиговых чешуа конгломератами я известняками этого возраста в районе р. Зяшгаярут. Отложения вазе - иосвовского яруса, в основном карбонатные, я перекрывающая их ыоласза могут рассматриваться яак образования ' наложенного Каракульского прогиба, образованного в талу продвигавшихся к северу покровов, тогда как южнее одновременно развивалась вулканическая островная дуга йг.ного Гиосара. Обратный вадетг известняков Чяытарги на верхний палеозой Каракульского прогиба является вторячаыа я относится к последним стадиям палеозойских деформаций. Продолжение покровов Зеравшано-Гиссара на запад весоаязняо до Зярабулак-Зяаэтдянсиих гор, а на восток - до внутренней части ВосточноалайскоЯ дуги, где аналогичный тая разреза установлен в Тереядаванской, Наурусспой и Сугутской (?) единицах, тектонически нервкрнаааних Лрчалтурокий покров.

- 14 -

Иаравумо-Тадаяксний континент установлен по выходам кристаллического фундамента в южной части Гиссарского хребта и в Каратегине. Геологическое строение этого района позволяет считать, что окраина континента переработана в результате тектонических и магматических процессов,происходивших о конца девона - начала карбона над далаооааскофоиальной зоной, погружав-евйся под континент о севера. Неиетанорбизоваиныз отложения верхнего ордовика - среднего девона слагают чехол,образованный в результата рифтовых процессов и последующего погружения шельфа. Верхний ярус палеозойской структуры составляет вулкано-терригенный кошленс. Его слагают преимущественно кислые и средние вулиааигы,однако отличительной особенностью этого атаяа является появление вдоль северного края континента (Северо-Гас-сарский разлом) офиолитовой ассоциации с проявлениями параллельных даек,что указывает на непродолжительный вторичный спрединг s конце раккзго-началз среднего карбона. Морская моласса С2-3' перекрывающая вулканиты,обозначает южную часть тылового прогиба Гиссаро-Восточноалайских герцинид. Пермские гранитоиды и кислые эффузивы образуются после коллизии и закрытия тылового прогиба.

1У. Региональная стратиграфическая система и геологическая история

1У.1. Геологическая стдукт^ра и стратиграфия^. Региональная стратиграфия рассматривает систему первичных геологических тел оупракрустального происхождения, их пространственные и временные соотношения. В этом, широком смыола она является частью структурной геологии, которая имеет дело,кроме того, с геологическими телами вторичного характера, возникшими в результате дислокаций (в частности, перечисленные выше струнтурные едини-ницы - покровы), а также изучает форму интрузивных образований.

Стратиграфическое изучение палеозоя Южного Тянь-Шаня шло от малоудачных попыток раочленить мощные и скокно дислоцированные вулканогенно-ооадочные серии а единицах международной шалы к выделению,расчленению и биоогратиграфичасной корреляции подразделений. Естественным типом этих тел ("местных",а точнее ли-тоотратигр&фячаских)оказывается овита,главными признаками которой являютоя единство вещественного ооотава и первичная непрерывность

горизонтального раоароотранения.пра допущении возрастного скольжения границ.Сграготил овиты демонстрирует ее типичные признаки

и является носителем названия. Целесообразно устранение многочисленных синонимов свиткых названия и унификация региональной легенды. Термин "толща" означает недостаточно апробированное или не конкретизированное выбором стратотипа свитное наименование. Болэе крупные подразделения, поскольку возможным оказава-ется их выделение на вещественной основе, называются сериями. Комплекс включает разнообразные по составу отложения, связанные лишь единством места и общих геологических условий образования. Соответственно, в пределах региона различные комплексы могут занимать целиком или частично общий хронологический уровень, менять возраст своих границ по площади региона и т.д. Комплексы чехла докембри^ских массивов и перекрывающие их вулканические или вулканогенные молассовые комплексы (караказарский и яжно-гиссарский) подробно не рассматриваются. Основное внимание уделено комплексам, образованным на окраинзх Туркестанского палео-океана (=геосинклинальным).

Тип разреза описывается внутри комплекса или его части и отражает устойчивую седиментационаув обстановку (карбонатная платформа, вулканическое поднятие, континентальный склон и др.), что выражается в развитии характе^зи^(магнафации), позволяет распознавать и прослеживать тектонические покровы. Тем не менее однотипные серии могут сформироваться и в относительно или полностью изолированных зонах.

Региональные стратиграфические подразделения давно применяются в исследовании пжнотяньшаньского палеозоя, однако термины, составляющие эту группу согласно классификации Стратиграфического кодекса СССР, употребляются здесь почти исключительно в биостратиграфическом смысле. Категории горизонта, лоны, а также слоев о фауной или с географическими названиями используются для корреляции морских, в основном карбонатных или терри-гекно-карбонатных отложений, тогда как серии, содержащие космо-политные или широко-провинциальные группы ископаемых, как например граптолиты, датируются путем непосредственной корреляции с общей стратиграфической шкалой. На примерах ряда горизонтов силура, девона и карбона Южного Тянь-Шаня легко убедиться, что их границы, за редкими исключениями, не обоснованы какими-либо региональными геоисторическими событиями. Горизонты эти опираются лишь на заведомо неполную палеонтологическую характеристику и соответствуют чаще всего этапам истории одной-двух групп

ископаемых,'то-есть являются скорее лонами частичного обоснования, или совместно-предельнчми зонами. Разумеется, ценность и практический смысл этих единиц остается несомненным. Выделение биостратиграфичвских "горизонтов" в разнофациальных типах разрезов позволит в конечном итоге составить полную экостратигра-фическую модель седиментационного пространства и увязать ее с общей шкалой. Важно отметить лишь два момента. Бо-первих, не следует подменять собственно биостратиграфию геохронологией и забывать об этапах истории региональной биоты, как только появляется возможность указать в региональных разрезах уровни границ общей шкалы. Во-вторых, ни подразделения общей шкалы, имеющие чисто хронологическое значение, ни этапы истории региональных ориктоценозов, сколь бы полно они ни были обоснованы, еще не являются этапами геологической истории области.

1У.2. Нимнепалвозойский комплекс_пассивных_окраин древних континентов. Значительная часть нижнепалеозойских отложений йжного Тянь-Шаня и его ближайшего обрамления представлена фациями шельфов, континентальных склонов или рифтовых впадин,- то-есть соответствует этапу дробления и погружения древней континентальной литосферы.

На окраине Таримской платформы рифтовой стадии отвечают пестроцветные кварцево-аркозовые отложения и тшииты (.6001500 м), включающие проявления кислых и основных вулканитов, а в верхней части также кремнистые породы. Собственно шельфовыми образованиями являются известняки и доломиты верхнего кембрия -среднего ордовика. Северная, Чаткало-Нарынская континентальная глыба перекрыта чехлом с относительно меньшим развитием известняков и большим - черносланцевых пород и силицитов. Кроме того, здесь сильнее выражены каледонские деформации, сопровождавшиеся отложением флишоидной серии среднего-верхнего орковика.

Внутри надвиговых поясов также имеются фрагменты отложений континентального склона и возможно шельфовых, главным образом в западном секторе области. К северному шельфу Каракумо-Гиссара следует отнести кварцевые песчаники, известняки и рифтогенные вулканиты ордовика (шахриомонская овита), перекрытые мелководными карбонатами. Другой тип разреза, известный в Туркестанском хребте, включает нижнекембрийские песчано-глинистые породы с известняками: в среднем-верхнем кембрии карбонатность разреза увеличивается, имеются перерывы и признаки сугубо мелководного

происхождения осадков (рабутская свита). Ордовик более глубоководный, алеврит-глинистый, с грчптолитами. Общая мощность нижнего палеозоя здесь порядка 2 тис.к, что вместе с особенностями его состава и данными о глубоком химическом выветривании обломочного материала указывает на обстановку погружавшегося шельфа. Южнее и западнее распространены более сокращанныз разрезы нижнего палеозоя, в которых средне-верхний кембрий (рухшифская, живачисайская, кальсаринская и др.свиты) представлен кзарцево-карбонатными отложениями с тонкой наклонной елойчатозтью, типа контуритов континентального подножия. Шельфовый туркестанский . и приконтинентальный живачисайский типы разрезов ниш/его палеозоя соответствуют, очевидно, кикроконтиненту, обособленному от Каракумо-Гиссарского и поставлявшему скорее западное продолжение Таримского.

1У.З. Комплекс_стадии расхитил _Ту2кестанского_океана образован параллельно с описанным выше. Его отличают формации открыто-морского типа, содержащие вулканиты и распространенные ныне главным образом в верхних тектонических покровах Букантау-Южной Ферганы. Нижний палеозой эдеоь обычно входит !■ состав меланжа, и его стратиграфические колонки приходится восстанавливать по фрагментам и не всегда однозначно. Древнейшими из них, скорее вендскими, являются онколитовые известняки и доломиты, а также вулканогенные и кремнистые породы типа аккудукской свиты. К нижнему-среднему кембрию принадлежит мощная (более 1000 м) контрастная вулканическая серия риолит-базальтового состава е восточном Карачатире, которая может быть отнесена к рифтовой стадии формирования южной окраины Туркестанского океана; к ней же принадлежат елемесащинские щелочные базальты Тамдытау. Средний кембрий - нижний, а также нижняя часть среднего ордовика часто представлены органогенными известняками (джолчийракс-кая свита).

В разрезе Кызылкумской единицы начальный этап раскрытия океанического бассейна отражен в составе дкургантауских и тас-казганских метабаэальтов, который показывает переход от траппо-вых серий к толеитовым (Мухин и др., 1985). Тем не менее вышележащие фтаниты и карбонаты с микрофитолитами венда и (или) нижнего палеозоя, составляющие тасказганскую свиту, образованы еще в условиях замкнутого бассейна. Непрерывных разрезов, показывающих строение рашшпплаозойской океанической коры, даого-

верно обнаружить не удалось. Известны проявления расслоенного габбро-гипербазитового комплекса, а также серии параллельных даек, пространственно связанные с метабазальтами толеитового состава, образующими нижнюю часть майлисуйской серии. Возраст базальтов не моложе силурийского. Аналоги майлисуйских (акджо-льских) базальтов известны в составе канской и маджерумской зеленосланцевых серий, с которыми такке ассоциирует офиолитовый меланж. В ур.Сартала нижняя часть разреза толеитовой (надир-канской) свиты датирована ранне-средне ордовикскими радиоляриями и конодонтами, находящимися в кремнистых сланцах.

Отдельному рифту отвечают нижние члены ягнобской метаморфической серии в Зеравшано-Гиссаре, особенно горифские базальты, которые имеет свинцово-изогопные датировки, близкие к венду.

События конца докембрия (?) - начала палеозоя в Йжном Тянь-Шане являются часть» процесса формирования Урало-Монгольской (Палеоазиатской) океанической области, сопровождавшегося разрывом и раздвигом древней континентальной коры и формированием пассивных окраин.

1У.4. Те^ригенный комплекс_ранней островодршой стадии (_о]11Довик_-_нижний девон). В среднем и позднем ордовике карбонатные и склицитовые отложения повсеместно в йжном и Среднем Тянь-Шане перекрывается песчано-глинистыми ритмичными осадками, а на Таримском шельфе наблюдается перерыв. Фливоидные граувак-ковые или кварцево-граувакковые свиты верхней половины ордовика (иланчисайская и др.) распространены в основном на западе Южного Тянь-Шаня. Вероятно, что эти отложения, параллельные флшаевим сериям Северного и Срединного Тянь-Шаня, отражает переход к обстановке тектонического сжатия и появления поднятий островодужного типа. Сюда же должна относиться, по крайней мере частично, бесапанская свита (серия) Кызылкумов, в составе которой некоторые авторы видят одистострому из тасказганских фтанитов и известняков.

С началом силурийского периода почти совпадает смена лито-логического типа донных осадков Туркестанского океана: в силуре широко распространены черносланцевые отложения, наиболее полно, до пржидодия. представленные в турасуйской серии Сересуйских и некоторых других покровов. В Южной Фергане, Туркес-ано-Алае и Нуратау черные глинистые сланцы расклиниваются и местами уде в среднем лландовери сменяются граувакковым флишвм, образованным

со значительним участием вулканомшстового материала и содержащим, особенно в самих верхах лландовери - нижнем яенлоке, примесь туфов и разнообразных по составу вулканитов. Близкий возраст имеют и некоторые собственно вулканические свиты йлнои и восточной Ферганы (каратюбинская, арпатынская), образованные оазальтами повышенной глиноземистости, дацитами, риолитани, а также грубо-обломочниэ толщи с обломками этих эффузивов (сурхские конгломераты Ксфары). Локально развиты и суцестаенно кварцевые песчаники нижнего венлока ^архакаринскал свита). Судя по появлению, начиная с верхнего венлока, карбонатно-флигаевых отложений (копа-линская и другие свиты), на склонах островодужных поднятий с этого времени происходит образование известняковых банок и рифов. В конце венлока и особенно в позднем силуре область флише-нахопления смешается к северу, в более высокие из герцинских покровов, где наиболее полно ритмичные песчано-глинистые отложения представлены в Тегериачском покрова. Возможно, это связано с расширением к северу аккреционной призмы или с появлением здесь новой остроьной дуги. Присутствие в силуре не только фли-шевых, но и олиотостромовых фаций возможно, но не находит пока достоверного подтверждения.

В восточной части Букантау-Кокшаальского надвигового пояса верхние тектонические покровы также содержат граувакковые и вулканические толщи силурийского возраста, возможно связанные своим происхождением с островными дугами.

Завершение ранней островодуасной стадии происходит в начале дзвона, когда образуются песчано-глинистые и мелководные грубо-обломочные отложения даудинской серии и ее аналогов. Местами они залегают с размывом на нижнем силуре. Эти толщи развиты главным образом в Чаувайском покрове и Даудинской (покрогной?) единице, но присутствуют также в подстилающих покровах Нуратау-Алайской группы. Они содержат локальные, но довольно значительные проявления кислых эффузивов и туфов (долина Джиптыка - Раута в Туркестанском хребте), однако в основном образованы переот-ложеиным материалом из силурийских и более древних осадочных пород. Мощность превышает местами 2 тыс.м. Близкий состав имеет джидалинская, в широком смысле, серия Алайского хребта, охарактеризованная мелководным бентосом и остатками раннсдевонских наземных растений. Следует полагать, что терригенньй нижний девон чаувайско-даудинского типа относится к северной окраина уде до-

вольно обширного поднятия, охватившего Кызылкумскую, Накрут-За-аминскув и Алсйскув структурные единица, в пределах которых додевонские тслвд в разной степени охвачены дислокациями.

К сстроводужному или окраиннс-морскому типу можно отнести также верхнюю часть разрезов зеленосланцевых покровов. В СевероВосточной и Илной уергане можно различать, с одной стороны, согласно залегающие не. акджольских толеитовах базальтах кремиисто-вулканокиктовые отложения силура и нижнего девона, типа манубал-динской свиты, о с другой - мелководные образования, залегающие на зеленых сланцах с размывом, которые выделены а намаздыксху» свиты: в их составе типичны грубообломочные породы, граувакки, известняки. Нижний и средний девон намоздыкского типа не затронут метаморфизмом и датирует, таким образом, верхний возрастной предел ранней (островодужной?) фазы зеленосландевого, а местами и глоукофан-сланцевого преобразования пород океанического основания. Радиоизотопные датировка зеленых сланцев канскои - майли-суйской сери»«, и их аналогов обычно близки к границе силура-девона или несколько моложе; последнео можно связывать со вторым этапом метаморфизма в начале коллизионной эпохи, наложенным частично и на средний палеозой. Не исключено, что некоторые из ме-гаморфиэовашшх толщ верхнего тектонического покрова, как например баликтинская или вириктинская в Кокшаальском секторе, могут происходить за счет размыва не островных поднятий, а пассивной а то время шкой окраины Киргизского континента; подобным же образом,'в Восточном Алае устькоксуйские песчаники могут иметь источником сноса располагавшуюся южнее окраину Каракумо-Гиссзра.

U.5. Ок£ашшо-мор£лие_в^лкакичеокие_серии_Сдоьон) не составляют единого комплекса. Основная их часть находится в Кирги-затинском покрове Букантау-.Чокшаальского пояса, где известка под названием киргизатинской серии (Вц) и рядом других, синонимичны х ему. Базальты киргизатинской серии залегают практически согласно на силурийских и лохковских отложениях, которые могут быть представлены либо известняково-граувакковыми свитами островодужкогс или окраинно-коитинентального происхождения, либо реже пелагическими силицитами первого океанического слоя. Базальты чередуются с гиалокластитами и включают линзы рифоген-ных известняков, что указывает на близость вулканических конусов к поверхности. От типичных толеитов они отличаются повышен- , ной титанистостью (Ti02 в среднем более 2%) и общей щелоч-

ностью ^3-4/«). при натровой специализации; в верхах серии щелочность местами возрастает. Широко распространены ¡ш-тгматичные дайки и силлы диабазов, указывипщие ка обстановку растяжения -скорее всего, в окраинном море, ограниченном с севера островной дугой будущих заленосланцевых покровов. Б разрезе киргизатинскои серии намечаются три вулканических цикла - пражоко-злиховскии, верхнеамсский и эйфель-никнелшввтскиЯ. Отнесение некоторых однотипных базальтовых серий к нижнему карбону сомнительно. 3 редких случаях (Баубашата, Джаниджерский хр.) базальты частично замещаются контрастными по составу вулканитами.

. Базальтовый вулканизм раннего-среднего девона в южном поясе герцинид проявлен значительно меньше. Он представлен карванкуль-ской серией Восточного Алая, которая местами подстилается риоли-тами, незначительными проявлениями титанистых базальтов на южном склоне Алаиского хребта, а тамв, вероятно, китармайскоя свитой Зирабулак-Зиавтдинских гор.

Вулканические серии второй половины девона распространены главным образом внутри известнякового чехла карбонатных платформ, ныне образующего Баубашата-Улансккв и Борколдойские покровы; влияние вулканизма этого ьремени ощущается также в некомпенсированных прогибах, разделявших карбонатные платформы (Орто-суйская, Тезская и другие единицы). В западных районах Южного Тянь-Шаня они представлены лишь маломощной урусайекоЛ свитой контрастного состава, восточнее - базальтами мощностью до 1,52 тыс.м (босоготашская, или текелиторская свита), которые в сравнении с ¡сиргизатинскими обладают несколько большей глинозе-мисгосты) и чаще включают щелочные разности.

Прекращение базальтовых излияний в конце девона отражает, очевидно, переход к обстановке регионального сжатия, выраженного покровами в южном поясе герцинид.

1У,б. Ка£бонатные са£ии вн^т£имо£ских отмелей (карбонатных платформ). Отложения этого типа в Южном Тянь-Шане представлены весьма полно и повсеместно, хотя также не образуют единого комплекса. Время их образования - от конца раннего силура до начала перми. Карбонатные платформы рассматриваются как аналоги современной Багамской банки, Бриансокской или Гавровской зон альпид. Их формационный состав указывает на образование в обстановке мелководных, в разной степени закрытых отмелей, рифов, прадрифо-вых склонов, с переходами к пелагическим пространствам.

В западных районах ¡¡кного Тянь-шаня, с севера на юг, различаются отдельные зоны карбонатонакопления: Ош-Уратлбинская, Ну-ратау-Алайская, Туркестанская и Зерашано-Алаиская. В пределах Ош-Уратвбикской карбонатной зоны склоновые известняки шахимардан-ского типа, представленные карбонатными брекчиями и гурбидитами талбулакской серии, накапливались поверх карбонатных и грубых терригенных осадков верхнего силура - нижнего девона и в дальнейшем иногда сменяются силицнтами. Разрезы актурекого типа Содержат относительно мощные силурийские известняки сугубо мелководного происхождения (дальянская, исфаринская свиты). Состав девонских обложений показывает, что эта отмель в результате трансгрессий оказалась расчлененной на рифовые гряды (криноидно-брахиоподовые известняки типа актурской свиты) и понижения, заполнявшиеся органогеннсобломочными известняками с кремнисто-глинистой примесью. Основная часть атой карбонатной платформы перекрыта однородными мелководными известняками, оолитовыми, пел-летовыми и микритовыми, которые образует два седиментацконных ритма: живет-турноиский (улуканская, сангибалянская свиты и. их аналоги) и визе-серпуховский (пешкаутская свита). Б разрезах катранбашинсксго типа силурийские известняки обычно отсутствуют, девон начинается светлыми доломитами с терригенной примесью в основании (катранбаиинская свита) и лишен рифогенных включений: очевидно, эта последовательность фиксирует наиболее внутреннюю часть карбонатной платформы. Мощность всей карбонатной магн^фа-ции здесь в среднем 2,5-3,5 тыс.м.

Располагавшаяся южнее Нуратау-Алайская карбонатная платформа сформировалась в девоне - среднем карбоне на предшествовавшем поднятии островодужного типа. Для нее характерно несогласие в основании девоиа, сопровождающееся пачками к целыми толщами конгломератов, преобладание в разрезе девона лагунных фаций и крупная ритмичность в его построении. Перерывы в разрезе, особенно внутри башкирского яруса, сопровождались отлолением аллитов. Общая мощность карбонатного разреза от нескольких десятков метров в отмельиых зонах койташского типа до 3-4 тыс.м и более в горах Чортанги-Акташ (.Туркестанский хр.). Рифовые известняковые фации, образованные на окраинах Нуратау-Алайской платформы, модно видеть в разрезах Катран-Яурунтуза на севере и Сарченда -Гиумыша на юге,, которые приближаются по строению к актурским, но заканчиваются, в отличие от них, нижиемосковскиии (пыркаФски-

ми) известняками.

Туркестанская карбонатная платформа образована над нижнепалеозойскими и силурийскими толщами Туркестанского поднятия, дислокации которых к началу, девона не били значительными, но все же фиксируются обломочными породами чумкартауской и шингакской свит на южном краю этой отмели. Вышележащая известняковая серия (^-С-гШт) имеет существенно известняковый состав, умеренную мощность и те же перерывы, включая бокситоносные, что и в Нуратау-Алайрких разрезах. Известняки северного фланга платформы по большей части матаморфиэованы и плохо расчленяются. Местами они начинаются с венлока или лудлова. В верховьях р.Ляйляк есть признаки перехода мелководных известняковых фаций в более пелагические карбонатно-кремнистые тентакулитовые, отвечающие Кур-ганак-Ходжаачканскому проливу.

Крайняя южная, Зеравшано-Алайская карбонатная платформа начала формироваться с конца ордовика - начала силура как часть шельфа Каракумо-Таджикского континента и в период наибольшей стабилизации, в конце венлока и позднем силуре, почти повсеместно образована аргскими темными доломитами и известняками с однообразным бентосом; банковые известняки типа дальянских и грапто-литовые сланцы встречаются редко. Развитие этой шельфовой зоны в девоне включает те же события, что и&Ош-Уратюбинских и некоторых других отмелях: здесь обособляются существенно риф^огенные (обисафитские, по А.И.Лаврусевичу), склоновые туркгшридинские и более открыто-морские, кремнисто-глинисто-известняковыз чакылка-лянские разрезы. В общем трансгрессивное строение колонки наблюдается вплоть,до начала покровных деформаций в раннем карбоне. Терекдаванский' покров Восточного Алая содержит, по-видимому, известняки туркпаридинского типа, а известняковая серия Арчалтурс-кого покрова ближе к обисафитскому типу:

Карбонатные отмели Ферганского хребта и Кокшаальского сектора области частично были восточным продолжением описанных выше. Средний палеозой Баубашаты и Улана, хотя и содержит базальтовую толщу, по отроению приближается к одновозрастньш отложениям вгределах Ош-Уратюбинской платформы, особенно к актурскому типу. Карбонатонакоплвние в позднем силуре начинается о глинистых известняков, без перерыва сменяющих песчано-глинистие и вулканические, отложения, и к пражскому веку охватывает наибольшую площадь. В дальнейшем, в связи с этапом базальтовых излияний и

опусканием платформы, больше распространены карбонатно-кремнис-тые пелагические осадки. Баубашатинская серия ( С^Ь) оолитовых, пеллетовых, фораминиферо-водорослевых известняков зарифово-го происхождения достигает в полных разрезах 3-3,5 тыс.м мощности, но имеет и сокращенные колонки с перерывом в основании визе: некоторые из них отвечают, вероятно, вершинам девонских вулканических построек. Реже встречаются склоновые фацли. На вулканическом субстрате образована также борколдоиская серия (О^т-Сгм,) хр.Борколдой - хр.Учкель, которая относится к самостоятельной известняковой банке. Она сложена преимущественно мелководными осадками, ризрез которых близок как к алайскому типу Южной Ферганы, так и к шельфовой карбонатной серии Чаткало-Нарынской зоны Киргизского континента. На р.Туюк-Чакыркорум описан сокращенный до 300-500 м разрез борколдойской серии, с известняковыми брекчиями и градационно-слойчатыми калькаренитами, относящийся к склону платформы. Известняковые серии южной части Данковского массива и гор Сарыбелес также скорее относятся к отдельным, длительно развивавшимся (5|У1-Схт,)банкам, которые через сокращенные в мощности склоновые серии связаны с соседними зонами некомпенсированных опусканий.

В Чаканташской единице Восточного Алая известняковый разрез заканчивается касимовским ярусом С^,что позволяет видеть здесь западное продолжение Таримского мелководья.

ХУ.7. Пелагические_(батиальныел лептогеосинклинальные)_се-£ии девона-карбона накопились в условиях не компенсированных осадками широких морских проливов или открытого моря и образуют магиафацию, представленную глинисто-кремнистыми породами с прослоями терригенных, карбонатных и кремнистых образований.

В составе разреза вулканогенных и некоторых зеленосланцевых тектонических покровов пелагические отложения залегают на базальтах киргизатинсксй серии и ее аналогов и состоят из пестрых силицитов (Ьг,3 или В^-С^с пачкой гониатитовых известняков ви-зе-еерпухова в кровле. В других зонах, реконструируемых по более низким покровам Букантау-Кокшаальского пояса, стратиграфическая колонка пелагических отложений более полная, охватывает весь девон и большую часть карбона, включая в общем однотипные отложения, разнообразие которых сводится к большей или меньшей степени присутствия аллохтонных фаций, наложенных на общий фон глубоководной седиментации.

- 25 -

В Тегермачском покрове &шои Ферганы выделяется шаланская серия, которая надстраивает в непрерывном и согласном разрезе пелагические граптолитовые сланцы силура, отличаясь от них си-лицитовым составом своей нижней части - томасшнской свиты. В середине визейского века кремнистые осадки сменяются микритами и облохочными известняками (биданинская и другие свиты), что отражает усиление биогенной продуктивности карбонатных отмелей или увеличение критической глубины карбонатообразования. Колонка шаланской серии по-видимому непрерывна и при мощности 300-500 м включает большую часть известных в регионе конодонтовых зон. Однотипные разрезы описаны в Сересуйских покровах Восточной Ферганы, Кенсуйской единице Джаныджерскогс хребта.

Увеличение карбонатной составляющей, в том числе и для девонской части разреза, установлено в некоторых колонках Тегор-мачского покрова (Ташата и др.), которые следует считать переходными к склоновым, предрифовым сериям. Иногда на уровнях'пржи-долия-лохкова, прагиена, а теме Эйфеля появляются линзы корал-лово-брахиоподовых известняков и брекчии (кальцирудитов), как с сингенетичной, так и смешанной по возрасту фауной: часть из них можно отнести за счет оползневых процессов.

В Чаувайском покрове имеются признаки залегания аналогов шаланской серии поверх флишоидного нижнего девона, отложенного у подножья формирующейся Нуратау-Алайской отмели. С другой, южной ее стороны в зоне Кочкарчи-Учкошконоких покровов пелагические разрезы отличаются от тегермачских присутствием мелководных известняков пржидолия-лохкова, выше по разрезу - известняковых прослоев с дакриоконаридами и, наконец, более высоким положением кровли верхней свиты обломочных известняков (кульдунтауских), в которых есть уже раннемосковскиа фораминиферы. Зти черты понятны, если представить себе пролив, более"узкий, по сравнению с Тегермачским, и позже перекрытый надвиговыми пластинами. Карачу-курская и Учкошконская единицы Кокшаальского сектора сохраняют в основном те же особенности, и некомпенсированный бассейн образовался здесь после погружения мелководной зоны о известняками

Вулкано-рифоидно-силмцитовая разновидность срвднепалеозойс-кого формационного ряда наиболее распространена в Восточной Фергане и Кокшаальскои секторе, где связана переходами с базальтовыми девонскими толщами соседних структурных единиц. Переходный

состав имеет, например, вуЛканомиктово-кремнистая, с примесь» известняков, айрыташская свита Й(-2. верховьев р.Майлису. Верхняя часть этого разреза построена подобно шаланской серии.

Самая южная, Вашан-Калмакасуйская пелагическая область, располагавшаяся к северу от Гиссарского шельфа, в основном приближается к зтсму же типу. Ее основная стратиграфическая единица, карбонатно-глинисто-креынистая азванская серия девона, залегает на мелководных или переотложенных кочкарчинских известняках и включает часто основные вулканиты: они более типичны для верхних чешуи Калмакасуиской единицы, подстилающих базальтовый Иркешский ьокров. Особенностью некоторых колонок этой области в Восточном Алае является появление климекиевых известняков и сланцев в фамене.

1У.8. Комплекс_пассивной_окраины_Тар№ской_платформы. Средний и частично верхний палеозой северо-западной окраины Тарима показывает, начиная с раннего девона, горизонтальный ряд формаций, в котором наблюдается переход от рассмотренных выше глинисто-кремнистых пелагических отложений к глинисто-песчаным сериям континентального подножия, от них к известнякам барьерного рифа и наконец к карбонатно-терригенныи осадкам внутренних частей шельфа. Терригенный тип разреза представлен узгенской серией Кс-синской единицы и ее аналогами в Майдантаге - Кокшаале. Образующие ее свиты песчанистого флиша (яссинская, джартюбинская и другие) содержат в основном лишь переотложенные растительные остатки наземного происхождения и достигают местами огромных мощь ностей. Они составляют основную часть осадков континентального подножия и перекрыты уже пелагическими сланцами и известняками верхнего девона - верхнего карбона, скорость накопления которых более чем на порядок меньше. В восточных районах Кокшаала песчанистые отложения частично вытесняются известняково-глинистыми, также имеющими ритмичность и градационную слойчатость (айрыторс-кая свита): в них чаще встречаются остатки пелагических групп фауны. Нижний карбон в этих разрезах нередко представлен непере-отложенными известняками, что отражает проградаци» шельфа к северу.

В пределах известняковой Кипчалма-Джаигартской зоны шельфа изаестняково-терригеиные отложения типа чонтулкской '•виты $г-В1 либо вытесняющие их более грубые пестроцветныо песчанпки и конгломераты вверх по разрезу трансгрессивно сменяются известняками.

которые содержат, по-видимому, полный разрез отложений девона -ассельсксго яруса нижней перми. В китайской части зоны описаны перерывы в основании визе, верхней части московского яруса и вблизи кровли карбона, сопровождающиеся появлением в разрезе терригенных пород. Суммарная мощность комплекса может достигать 4-5 тыс.м. Во внутренней части Гаримского шельфа, или Келпинтаг-окой зоне, она резко сокращается, а известняки в основном замещаются красноцветными песчаниками и мергелями.

Максимальный вынос обломочного материала на шельф Тарима и далее на континентальное подножие происходил в конце девона, после чего в результате трансгрессии платформа оказалась занятой эпиконтинентальным морем.

1У.9. ¿лмево-олистост£0мовый комплекс_надвиговых поясов_и .передовых прогибов состоит из нескольких формационных тел, каждое из которых образует кровлю какой-либо тектонической пластины, а возраст его отражает время продвижения перекрывающей пластины. Основными признаками отложений являются: ритмичное строение, главным образом песчано-алевролитовый состав, нередко о переходом к конгломератам и олистостроме в верхней части; низкая степень, зрелости обломочного материала; как правило, согласная подошва (перерывы могут отмечаться местами при налегании флиша на мелководные фации); малая продолжительность образования в пределах одной структурной.единицы, в связи с чем биостратиграфическое расчленение формации здесь почти невозможно; последовательное омоложение возраста флиша от верхних покровов надвигового пояса к нижним.

Терригенные образования в кровле верхних покровов, типа чу-гамской свиты Южной Ферганы, имеют серпухов-башкнрской возраст, вулканомиктовый состав и развиты локально. Их аналоги в подстилающих известняковых покровах Меришкор-Уланской группы (шютская, конуртюбинская свиты) относятся к башкирскому ярусу и нередко включают олистоотрому из карбонатных и вулканогенных пород. Несколько моложе ( САЬг-т,)песчано-сланцевые отложения а кровле Те-гермач-Аксайских лептогеосинклинвльных покровов. Из-под них повсеместно, от Тамдытау до Борколдоя, обнажаются нчжнемосковские флиш-олистостромовые образования более значительной мощности, известные под названием толубайсвой свиты и многими другими, ему синонимичными. Флишевые серии Сгшг-С3> вскрытые южнее под Кы-зилкумо-Нуратинскими и Алайскими, а также Борколдойскими покро-

вами отличаются большой мощность» (местами более 3 тыс.м) и широким развитием известняковых олистолитов, образуя уже собственно зону передового прогиба. Синхронные им отложения Сурметашской и Кулунской синклиналей, песчано-глинистые с конгломератовыми толщами, отнооятоя к северной окраине передового прогиба и отла- ■ гались уже в тылу самых нижних (поздних) надвигов. К концу карбона флишенакопление в Туркестано-Алайской части передового прогиба закончено и продолжалось до ассельского века включительно лишь в Яссы-Майдантагской внешней зоне прогиба, примыкавшей к Тариму: ширина пояса Ьерхнепалеозойского флиша здесь,соответственно, значительно больше. Отмечается некоторое несоответствие между возрастом флишевой серии и составом подстилающего среднего палеозоя, что связано, с неодновременным по простиранию вступлением одной к той же седиментационной зоны в состав надвигового пояса: так, под верхнемосковским флишем Нугарта залегают пелагические, а в Майдантаге - песчано-глинистые толщи яссинского типа. Во внешней зоне передового прогиба тбрригенные осадки флишевого типа (саукторская свита) относятся лишь к ассельскому ярусу.

Флишево-олистостромовые образования Гиссаро-Восточноалайс-кого надвигового пояса начинают формироваться раньше и омолаживается в обратной, северном направлении. Маргузорская, или те-рекская свита верхних покровов относится к турне - нижнему визе. В известняковых пластинах Арчалтура и Теректау на Восточном Алае появляются серпухов-башкирские отложения, в Туюэкаивды - нижнемосковские, в Башан-Калмакаоуйских чешуях - верхнемосковские и верхнекаменноугольные.

1У.10. Комплекс_тылового прогиба секе£Ной_ветви_герцииид. В отличие от передовых, тыловые прогибы наряду о типичным флишем содержат моласСовые толщи, в низах морские, с прослоями рифогенных известняков, в верхах - красноцветные континентальные. Олис-тостромы редки. Разрез отчетливо стратифицирован, разделен несогласиями и хорошо поддается биостратиграфическому расчленению. Нижняя молаоса обогащена офиолитокластовым материалом из нижних тектонических покровов, выше по разрезу и в направлении к краевому вулканическому поясу усиливается примесь нереотложенных продуктов верхнепалеозойского магматизма.

Северный тыловой прогиб лучше всего представлен в разрезах Кьрачатырского и Келематинского синклинориев, которые делятся на три подкомплекса. Нижний подкомплекс, или базальная карбонат-

нал моласса (С1У3-Сгт1) развит локально. Средний подкомплекс (нижняя моласса и фдиш, ^ ) распространен значительно

шире, в связи с продвижением тылового прогиба на юг вслед за фронтом покровов. Он состоит из двух крупных ритмов седиментации, турдуксхого (.С1Пг1х-Сзк)и сухоиинского ?.), которые в ре-

гиональной шкале могут выделяться как надгеризонты. Конгломераты и иногда известняки составляют подошву подкомплекса, остальная его часть в основном флишевая пасчано-сланцевая, в кровле снова появляются мелководные известняки. Общая мощность до 4-5 тыс.м. Сокращенные разрезы в Северной Фергане и Алайском хребте отличаются более грубообломочным или вулканогенным (р.лоджа-Ке-лян, хр.Джамавдавантау) составом. Верхний подкомплекс ^красно-цветная моласса, Р1-2 ) вновь залегает с несогласием и образован менее мощными озерно-аллювиальными или эоловыми, часто грубооб-ломочными отложениями, которые не проявляют уже тесной связи с тыловым . прогибом..

1У.11. Крупные подразделения £егиональной_гесисто£Ической_ шкалы . Существует возможность построить иерархическую шкалу регионально-стратиграфических (геоисторических) единиц, понимая их соответственно определениям СК СССР (1977). Горизонт в геоисторическом смысле отвечает ритму или этапу седиментации (цикло-теме), имеющему региональное выражение. На этой основе удается различать главным образом единицы более крупные, чем традиционные для региональной шкалы, по сути биостратиграфнческие горизонты. Они могут называться надгоризонтами, а также (условно) региональными отделами и системами. Предложен вариант периодизации региональной истории, основанный на геологических событиях. Таласский период охватывает основной этап раскрытия

океанического бассейна в Шном Тянь-Шане и, возможно, во всем Урало-Монгольском поясе. Нуратинскии период отличается

преобладанием обстановок сжатия, с образованием каледонского флиша; подошвой черных сланцев сюгетскога типа (6,17 соответствующая "система" делится на два "отдела". Ферганский период (Ь^-С^О вновь характеризуется остановкой растяжения и трансгрессией. Он начинается развитием карбонатных платформ и известняковых турби-дитов (нижний отдел), затем в начале девона следует смена чер-носланцевых осадков во впадинах на силицитовыв и основной этап базальтовых излияний (средний отдел), а с живетского века - второй вулканический и седиментационный цикл на карбонатных плат-

формах (верхний отдел). Карачатырский период (С^г-Т1^} отвечает основному этапу герцинского сжатия и континентальной коллизии. В его начале с появлением тыловых прогибов и внешних дуг начинается развитие надвиговых поясов южнотяньшаньских герцинид, причем южнее, на окраине Каракумо-Таджикского континента и Северном Памире, одновременно наблюдается раздробление древнего фундамента, рифтовый, а возможно и океанический магматизм. Второй, аерхний отдел карачатырской системы начинается верхнемос-ковсккми отложениями и соответствует главной стадии развития тыловых прогибов. Кемматинский период, последний в палеозое, знаменуется образованием красноцветных и вулканических серий и представляет собой естественный для Тянь-Шаня аналог перми: его хронологические рамки.недостаточно определенны.

У. Заключение

Восстановление палеозойской истории Южного Тянь-Шаня требует расчленения области на тектонические покровы, системы покровов (надвнговые пояса) с передовыми и тыловыми прогибами, после чего возможна,с неизбежными изъятиями,реконструкция первичного пространства седиментации. Это пространство образовано разделением докембрийских континентальных масс в начале палеозоя и погружением возникшей седимзнтационной поверхности. Вулканогенные и осадочные образования нижнего-среднего палеозоя отражают истории формирования пассивных окраин возникшего океана (максимальная ширина его пока не установлена), а с конца ордовика или с силура - также поднятий островодужного типа, карбонатных банок и платформ, разделявшихся открытыми морскими проливами, в которых пелагические конденсированные осадки сочетаются с продуктами основного вулканизма, указывающего на продолжающееся растяжение кора.

Переход к обстановке сжатия, начиная с раннего-среднего карбона, и последовавшая за этим коллизия континентов выразились в резкой смене типа осадков. Флигаево-олистостромовая формация, образуясь перед фронтом надвигов, оказывается затем сама в составе покровных пластин, а в конце процесса обдукции заполняет передовые прогибы. В тыловых прогибах она подстилается и перекрывается континентальной молассой, сменяясь в направлении древних континентов (теперь - срединных массивов) разнообразными вулканитами окраинных магматических поясов,Ккно-Гиссарского и

Белыау-Кураиинского.

Региональная стратиграфическая caoiaiia отроитоя путей корреляции на оонове палеонтологического материала, но по овоей сути доотяа быть геоисторической. Периодизация геологической истории рэгиона.или создание "этаяостратиграфической" шкалы в первом приближении основывается на смене геоданаднчаскях обста-новок, в более детальном - на ритиячности вертикальных движэ-ияй, трансгрессий, вулканизма, сцене типов осадков в сходных обстановках. Такая шкала, наряду о общепринятой геохронолога-ческой, является канвой для размещения латостратиграфических единиц^Основные работы автора до теме диссертация.

1. К стратиграфии и фациальной зональности девонских отложений в восточной части Туркестанакого хребта. Вестник Леи.ун-та, № 6, 1965, с.31-40.

2. К геологии палеозойских отложений Сулвк^ааского района (Туркестанский хребет). Вестник Лен.ун-та,№ 24, 1965, о.50-55. (Соавтор Д.А.Старашшн).

3. Западная граница Баубашатинской зоны Юм ого Тянь-Шаня. Вестник 1ен.ун-та,№ 12, 1970, 0.72-77.(Соавтор Ю.А.Талавшанов).

4. Стратиграфия среднего палеозоя Северо-Восточной Фергана. В вн.: "Вопросы стратиграфии", вып.1, 1974, 0,5-24. (Соавтор Г.С.Поршняков).

5. Стратиграфия верхнего палеозоя Северо-Восточной Ферганы. Вестник Лен.ун-та й 24, 1976 , 0.72-84. (Соавтор Л.В.Кущнарь).

6. Табуляты, гелаолитяды и тентавулаты нижнего и ореднего давона опорного разреза по р.Исфара. Дед.ВИНИТИ, Л 319, 1979, 109 с. (Соавтор В.Л.Нлииевич).

6. О палеогеографической и отруктурной позиции некоторых известняковых разрезов Южного Тянь-Шаня. В кн.: "Вопросы стратиграфии", вып.2, Л.,1979, O.I03-II2.

7. Типы разрезов палеозоя Атбаш-Кокшаальского райова Южного Тянь-Шаня. В кн.: "Вопросы стратиграфии", вып.2, Л., 1979, с.89-103. (Соавторы O.E.Зубцов, В.Л.Клишзвич, Г.С.Поршшков,

A.В.Яговкин).

9. Новый тип разреза ореднего палеоаоя Шиой Ферганы. В кн.: "Водрооы отратиграфии", выд.2, I., 1979, O.II2-I3I. (Соавторы В.Б.Горянов, Р.Д.Болгапь и др.).

10. Террагенный девон Нуратау-Алайской миогаооиннлинала. Вестник Лэн.уя-та, К 3, 1980, о.9-20. (Соавторы В.Б.Горавов,

B.Д.Салтовокая, Д.А.Сгаршашш),

- зг -

II» Геологическая обстановка развития шарьяжей в Южной Тянь-Шане. В кн.: "Соотношение геологических процессов в палеозойских складчатых сооружениях Средней Азии". Фрунзе, 1981, с.249-260. (Соавторы Г.С.Порпкялов, Ю.А.Талашаноп. А.В.Яговкин).

12. Тектоничоокие покрова в "седиментациокных мульдах" Северного Нурагау (Западный Узбекистан). Вестник Лен.ун-та, № 24, 19а2, с. 5-II. (Соавтор Р.Р.Усманов).

13. Герциниды Фергапсиого хребта и смежных районов Южного. Тянь-Шаня.JI.,1982,126 о.(Соавторы Г.С.Поршняков, Ю.А.Талашмаяов).

14. Стратифицированные и интрузивные образования Киргизии. Фрунзе, I&32, 614 с. (В коллективе авторов).

15. Биостратиграфичеокие я регионально-стратиграфические подраздзлзкия: кшгераи выделения и прослеживания. Вестник Лен. ун-та, Я 18, 1983, о.5-10.(Соавторы В.Б.Горянов, Г.Я.Крымгольц, В.А.Прозоровский).

IS. К палеозойской истории северной окраины Тарикского континента. В кн.: "Вопросы региональной геологии", вып.З, Л., 1983, с.94-112.

17. Формациоиные комплексы (типы разрезов) среднего палеозоя в Нуратау-Кокшаальских герциявдах. В кн.: "Тектоника Тянь-Шаня и Памира, М., 1983, о.104-108.

18. Сланцевый меланж Майдана я тектонические покровы Южной Ферганы. Веотния Лен. ун-та, 1983, К 6, о.40-45.

19. Герциниды Атбаш-Кокааальокого района Южного Тянь-Шаня. Л., 1985. 190 о. (Соавтора Г.С.Поршняков, С.Е.Зубцов).

20. Bio8brablgraphy ot the Lower and Middle Devonian Beds of the Shakhlmardan river Basin, Southern Jeriiana. "Cour.Forsch..", lust.Senckeaberg, irackfurt, 1985, p.83-92. (KLißhevicU V.L., Savitsky U.V., Eyfrhgora 2.?.).

21. Значение биоотратигрофичеокого метода дет расшифровки геологического строеачя палеозоя Южного Тянь-Шаня. В кн.: Палеонтология и детальная отратиграфяческая корреляция". Л., 1986, о.25-30 (Соавторы В.Б.Горянов, Г.С.Поршняков).

22. Нижний палеозой Южной Ферганы: структурная позиция, стратиграфия, геологичеокая история. Вестник Лен.ун-та, 1987, оср.7, внл.1, 0.3-II.