Основные геодинамические комплексы

- Архейско-нижнепротерозойской, представленной геологическими формациями, слагающими ряд выступов фундамента (Кокчетавский, Шатский, Улутауский, Акбастауский выступы и антиклинории, Актау-Моинтинский и Джунгарского Алатау).

- Рифейско-ордовикской пассивно-окраинной, обнажающейся на поверхности в ряде синклинориев (Марьевском, Калмыккульском, Байконурском) и антиклинориев (Джаркаинагачском).

- Верхнерифейско-ордовикской океанической, слагающей Ишкеольмесский антиклинорий, Степнякский и Джалаир-Найманский синклинорий.

- Кембро-(?)-нижнесилурийской рифтогенно-спрединговой (офиолитовой), наблюдаемой в пределах ряда антиклинориев (Ерментауском, Бощекульском, Майкаинском, Бетпакдалинском), Чингизском мегантиклинории, Джалаир-Найманском, Баянаульском и Селетинском синклинориях.

- Нижнедевонско-франской активно-окраинной (?), представленной континентальными формациями вулканогенного и осадочного (молассовая формация) рядов, образующих девонский вулканический пояс и его СЗ обрамление.

- Фаменско-визейской, представленной карбонатным комплексом.

- Среднекаменноугольно-пермской коллизионной (?), сложенной молассоидной формацией, выполняющей Тенгинскую и Джесказганскую впадины.

- Позднемезозойско-кайнозойской платформенной, слагающей мощный чехол Западно-Сибирской, Северо-Туранской плит и ряда параплакосов (Балхашский и др.), перекрывающих складчатое основание КСТС, и маломощный покров континентальных отложений (элювиальные, делювиальные и др. типы).

В строении герцинской Джунгаро-Балхашской складчатой зоны развиты геологические формации, принадлежащие четырем геодинамическим системам:

- Кембро-ордовикской рифтогенно-спрединговой (офиолитовой), выходящей на дневную поверхность в ядрах антиклинориев (Северо-Балхашского, Спасского, Тектурмасского, Атасуйского, Актау-Моинтинского, Джунгарского Алатау).

- Силурийско-раннекаменноугольной островодужной, отложения которой слагают крылья антиклинориев (Нуринского, Карасорского, Успенского, Жаман-Сарысуского) и ряд антиклинориев.

- Среднекаменноугольно-пермской коллизионной (?) (наземно-вулканогенные формации Балхаш-Илийского пояса), отложения которой выполняют ряд впадин (Токраускую, Калмакэмельскую, Баканасскую, Илийскую).

- Позднемезозойско-кайнозойской платформенной, отложения которой слагают плитный чехол (элювиальные, делювиальные, склоновые и другие) и, в частности, Прибалхашскую впадину (озерные отложения).

- архейско-среднерифейский;

- позднерифейско-раннетриасовый;

- мезокайнозойский.

Геологические комплексы, принадлежащие архейскому этапу, слагают основание Кокчетавского массива (отложения зерендинской серии и ее аналоги в Улутауском массиве и других поднятиях). Восточная граница развития архейского фундамента не установлена.

В раннем протерозое произошло дробление архейского сиалического фундамента и формирование системы прогибов в западной и юго-западной частях Казахского нагорья. Нижние части разреза этих прогибов сложены продуктами размыва архейского фундамента (обломочными кварцитами, кварц-серицитовыми сланцами). Выше эти породы перемежаются с толщами метаморфизованных кислых вулканитов. В некоторых прогибах (Улутау) в средней части разреза присутствуют породы базальто-спилитовой джеспилитовой серии.

Функционировавшая в раннем протерозое Улутау-Терскейская система прогибов с запада и востока обрамлялась выступами сиалического основания (Тургайско-Сырдарьинским и Кокчетавско-Балхашским).

В свекофенскую эпоху отложения раннепротерозойских прогибов подвергались деформациям сжатия, региональному метаморфизму зеленосланцевой фации и гранитизации.

Одновременно с заложением системы грабенообразных прогибов в пределах ВЕП и западной мегазоны Урала в некоторых прогибах в раннем рифее возобновилось погружение и накопились мощные толщи грубообломочных терригенных и карбонатных пород, а также кислых и основных вулканитов. В конце среднего рифея проявилась исседонская фаза складчатости, слабого метаморфизма, повторной гранитизации и становления массивов гранитоидов. Эта фаза завершила формирование докембрийской континентальной коры в западных районах Казахского нагорья.

В начале позднего рифея проявился квазиплатформенный геодинамический режим, выразившийся в образовании на обширных площадях терригенного эпиисседонского чехла.

С середины позднего рифея Казахское нагорье входит в состав формирующегося Урало-Азиатского (Урало-Охотского) подвижного пояса. Позднерифейский-раннетриасовый мегаэтап развития Казахского сегмента этого пояса подразделяется на три крупных этапа.

Этап заложения подвижного пояса фиксируется формированием в западной и юго-западной частях Казахского нагорья прогибов, образующих систему выпуклых к западу грабенообразных впадин, заполнявшихся континентальными грубообломочными отложениями и наземными вулканитами кислого, контрастного или щелочно-базальтового состава.

В венде – начале кембрия эти трогообразные впадины заполнялись морскими, в том числе – глубоководными отложениями. Возраст трогов постепенно омолаживается в восточном направлении от позднего рифея до кембрия и даже ордовика, а степень деструкции континентальной коры возрастает в том же направлении.

В западной (в современных координатах) зоне Казахского нагорья происходило накопление морских вулканогенно-кремнисто-терригенных отложений венда, перекрытих маломощными глубоководными карбонатно-кремнистыми отложениями кембрия и кремнисто-терригенными, нередко флишоидными, а также вулканическими толщами ордовика.

В более восточных зонах мощные серии вулканогенных (в основном базальтового и андезитобазальтового состава), кремнистых и терригенных пород, вероятно, входящих в состав рифтогенно-спрединговой и субдукционной геодинамических систем, фиксируются, начиная с кембрия в одних районах, и раннего ордовика – в других.

В центральных и восточных частях Казахского нагорья в позднем рифее и, вероятно, до ордовика включительно существовала обширная область с океанической корой, «обрамлявшая» с востока (в современных координатах) Западно-Казахстанский континентальный литосферный блок, объединявший современные Кокчетавский, Улутауский и другие более мелкие структуры этого типа.

Время формирования офиолитовой ассоциации в центральных и восточных районах Казахского нагорья датируется ранним ордовиком.

Положение офиолитов в низах разреза многих структур типа антиклинориев дает основание предполагать и более древний (вплоть до вендского) возраст части из них.

В ряде антиклинориев стратиграфически выше офиолитов залегают мощные яшмо-базальтовые, терригенно-кремнистые, граувакковые флишевые и олистостромовые толщи нижнего-верхнего ордовика.

Джунгаро-Балхашская область в позднем рифее – кембрии представляла собой обширный Балхашский континентальный литосферный блок, подвергшийся полному раздроблению лишь в раннем-среднем ордовике.

Формирование офиолитов, наблюдаемых в Тектурмасской и Северо-Балхашской зонах, датируется ранним-средним ордовиком, островодужных комплексов (яшмо-базальтовые, кремнисто-терригенные, олистостромовые, терригенные толщи) – средним ордовиком – силуром.

В конце ордовика (Кокчетав, Улутау), а в областях, расположенных восточнее, – в середине силура происходят мощные складчатые и покровные деформации, сопровождаемые интрузивным гранитоидным магматизмом. В результате формируется обширный серпообразный в плане эпикаледонский Казахстанско-Северотяньшаньский континентальный литосферный блок (массив).

В девонско-раннетриасовый этап развития региона в разных структурах господствовали разнотипные геодинамические режимы.

В пределах Джунгаро-Балхашской области происходило формирование морских терригенных, туфогенно-терригенных или кремнисто-терригенных и континентальных вулканогенных отложений с проявлениями складчатых деформаций и гранитоидного магматизма, связанных с фазами складчатости (тельбесской – на границе раннего и среднего девона, саурской – в середине карбона и саякской – на рубеже карбона и перми).

В конце раннего карбона в этом регионе формируется и функционирует до конца перми – раннего триаса подковообразный Балхаш-Илийский вулканический пояс, частично «вложенный» в аналогичный окраинно-континентальный девонский и участками наложенный на него. В его контурах происходили мощные наземные излияния кислых и в меньшей мере основных, а также субщелочных вулканитов, сопровождаемые формированием интрузий гранитоидов.

В истории развития эпикарельского Казахстано-Северотяньшаньского массива в девонско-пермский этап выделено 4 стадии:

1. Раннедевонская стадия, с которой связано формирование в краевой восточной зоне Казахстанско-Северотяньшаньского массива дугообразного вулканического пояса. В его пределах происходило накопление мощных толщ основных, а позднее и кислых вулканитов, сопровождаемое внедрением комагматичных им гранитоидов.

2. В среднедевонско-франскую стадию возобновились наземные извержения и глыбовые деформации, возникли многочисленные грабены и наложенные впадины, заполнявшиеся континентальными красноцветными грубообломочными молассами.

3. В фаменско-раннекаменноугольную стадию происходит общее слабо дифференцированное опускание территории и накапливаются «квазиплатформенные» мелководно-морские карбонатные и терригенно-карбонатные осадки, в некоторых грабенообразных впадинах (Каражальский прогиб, Сарысу-Тенгизский грабен и др.) – относительно глубоководные глинисто-кремнисто-карбонатные отложения, несущие гидротермально-осадочное железо-марганцевое оруденение. В северо-восточной части массива в визейско-серпуховское время, а в Карагандинском прогибе также в среднем и позднем карбоне формировались паралические и лимнические угленосные толщи.

4. Среднекаменноугольно-пермская стадия характеризовалась проявлением дифференцированных тектонических движений.

Мезокайнозойский этап развития большей части Казахстано-Северотяньшаньской области характеризуется проявлением относительно спокойного платформенного режима развития, общим преобладанием слабого воздымания и широким проявлением процессов пенепленизации и образования кор выветривания.

Платформенное развитие региона дважды осложнялось проявлением процессов тектоно-магматической активизации, протекавших в эпиплатформенном орогенном геодинамическом режиме.

В ранней-средней юре в условиях растяжения возникли многочисленные впадины, заполнявшиеся лимническими угленосными толщами молассового типа, и сопряженные с ними поднятия, служившие в это время источниками обломочного материала. В конце юры эти отложения подверглись складчатым и взбросо-надвиговым деформациям.

В неоген-четвертичное время, после длительной эпохи платформенного развития (мел-палеоген), ЮВ часть региона вновь была охвачена интенсивными сводово-глыбовыми движениями, в результате проявления которых возникли несколько высокогорных (Джунгарский Алатау) и среднегорных (Тарбатагай) сооружений и сопряженных с ними впадин и грабенов, выполненных континентальными молассами.

Более слабые дифференцированные воздымания и относительные опускания испытали и некоторые другие районы Казахского нагорья (Улутау, Каркаралинские горы, хребты Чингиз и Балхашская, Алакульская и Текизская впадины).

Полезные ископаемые.

Черные металлы. Месторождения железа известны в Улутауском массиве и приурочены к карпаксайской джеспилитоносной серии раннего протерозоя.

В фаменско-нижнетурнейских глинисто-кремнисто-карбонатных отложениях (месторождения Каражал, Жайрем) и красноцветных терригенных отложениях (месторождение Джезды) известны стратиформные эксгаляционно-осадочные железомарганцевые месторождения.

Из цветных камней на территории Казахского нагорья наиболее интересными являются месторождение жадеита (Итмурундинское) в офиолитах, месторождение хризопраза в мезозойских корах выветривания на ультрамафитах и многочисленные месторождения и проявления агатов, пространственно и генетически связанные с вулканогенными отложениями вулкано-плутонических поясов девонского и каменноугольного возраста.

- складчатое сооружение Памира;

- Южно-Таджикская впадина и Байсун-Кугитанское поднятие;

- Южно-Туранская платформа;

- Туркмено-Хорасанская складчатая область;

- складчатое сооружение Горного Крыма.

По данным ГСЗ поверхность Мохоровичича в пределах Памира находится на глубинах от 60 до 75 км.

Севернее ПСО находится складчатое сооружение Южного Тьнь-Шаня, южнее – Восточно-Гиндулушская зона складчатого сооружения Гималаев (приложение _).

Северо-западнее ПСО находится Таджикская предгорная (?) впадина, представленная серией близмеридиональных прогибов (Сурхандарьинского, Вахшского и Кулябско-Предпамирского), разделенных антиклинориями (Нафирниганским и Обигармским). Прогибы сложены неоген-четвертичным молассовым комплексом, антиклинории – мел-палеогеновыми отложениями.

Еще западнее находится Байсун-Куштанская складчатая зона, сложенная в основном неоген-четвертичными молассами с блоками меридионального направления, представленными мезозойско-палеогеновыми отложениями и выступами докембрийского и палеозойского фундамента. Далее на запад следует область развития платформенных отложений Южно-Туранской плиты.

От Южно-Тяньшаньской системы и Таджикской впадины ПСО отделяется Памиро-Алтайской складчатой зоной (в контурах которой расположена неоген-четвертичная молассовая впадина Алайской долины), сложенная отложениями верхней перми - палеогена.

ПСО состоит из ряда дугообразных, выпуклых к северу тектонических зон, характеризующихся сложной складчато-надвиговой и покровной структурой. Эти зоны объединяются в две мегазоны, или системы: Северо-Памирскую герцинскую и древнекиммерийскую и Южно-Памирскую позднекиммерийскую и альпийскую.

В пределах Северо-Памирской мегазоны шириной 80-100 км выделены зоны:

- Калайхумбская, сложенная в разных подзонах метаморфическими породами докембрийского кристаллического фундамента, толщами кварц-аркозовых песчаников и сланцев венда-ордовика и карбонатных пород ордовика-силура, зонами серпентинитового меланжа и толщами основных и дифференцированных вулканитов нижнего карбона, интенсивно деформированных (с формированием покровных структур) и прорванных интрузиями плагиогранитов, средне-верхнекаменно-угольными и пермскими терригенными отложениями, часто флишоидными, лагунно-континентальными груботерригенными с прослоями основных и средних вулканитов толщами триаса, смятые в более пологие складки;

- Каракульская, представленная терригенно-карбонатными отложениями и мощными толщами основных и средних вулканитов нижней и верхней перми, прорванными интрузиями позднепермских или триасовых гранитоидов;

- Дарваз-Сарыкольская, сложенная вулканогенными породами основного и кислого состава и терригенно-карбонатными толщами нижнего палеозоя и очень мощными (6-10 км) песчано-сланцевыми отложениями среднего-верхнего палеозоя, смятыми в складки и прорванными телами позднепермско-триасовых гранитоидов;

Отложения юры-кайнозоя в Северо-Памирской мегазоне отсутствуют, за исключением четвертичных континентальных осадков.

Отложения, слагающие Северо-Памирскую мегазону, по Акбайтальской (Танымасской) зоне разломов взбросо-надвигового типа были надвинуты на Южно-Памирскую.

В контурах Южно-Памирской мегазоны выделены следующие структурные элементы (зоны) шириной до 200 км:

- Центральнопамирская зона представлена отложениями верхнего протерозоя, метаморфизованными в Р-Т условиях зеленосланцевой, реже – амфиболитовой фаций, терригенно-карбонатными отложениями венда, палеозоя, нижнего и среднего триаса, слагающими квазиплатформенный эпипалеозойский чехол, более мощными существенно терригенными отложениями верхнего триаса - средней юры (сформированы в пассивно-окраинной (?) обстановке) и карбонатными отложениями бата – верхней юры и, наконец, - красно- и пестроцветными молассовидными и флишоидными отложениями нижнего мела – сеномана, карбонатно-терригенными отложениями верхнего мела и обломочно-вулканогенными – палеогена; зона характеризуется покровно-складчатой структурой, сформированной в конце палеогена – начале неогена перемещенными с севера тектоническими покровами, и наличием интрузий субщелочных гранитоидов;

- Рушано-Пшартская зона (узкая и прерывистая) представлена каменноугольными-пермскими терригенными отложениями, карбонатными толщами верхней перми и кремнисто-граувакковыми (с олистолитами палеозойских пород) и эффузивными (вулканиты субщелочного базальтового и андезитобазальтового состава) породами триаса и юры, слагающими рифтовую зорну, разделяющую зоны центрального Памира и Юго-Восточного Памира; южная граница зоны маркирована протрузиями (?) ультрамафитов и представляет собой разрывное нарушение взбросо-надвигового типа, падающее на юго-юго-восток;

- Зона Юго-Восточного Памира сложена флишоидной терригенной толщей карбона, карбонатно-кремнисто-терригенными толщами с основными вулканитами верхней перми - триасса, карбонатно-терригенными отложениями лейаса-доггера, карбонатными отложениями мальма, смятыми в пологие брахиформные складки и прорванными интрузиями меловых и палеогеновых гранитоидов.

- Зона Юго-Западного Памира (отделена от киммерийско-альпийской Восточно-Гиндукушской складчатой зоны Южно-Памирским разломом) представляет собой высоко приподнятый кристаллический массив, продолжающийся на запад в Афганистан.

-Восточно-Гиндукушская зона (носит название Нуристанской) сложена в основном глубокометаморфированным гнейсовым комплексом архея, на северо-востоке – метаморфитами верхнего протерозоя, прорванными в олигоцене- раннем миоцене пластообразными телами гранитоидов (Шугнанский батолит); предполагается существование на кристаллическом массиве палеозойско-триасового чехла, ныне разрушенного.

История геологического развития. В истории развития Памира выделяется два этапа:

- архейско-раннепротерозойский;

- позднепротерозойско-кайнозойский.

Архейские и протерозойские структурно-вещественные комплексы на дневной поверхности наблюдаются в пределах кристаллического массива Юго-Западного Памира. Это гранат-биотитовые, амфибол-биотитовые и высокоглиноземистые гнейсы, в меньшей степени – кристаллические сланцы, амфиболиты и кварциты, объединяемые в ваханский комплекс общей мощностью до 10-14 км. Наиболее древние реликтовые датировки (2,7 млрд.лет) указывают на архейский возраст исходных пород, более молодые (от 1,4-1,6 млрд.лет до 10-30 млн.лет) – на время проявления наложенных процессов метаморфизма амфиболитовой фации протерозойского и кайнозойского (зеленосланцевая фация) диафтореза.

Во временных контурах позднепротерозойско-кайнозойского мегаэтапа выделяются четыре этапа:

- байкальский;

- каледонско-герцинский;

- позднекиммерийский;

- альпийский.

Необходимо отметить, что по современным представлениям северная и южная мегазоны Памира до юрского (?) периода входили в состав обрамления Евразийского (северная) и Гондванского (южная) суперконтинентов, разделенных Средиземноморским подвижным поясом.

Байкальский этаж в мегазоне Северного Памира представлен в южной подзоне Калайхумбской зоны толщей предположительно позднепротерозойского возраста, сложенной кварц-слюдяными сланцами и парагнейсами с прослоями амфиболитов, мраморов и кварцитов мощностью более 5 км.

Байкальский этап в конце рифея завершился складчатостью и региональным метаморфизмом в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций, в том числе проявлением ретроградного метаморфизма в отложениях архея и раннего протерозоя.

Каледонско-герцинский этаж в своей нижней венд-девонской части как в северной, так и в южной мегазонах представлен в основном осадочными отложениями пассивно-окраинного типа.

Венд-ордовикский разрез Висхарвской подзоны Калайхумбской зоны Северного Памира представлен толщей кварцевых и аркозовых песчаников и глинистых сланцев (2,5 км), в Дарваз-Сарыкольской зоне – вулканитами кислого и основного состава (трахириолиты, дациты, альбитофиты, порфиры, диабазы, сиениты) и, выше, терригенными и карбонатными породами (до 3 км).

В Южно-Памирской мегазоне (Центрально-Памирская зона) известны толщи кварцитовидных песчаников венда-нижнего кембрия, перекрытые известняками среднего кембрия – нижнего ордовика и песчано-сланцевой толщей среднего-верхнего ордовика.

Силур и девон на Северном Памире сложены толщей карбонатных пород с прослоями глинистых сланцев и песчаников, на Южном Памире (Центрально-Памирская зона) – карбонатными толщами с редкими прослоями туфов, лав основного, среднего и субщелочного состава.

Офиолиты венд-девонского возраста на Памире неизвестны, однако вполне вероятны в зонах разломов, ограничивающих структурно-форматирующие его зоны.

Верхняя часть каледонско-герцинского разреза описываемого этажа на Северном Памире представлена:

- в Калайхумбской подзоне одноименной зоны – раннекаменноугольными недифференцированными подушечными базальтами с прослоями кремней и серпентинитовым меланжем, принадлежащими офиолитовому геодинамическому комплексу, сменяющимися выше по разрезу породами дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитового состава и олистостромовой толщ нижнего карбона, фиксирующими смену геодинамического режима на субдукционный (энсиматических островных дуг);

- в Висхарвской подзоне Калайхумбской зоны – толщей туфосланцев, туфов и лав риолит-дацитового состава с субвулканическими телами и прослоями известняков турне-визе (до 1,5 км), перекрытой толщей известняков с прослоями кислых и основных вулканитов и терригенных пород серпуховского яруса (до 1 км) и песчано-сланцевой толщей кварцевых альбитофиров среднего-верхнего карбона (до 1,5 км), сформированных также в области проявления субдукционного геодинамического режима.

В конце раннего – начале среднего карбона в Калайхумбской зоне проявлены процессы складко- и покровообразования и формирования интрузий плагиогранитов.

Выше залегают конгломераты, песчаники, глинистые сланцы и известняки с пачками туфов и лавобрекчий среднего карбона (до 0,5 км), перекрытые толщей известняков среднего-позднего карбона (до 0,4 км). В Дарваз-Сазынольской зоне карбон представлен мощными песчано-сланцевыми (глаувакковыми) толщами с карбонатными прослоями. Можно предполагать, что эти толщи сформировались в коллизионной геодинамической обстановке.

На Южном Памире в Центрально-Памирской зоне к карбону и нижней перми относятся маломощные (0,3-0,5 км) карбонатные отложения, в Юго-Восточной – толща алевролитов и аргиллитов с прослоями гравелитов, вулкано-глыбовых конгломератов ледникового происхождения, а также базальтовых и андезитодацитовых лав общей мощностью до 1,5-2 км. Геодинамическая принадлежность этих отложений не определена, но наиболее вероятным является их формирование на северной (в современных координатах) пассивной континентальной окраине одного из гондванских континентальных блоков (палеомикроконтинента) – блока Юго-Западного Памира.

Пермотриасовая история Северного и Южного Памира также различаются.

На Северном Памире в ранней перми в обстановке растяжения происходит накопление мощных фациально изменчивых терригенных толщ, которые в Каракульской зоне замещаются вулканитами основного и среднего состава. В западной части Калайхумбской зоны пермь представлена флишоидными песчано-алеврито-глинистыми отложениями с прослоями конгломератов и телами рифовых известняков (до 4 км), выше – пестроцветными песчаниками и аргиллитами с прослоями конгломератов, известняков, доломитов, гипсов и линзами галита (до 0,5 км). В Каракульской зоне пермь сложена лавами и пирокластолитами основного и среднего состава мощностью до 2 км, фациально замещаемыми терригенно-карбонатными, а в самой южной части Дарваз-Сарыкольской зоне – песчано-глинистыми отложениями.

Триасовые отложения выражены красно- и пестроцветными континентальными молассами с потоками андезитовых лав, горизонтами туфов, туфопесчаников и туфоконгломератов мощностью до 2,5 км. В конце перми-триаса в этой области проявлялись деформации сжатия, приведшие к созданию складчатой структуры и формированию интрузий калиевых гранитоидов (230-190 млн.лет) и, на северном фланге Северо-Памирского складчатого сооружения – моласс. Таким образом, Северный Памир относится к древним киммеридам.

На Южном Памире в центральной зоне пермь представлена маломощной (0,2-0,3 км) толщей известняков с прослоями терригенных пород.

В Рушано-Пшартской зоне нижняя пермь представлена мощной (до 2 км) терригенной толщей с лавами базальтового (спилиты), пикрит-базальтового и андезитового состава. В одном из тектонических окон в пределах зоны В.А.Швольманом обнаружены триасовые офиолиты.

В зоне Юго-Восточного Памира нижняя пермь сложена терригенными породами, верхняя ее часть – мелководными органогенными известняками.

Граница триаса и юры – период проявления деформаций сжатия, наиболее проявленных в зоне Юго-Восточного Памира. В Рушано-Пшартской зоне с этим рубежом связано внедрение интрузий гранодиоритов.

В посттриасовое время Дарвиз-Сарыкольская зона (южная периферия Северного Памира) представляла собой приподнятый северный борт океанического бассейна (бассейнов), расположенного между литосферными блоками Северного и Южного Памира.

Отложения юры-неогена на Северном Памире не сохранились.

В пределах Южно-Памирского блока разрез юры представлен:

- в Центрально-Памирской зоне – пестроцветной толщей конгломератов с прослоями мергелей и известняков, выше – толщей андезитобазальтовых лав и туфов или флишоидами, бат и мальм – карбонатными отложениями (до 0,5-1 км);

- Рушано-Пшартской зоне – кремнисто-граувакковыми толщами;

- в зоне Юго-Восточного Памира – толщей мелководных карбонатных отложений (до 1,5-2 км), выше – карбонатной толщей верхней юры (до 1 км).

На Южном Памире на границе юры и мела проявлена фаза интенсивного складкообразования.

Меловые и палеогеновые отложения отлагались в узких, часто приразломных прогибах. Они представлены грубообломочными красноцветными континентальными отложениями и мелководно-морскими флишоидно-молассоидными образованиями с пачками кислых (в мелу) и средних-кислых (в палеогене) вулканитов. Плиоцен и эоцен на Центральном Памире сложены терригенно-вулканогенными отложениями мощностью до 2-3 км. В одних разрезах преобладают пестроцветные терригенные отложения, в других – туфопесчаники, туфы и лавы сидеритов, андезитобазальтов и, реже, риолито-дацитов. Олигоцен-миоценовые отложения представлены оливиновыми и щелочными базальтами и трахибазальтами, туфопесчаниками и конгломератами.

В олиоцене-неогене произошла коллизия Южно-Памирского и Северо-Памирского литосферных блоков.

С ней связано проявление интенсивных надвигово-покровных деформаций и формирование интрузий гранитоидов.

В олигоцене-миоцене на Юго-Западном Памире произошло становление огромного Шутнанского баолита, на Центральном Памире – мелких тел субщелочных гранитов, на Юго-Восточном Памире – малых интрузий щелочного состава.

В квартере территория Памира испытала общее резко дифференцированное воздымание амплитудой до 5-7 км.