CC BY
122
УДК 551.732+733 (235.216)
А. В. Неевин, Г. С. Бискэ, И. А. Неевин
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2011. Вып. 2
СТРАТИГРАФИЯ НИЖНЕГО ПАЛЕОЗОЯ СЫРДАРЬИНСКОГО КОНТИНЕНТАЛЬНОГО МАССИВА В ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ СРЕДИННОГО ТЯНЬ-ШАНЯ В СВЯЗИ С ВОПРОСАМИ ПАЛЕОГЕОГРАФИИ И ГЕОДИНАМИКИ
Сырдарьинским микроконтинентом (массивом, террейном [1]) мы будем называть фрагмент докембрийской континентальной коры, входящий ныне в состав Срединного Тянь-Шаня и равнинных Кызылкумов (рис. 1, А). Его фундамент испытал позднерифей-скую тектоно-термальную переработку в составе активной окраины восточной Гонд-ваны и подвергся затем рифтингу с проявлениями щелочно-бимодального магматизма вплоть до раннего венда [2, 3, 4]. К венду относится также образование диамиктитов, или тиллоидов, которые чаще рассматриваются как связанные с глобальным ранневендским оледенением. Приблизительно с начала кембрия и до конца среднего ордовика территория Сырдарьинского массива была стабильной и покрывалась чехлом кремнистоглинистых и карбонатных осадков, а затем в результате каледонской амальгамации массив стал южной частью континента Палеоказахстана, вместе с которым с конца палеозоя вошел в состав Лавразии.
Предметом нашего исследования является стратиграфия и формационные особенности осадочных толщ нижнего палеозоя в чехле крайней восточной части Сырдарьин-ского микроконтинента — точнее, той его части, которая сохранилась в современной структуре Срединного Тянь-Шаня в верховьях рек Малый Нарын и Аксу (Сарыджаз). Следует иметь в виду, что нижнепалеозойский чехол в результате коллизионных событий, главным образом в карбоне, оказался частично сорванным с более древних образований и собранным в систему тектонических чешуй, иногда вместе со средним палеозоем, что с разной степенью точности отражено на детальных геологических картах района (рис. 1, А, Б, В; 2). Современное залегание этих чешуй крутое, до опрокинутого.
1. Стратиграфия нижнего палеозоя. Корреляция и номенклатура местных стратиграфических подразделений показаны на рис. 3.
Шорторская серия была выделена в ранге свиты В. Г. Королёвым [5] в бассейне р. Арчалы на северном склоне хребта Джетым, где она вскрывается между долинами ручьёв Шортор и Курменты. Впервые эти отложения описаны были в составе свиты Джетым-Тау С. С. Шульцем [6]. В стратотипической местности они первоначально подразделялись на четыре свиты: а) «верхние» тиллитоподобные конгломераты, б) кремнистую, в) карбонатную свиту и г) свиту глинистых и кремнистых сланцев. Позже было показано [7], что нижняя тиллоидная свита должна быть исключена из этого ряда как иное по происхождению и докембрийское по возрасту подразделение, а остальные два (В. В. Шабалин) или три члена действительно составляют единую последовательность — шорторскую серию, которая относится к кембрию — нижнему ордовику. Кремнистая свита получила название курментинской, карбонатная — кызылкиндыкской; верхняя, глинисто-кремнистая свита в дальнейшем все же картировалась в составе шорторской серии и получила наименование кокбельской [8]. Мощность серии колеблется в пределах 100-700 м [9].
© А. В. Неевин, Г. С. Бискэ, И. А. Неевин, 2011
ю
ю
А
41°40'
Рис. 1. Схема геологического строения восточной части Срединного Тянь-Шаня:
А — верховья р. Малый Нарын и р. Арчалы; Б — бассейн р. Сарыджаз. (С использованием материалов И.Л. Захарова, Л.Н.Мозолева и др.). А: 1 — кайнозойская континентальная моласса; 2-8 — Срединный Тянь-Шань: 2 — средний девон — нижний карбон, песчаники, известняки, доломиты; 3 — кембрий — средний ордовик, кремнистые и глинистые сланцы, известняки, доломиты шорторской серии; 4 — ордовик, песчаники, алевропелиты олджобайской и ичкебашской свит; 5 — верхний ордовик, конгломераты, песчаники, алевролиты, известняки тезской свиты; 6 — кембрий и ордовик, нерасчлененные; 7 — венд, тиллоидные конгломераты, песчаники, алевролиты; 8 — верхний протерозой, магматические и метаморфические образования; 9 — палеозой и докембрий Северного Тянь-Шаня; 10 — раннепермские граниты; 11-13 — разрывные нарушения: 11 — северная граница Срединного Тянь-Шаня, частично унаследованная кайнозойским надвигом; 12 — прочие кайнозойские надвиги; 13 — герцинские надвиги и сдвиги. 14 — залегание пластов палеозоя, нормальное и опрокинутое. 15 — линии и номера разрезов (см. в тексте).
В: контур Сырдарьинского террейна (крап) на фоне современных выходов домезозойского фундамента региона. ТФ — Таласо-Ферганский правый сдвиг. Буквами (А, Б) показано расположение изображенных участков.
ю
2000
1500
1000
1км
Л
Рис. 2. Обобщенный геологический профиль вдоль р. Сарыджаз в среднем ее течении.
1 — песчаники (конгломераты), 2 — алевропелиты, 3 — кремнистые сланцы, 4 — известняки, 5 — гней-со-граниты, 6 — разрывы (надвиги, частично сдвиги), 7 — нормальное залегание пластов в турбидитах по литологическим признакам. Индексами обозначены: (2 — четвертичный аллювий, 03 — тезская свита, 0[_2 — олджобайская свита, €-0[ — шорторская серия, РЯ — метаморфический комплекс Куйлю. Цифрами показаны интервалы, изученные полевыми разрезами (см. также рис. 3).
&
аз
ш
ш
о
С[
о.
о
ашгилл хирнант.
катский
карадок
сандбийск.
лланв. дарривилл.
а р е н и г
дапинский
флоский
тремадок
\
Ичкебашская свита
Гр 118
Гр 125
Тезская
свита
о.
аз
о
к
га
“О-
о.
о
I-
о_
о-
3
—І “І-1 перерыв
а
и
. Гр 119
Кокбельская
свита
Олджобайская свита
• Рад 130
; кон 1зо, * 126
ю
о
о.
о
т
Ц
§
верхн
среди
нижн
; Рад 122-126,128
0
ю
>*
Е*
л
1 с 0)
ё 3 2
О.
ю
2
о
X
о.
ш
со
а.
о
Кызылкиндыкская свита
. Тр 122
Курментинская свита
О)
со
Байконурская(тиллоидная) свита
Рис. 3. Схема стратиграфической корреляции отложений нижнего палеозоя для востока Срединного Тянь-Шаня.
Показаны уровни палеонтологических находок: гр — граптолиты, кон — конодонты, рад — радиолярии, тр — трилобиты.
В качестве младшего синонима шорторской серии мы рассматриваем опубликованное позже [10] название «беркутская свита», употреблявшееся еще ранее при геологическом картировании в бассейне р. Сарыджаз и также отягощенное различным пониманием. Наиболее детальное описание этой свиты, сделанное В. А. Грищенко по результатам геологической съёмки м-ба 1:50000 в междуречье Оттук — Сарыджаз, указывает на тождественное с шорторской серией трехчленное деление с карбонатной частью в середине, весьма близкий вещественный состав и стратиграфический объем. По существу это признается и в сводных изданиях [9, с. 81; 11]. К западу от стратотипического района шорторская серия распространена на северном склоне хр. Байбиче-Тоо и в восточном окончании хр. Кара-Тоо, где картировалась под названием байдамтальской свиты. В более западных районах Срединного Тянь-Шаня (Сандалашский, Пскемский и Таласский хребты) выделяется сандалашская свита — фактически, также серия, которая по составу лишь незначительно отличается от шорторской [9]. Формально название «сандалашская» также может рассматриваться как младший синоним, однако его целесообразно сохранить ввиду более полной фаунистической характеристики [12].
Подразделения шорторской серии охарактеризованы в [8], однако нуждаются в избрании стратотипов. Наши материалы позволяют представить следующую их характеристику.
Курментинская свита (нижний кембрий) повсеместно залегает на тиллитоподоб-ных мелкогалечных конгломератах байконурской свиты венда. Стратотипом курмен-
тинской свиты по наименованию должен считаться разрез (116) по ручью Сев. Курмен-ты, левому притоку р. Арчалы [7]. Подошва свиты здесь тектонически сорвана, нижняя часть разреза представлена пачкой чёрных плитчатых кремней (лидитов) мощностью до 5-10 м. Выше лидиты включают пачки до 2-3 м углеродисто-глинистых сланцев с повышенным, по материалам поисково-съемочных работ, содержанием ванадия, урана и молибдена. Общая видимая мощность — 48 м.
Согласный стратиграфический контакт с подстилающей тиллоидной байконурской свитой вскрывается на правом борту руч. Кызыл-Киндык, также левого притока р. Ар-чалы (114). Здесь нижняя граница свиты с подстилающей байконурской свитой — согласная. На мелкогалечных конгломератах, серых, зеленоватых и бурых, залегают те же кремни, чёрные тонкослоистые и плитчатые, с редкими прослоями кремнистых сланцев. В кровле свиты кремни содержат радиолярии, определить которые не удалось. Ранее в курментинских кремнистых породах указывались находки кембрийских губок [13]. Кремни мощностью 81 м перекрываются согласно плитчатыми известняками кызыл-киндыкской свиты.
В Сарыджазском районе полный разрез курментинской свиты имеется по руч. Кичи-Олджобай, левому притоку р. Оттук (122, см. рис. 1, Б). Здесь выше пёстрых тонкоплитчатых глинистых и глинисто-кремнистых алевролитов с прослоями тонкозернистых песчаников (джакболотская свита, венд) согласно залегают чёрные кремни, от тонкослоистых до массивных, с редкими глинистыми прослоями. Выше по разрезу их количество резко увеличивается, появляются чёрные глинисто-известковистые и глинисто-кремнистые (шиферные), редко — битуминозные разности. В средней части свиты выделяется пачка серых углеродисто-глинистых и глинисто-кремнистых сланцев мощностью 35 м, содержащих редкие линзовидные прослои чёрных глинистых известняков мощностью 1-2 м. К сожалению, нельзя исключить тектонического повторения разреза, что привело к увеличению видимой мощности до 500 м.
Кызылкиндыкская свита (средний — верхний кембрий). В стратотипической местности, на правом берегу руч. Кызыл-Киндык (левый приток р. Арчалы), свита представлена серыми известняками, доломитизированными известняками с пачками, линзами углеродисто-глинистых и глинисто-карбонатно-кремнистых сланцев [7]. Разрез расположен в труднодоступном месте и не имеет верхней границы. По этим причинам были составлены два других, смежных пересечения: на левом берегу р. Арчалы, в междуречье ручьёв Кызыл-Киндык и Шортор (117), и на правом берегу руч. Шортор (118) (см. рис. 1, А). Одно из них (118) предлагается в качестве гипостратотипа. Разрез в нижней части (подошва не наблюдалась) образован известняками чёрными толсто-грубослоистыми, редко — плитчатыми, пелитоморфными (микриты) участками с мелким детритом из раковин гастропод. В средней части характерны серые грубозернистые калькарениты, тонкоплитчатые, участками с примазками углеродистого материала, мощностью 4-9 м, а также конгломератовидные известняки. Последние состоят из округлых карбонатных конкреций яйцевидной формы размером до 10-20 см, сцементированных карбонатным материалом, и являются, скорее всего, перемещенными водорослевыми постройками. В верхней части разреза свиты известняки чёрные, тонкослоистые, нередко плитчатые, пелитоморфные, реже мелкообломочные, содержат прослои чёрных плитчатых из-вестковистых алевролитов и глинистых сланцев мощностью по 0,3-0,4 м. Здесь на трех уровнях из верхних 50 м мощности обнаружены раковины трилобитов Prochuangiа sp., Proceratopyge sp., Lotagnostus americanus (Billings) (=Lotagnostus asiaticus Traedsson), по
определению М. Гхобади Пур относящиеся к позднему кембрию. По-видимому, отсюда же происходят сборы верхнекембрийских трилобитов, сделанные В. Г. Королевым [8]. Мощность не менее 238 м. По разрезу 117 переслаивание сланцев с караваеобразными желваками и известняков наблюдалось уже в нижней части свиты.
В бассейне р. Сары-Джаз кызылкиндыкская свита была изучена в полном объёме по разрезу 122 (руч. Кичи-Олджобай, левый приток р. Оттук, см. рис. 1, Б). Основной фон здесь составляют глинистые, глинисто-кремнистые и известково-глинистые сланцы, переслаивающиеся с черными тонко- и среднеслоистыми кремнями (фтанитами). Среди них развиты горизонты тёмно-серых битуминозных тонко-среднеслоистых пелитоморф-ных известняков, окремнённые радиоляриево-спикуловые разности известняков и известняковые брекчии с детритом из раковин брахиопод и трилобитов, в том числе позднекембрийских (определение М. Гхобади Пур, Л. Е. Попова) Lotagnostus asiaticus Troedsson, которые здесь появляются уже в 30 м от подошвы свиты. Общая ее мощность — 263 м.
Ранее опубликованные палеонтологические данные (В. И. Гончарова и др., см [8]) определяют объем свиты в пределах верхней части майского яруса и главным образом верхнего кембрия, хотя полный разрез этого интервала не подтвержден. По-видимому, лишь нижняя часть известняков может отвечать майскому ярусу, что указывалось также для близкой по строению сандалашской свиты (серии) в западном Тянь-Шане [9].
Кокбельская свита (нижний — средний ордовик). Согласно первоначальному описанию Е. И. Зубцова и Е. И. Зубцовой [8], стратотипической местностью для этой свиты следует считать южный склон хр. Джетым в районе перевала Кокбель. Разрез свиты здесь труднодоступен и тектонически осложнен, вследствие чего в кокбельскую свиту были включены песчано-алевролитовые и железисто-марганцевые породы другого возраста. Наименование «тамдысуйская свита» [9], употреблявшееся для близкого интервала разреза, также не является удачным из-за формационной неоднородности указанного объема (включает подстилающие кызылкиндыкские известняки и пестрые сланцы олджо-байской свиты) и сложной тектоники в стратотипической местности.
Нами предлагается лектостратотипический разрез (117), расположенный на левом берегу р. Арчалы, в междуречье Кызыл-Киндык — Шортор (см. рис. 1, А), где кокбель-ская свита с постепенным переходом без заметных следов перерыва залегает на кызыл-киндыкской.
В нижней части свиты развиты чёрные глинистые сланцы с тонкими прослоями светло-серых пелитоморфных и чёрных глинистых известняков с вкрапленностью пирита, затем черные известняки и глинистые сланцы переслаиваются. В средней части разреза те же чёрные глинистые сланцы содержат многочисленные створки беззамковых брахиопод, а известняки встречаются в виде линз. В верхах свиты сланцы тёмно-серые кремнистые, с радиоляриями, полосчатые, переходят в чёрные кремни, а завершают разрез чёрные известковистые алевро-песчаники, с карандашной отдельностью переходящие в тонкозернистые песчаники. Среди них развиты линзовидные прослои чёрных (бурых с поверхности) тонко-среднеслоистых мелкообломочных, пиритизированных известняков. Общая мощность кокбельской свиты по разрезу — 158 м.
В Сарыджазском районе по разрезу 122 (руч. Кичи-Олджобай, см. рис. 1, Б) свита представлена главным образом чёрными плитчатыми кремнями с тонкими пакетами чёрных, белёсых и бордовых углеродисто-глинистых сланцев. Мощность свиты — 392 м. Из кремнистых пород в этом и других пересечениях (122-126, 128) выделены радиолярии, коллекцию которых предварительно просмотрел Т. Данелян (Department of Earth
Sciences, University of Lille, France): по его мнению, представленные формы относятся к тремадокскому ярусу ордовика. Поскольку выше по разрезу следуют ритмично-наслоенные пестроцветные отложения (олджобайская свита, см. ниже), объем кокбельской свиты здесь близок к тремадоку. Однако в более западных районах, включая хребты Джетымтау и Кокийрим, кокбельская свита включает также более молодые слои вплоть до нижнего лланвирна, т. е. дапинского — дарривиллского ярусов современной шкалы, что показано многочисленными сборами беззамковых брахиопод и граптолитов: по заключениям А. М. Обута и М. Б. Зимы, последние относятся к зонам Didymograptus exten-sus — D. hirundo [9, с. 141].
Олджобайская свита (нижний — средний ордовик). В качестве вещественного тела эта единица впервые была выделена в составе беркутской свиты как пачка яшмовидных кремнистых сланцев [14], современное название употреблялось В. Г. Королёвым с 1954-1955 гг. [10]. Стратотипической местностью является руч. Олджобай, левый приток р. Оттук, на южном склоне хребта Терскей-Алатоо. Доступность разреза неудовлетворительная, он осложнен серией разрывов северо-восточного простирания, поэтому в качестве лектостратотипа мы предлагаем разрез (130, см. рис. 1, Б), изученный по правому берегу р. Сары-Джаз, в междуречье руч. Музбулак — Чон-Беркут. Здесь наблюдаются нормальные стратиграфические соотношения как с подстилающей кокбельской, так и перекрывающей ичкебашской свитой.
В предлагаемом разрезе свита имеет трёхчленное строение. Нижняя пачка (подсви-та) согласно залегает на чёрных кремнях и углеродисто-кремнисто-глинистых сланцах кокбельской свиты, несколько отличаясь от них по окраске. Она представлена тонкоритмичным чередованием тёмно- и зеленовато-серых алевролитов, чёрных глинисто-кремнистых сланцев с редкими прослоями плитчатых кремней. Среди алевролитов встречаются редкие линзы доломитизированных известняков и прослои песчаников. Песчаники аркозовые (содержат до 60% обломков полевых шпатов), с примесью акцессорных амфибола, пироксена, биотита, циркона, апатита, что должно указывать на начало размыва кристаллического докембрийского фундамента. Мощность нижней пачки — 161 м.
Средняя, пёстрая кремнисто-алевролитовая пачка (78 м) сложена сургучными, вишнёвыми, зеленовато-серыми алевролитами с прослоями голубовато-серых, зелёных полосчатых кремней с радиоляриями, которые Т. Данелян считает нижне-среднеордовикскими. Характерной особенностью этой части свиты является присутствие в зелёных кремнях и кремнистых алевролитах многочисленных, видимых на плоскостях напластования конодонтов, известных в интервале зон Paroistodus proteus — Prioniodus elegans (верхи тремадокского — низы флоского ярусов). Из них вблизи кровли пачки Т. Ю. Толмачевой определены Paracordylodus gracilis Lindstrom, Drepanodus arcuatus Pander, Parois-todus proteus (Lindstrom), Prioniodus elegans Pander и Oelandodus elongatus (van Wamel) (Danelian et al., in press). Мощность этой пачки 78 м.
Верхняя, также пёстрая, но уже кремнисто-терригенная пачка является флишоид-ным переслаиванием зеленовато-серых мезомиктовых кварцевых, аркозовых, аркозо-граувакковых песчаников и серых или сургучно-красных алевролитов. По результатам изучения состава песчаников в шлифах содержание обломков полевых шпатов в песчаниках сильно варьирует, явно вулканические обломки редки, но заметна примесь рудного минерала, сфена, циркона, апатита, рутила. Нередки песчаники с известкови-стым цементом. Согласно неопубликованным аналитическим данным по штуфным пробам (В. И. Кнауф, 1954 г.), содержание железа в алевролитах иногда превышает 10%.
Характерны красновато-бурые яшмы с радиоляриями, представленными Inanigutta cf. gansuensis Wang и двумя неопределенными видами семейства Inanigutidae, которые по облику могут иметь поздне-флоский или среднеордовикский возраст (Danelian et al., in press). Мощность этой пачки — 88 м.
Общая мощность олджобайской свиты в лектостратотипе — 327 м.
Свита изучалась также в разрезах 124 по руч. Чон-Олджобай и 126 по автодороге в 1 км ниже слияния р. Сары-Джаз с р. Оттук (см. рис. 1, Б), где также выдерживается трёхчленное строение и сходная вещественная характеристика. По разрезу 124 пёстрые алевролиты содержат единичные пропластки зелёных кремней, из которых определены радиолярии Inanigutta (?) sp. nov., Oriundogutta (?) spp., идентичные встреченным в кок-бельской свите. Особенностью разреза 126 является присутствие в зелёных кремнях и кремнистых алевролитах многочисленных конодонтов верхов тремадокского или низов флоского яруса нижнего ордовика, видимых на плоскостях напластования: Paracordylodus gracilis Lindstrom, Drepanodus arcuatus Pander, Paroistodus proteus (Lindstrom), Prioniodus el-egans Pander и Oelandodus elongatus (van Wamel) (определения Т. Ю. Толмачёвой, ВСЕГЕИ). Paracordylodus gracilis Lindstrom, Drepanodus arcuatus Pander, Paroistodus proteus (Lindstrom), Prioniodus elegans Pander и Oelandodus elongatus (van Wamel) (определения Т. Толмачёвой, ВСЕГЕИ). Судя по присутствию Paracordylodus gracilis в нижней по разрезу пробе и Prioniodus elegans в верхней, кровля тремадока проходит внутри олджобайской свиты.
Точки сборов конодонтов здесь многочисленны и хорошо доступны для изучения. Первые находки аренигских конодонтов отсюда сделаны В. Н. Пучковым [15].
Нам не удалось подтвердить кратко опубликованные результаты В. П. Чернышу-ка [16], согласно которым олджобайская свита содержит конодонты широкого интервала — от верхнего кембрия до лланвирна. Появление верхнекембрийских комплексов (Proconodontus, Cordilodus) можно отнести за счет переотложения из кызылкиндыкской свиты. Однако имеются и более ранние сообщения о присутствии по крайней мере ллан-вирнских граптолитов Phyllograptus cf. angustiforobustus Hall, Ph., Phyllograptus anna Hall, Expansograptus kirgisicus Obut, Expansograptus robustus (Ekstrom), Amplexograptus maxwelli Decker и других форм [17, 18], что должно указывать на присутствие верхней части дар-ривиллского яруса. Таким образом, объем свиты охватывает полностью средний ордовик новой шкалы.
В область распространения олджобайской свиты мы считаем возможным включить также северный склон хребта Джетым, где выходы пестроцветных глинисто-кремнистых отложений ордовика известны лишь в долине р. Тамды-Суу и картировались под названием «тамдысуйской свиты» (материалы В. А. Грищенко, 1981 г.), со ссылкой на датировки по граптолитам и беззамковым брахиоподам в пределах раннего ордовика — лланвир-на. Строение разреза здесь в общем такое же. Составленное нами пересечение (119, см. рис. 1, А) в междуречье Кашкасу — Тамдысу показывает развитие черных алевролитов и глинисто-углеродистых сланцев с граптолитами Expansograptus cf. latus (T.S. Hall), Ex. cf. en-sjoensis (Monsen), Ex. similis (J. Hall), Isograptus sp. indet. (I. victoriae?), относящимися, по определению А. А. Суярковой, к верхам нижнего аренига (приблизительно на уровне зоны pro-tobifidus) или к середине аренига, т. е. к уровню, близкому к современной границе нижнего и среднего ордовика. Среди сланцев есть единичные прослои чёрных и зелёных кремней, плитчатых калькаренитов и окремнённых микритов. Редкие тонкие прослои мелкозернистых песчаников проявляют градационное расслоение и косую потоковую слоистость, напоминая дистальные турбидиты. Общая наблюдавшаяся мощность — около 130 м.
Ичкебашская свита (верхний ордовик). Как самостоятельное геологическое тело ордовикского возраста свита фактически выделена в начале 1930-х годов Д. И. Яковлевым, П. А. Грюше, В. М. Бирюковой и С. С. Шульцем [6], название позже предложил Е. И. Зубцов [19]. Однообразные песчано-алевропелитовые отложения ичкебашской свиты широко распространены в Срединном Тянь-Шане и достигают мощности 700-1500 м.
Стратотипическим следует считать разрез свиты в западной части хребта Нура, по руч. Ичкебаш (левому составляющему р. Он-Арча). Он представлен зеленовато-серыми песчаниками, ритмично переслаивающимися с темными алевропелитами, в которых встречаются створки неопределимых беззамковых брахиопод. В других пачках преобладают чёрные алеврит-глинистые сланцы и наблюдается тонкая, миллиметровая ритмичность осадка. Местами обособляются довольно мощные песчаниковые и сланцевые пачки. Повсеместно отмечается увеличение размерности песчаного материала в верхней части свиты, самые верхние её горизонты представлены средне- и крупнозернистыми песчаниками с подчинёнными прослоями алевролитов.
По составу песчаники всей свиты полимиктовые, до кварцевых граувакк. Кроме кварца (около 50% и более в мелко- и среднезернистых разностях) обломочная часть породы включает микрокварциты с признаками метаморфизма, слюдисто-кварцевые сланцы и чешуйки слюды, филлиты, микроклин-пертиты. Обломки обычно хорошо сортированы по размеру. Они происходят в основном из гранито-гнейсов и метаморфических пород. В верхней части свиты наблюдалась также небольшая примесь полевых шпатов и обломков мало измененных плагиофировых вулканических пород, очевидно, нижнепалеозойских. Впрочем, по описанию В. Л. Клишевича [20], содержание обломков эффузивных пород, включая кислые и средние, в ичкебашских песчаниках достигает 50%, приближая их таким образом к грауваккам.
Для ичкебашской свиты характерны также прослои известковистых песчаников и сланцев, которые часто содержат остатки бентоса — брахиопод, гастропод, трилобитов, наутилоидей и мшанок. Возраст свиты ранее уже был обоснован [9, с. 166-167] сборами наутилоидей и трилобитов сандбиского и низов катского яруса (среднего-верхнего кара-дока), беззамковых брахиопод, а также граптолитов приблизительно того же возраста.
В. Л. Клишевич из нижних 250 м разреза на правом борту долины Шортор собрал отпечатки граптолитов, которые Р. Ф. Соболевская считает ашгилльскими [20].
По нашим данным (разрезы 117 и 118 на северном склоне хр. Джетым, в бассейне р. Арчалы), подошву свиты логично проводить по появлению над кокбельскими сланцами пластов крупнозернистых темных литокластических песчаников, обломочная часть которых представлена кварцем (50%), полевыми шпатами (25%), обломками пелито-морфных известняков, кремней и раковинным детритом, а также чешуйками углеродистого сланца. Такие же черные сланцы образуют пакеты до 0,5 мощностью и содержат в самой подошве свиты отпечатки граптолитов Rectograptus amplexicaulis (Hall). Выше переслаивание песчаников и граптолитовых сланцев приобретает характер вполне типичного флиша, причем в нижних 30 м фоновый глинистый осадок также содержит (разрез 118) многочисленные Rectograptus amplexicaulis (Hall), Climacograptus ex gr. typicalis Hall. Подобные формы распространёны в нижней половине катского яруса (определения А. А. Суярковой и Т. Н. Корень).
Новые сборы граптолитов из нижней части свиты, с учетом палеонтологических датировок из подстилающих отложений, все же оставляют неопределенность в положении ее по возрасту подошвы в пределах дарривилского — сандбийского, возможно, до низов
катского яруса. К сожалению, конодонты в переходных слоях не были обнаружены. С учетом вероятной большой скорости турбидитной седиментации, начало ее (т. е. подошва ичкебашской свиты) скорее относится уже к позднему ордовику современной шкалы.
Некоторые из опубликованных наименований для песчано-глинистых отложений среднего (?) — верхнего ордовика Срединного Тянь-Шаня мы считаем младшими синонимами ичкебашской свиты. Выделявшаяся в том же районе каначуйская свита (К. С. Са-гындыков: [9]) может рассматриваться как более песчанистая фация верхней части ичке-башской свиты, содержащая в подчиненном соотношении также литокластические конгломераты. Гравийно-галечная фракция обломков представлена песчано-глинистыми и кремнистыми породами, включая пестрые (зеленые, красные) песчаники и силициты ольджобайского типа, а также андезиты, базальты и породы офиолитовой ассоциации [17]. Размыв в подошве каначуйских песчаников наблюдался лишь локально. Фаунисти-ческая характеристика их отсутствует (разрез 120, а также ранее сделанные описания). Сарыджазская свита, выделенная В. Г. Королевым в бассейне р. Сары-Джаз [10] и также согласно перекрывающая олджобайскую, по результатам сделанных нами пересечений (разрезы 124, 127, 130) оказалась совершенно идентичной по вещественному составу ич-кебашской, если не считать локального преобладания грубых аркозовых и полимикто-вых песчаных пород, переходящих в гравелиты.
Тезская свита (верхний ордовик). Название опубликовано в [9] по первоначальным описаниям Я. И. Яковлева и В. И. Кнауфа. Свита обнажена по левому борту долины Сарыджаз и по р. Тез, долина которой является топотипической местностью, отсюда же был получен комплекс ископаемых остатков. К сожалению, ее труднодоступность в настоящее время заставляет нас избрать в качестве неостратотипа разрез (125) по долине руч. Кодэ, верхнего и правого притока р. Сарыджаз (см. рис. 1, Б).
В предлагаемом неостратотипе на размытой поверхности докембрийских гранито-идов залегают базальные средне-крупногалечные конгломераты, состоящие почти целиком из гранитной гальки с песчаным заполнением полимиктового состава. Выше они переходят в серые аркозовые песчаники, грубозернистые, до гравелитов, массивнослоистые, с галькой уже в основном олджобайских кремней и серых пелитоморфных известняков. Обломочная часть песчаников представлена магматическим кварцем (40-70%), микроклином и плагиоклазом (до 40%), кварцитами, кварц-слюдистыми породами и черными микрокварцитами-фтанитами (до 20%) с небольшой примесью мало измененных плагиофировых вулканитов. Встречаются также сфен, мусковит, циркон, апатит, биотит. Окатанность обломков в основном невысокая. Подчинены песчаникам чёрные глинисто-известковистые алевролиты. В целом обломочный материал происходит из подстилающих докембрийских и нижнепалеозойских образований, но обнаруживает примесь вулканитов, очевидно, северо-тяньшаньского происхождения.
В разрезе наблюдаются внутриформационные несогласия, вероятно, свидетельствующие об интенсивном и импульсном погружении бассейна седиментации. В нижней части описываемого интервала в песчаниках найдены обломки трилобитов, а также грап-толиты Rectograptus sp., по облику близкие к распространенным от середины карадока до середины ашгилла (определения А. А. Суярковой). Разрез неполный (всего 180 м мощности) и заканчивается серыми пелитоморфными, псевдооолитовыми известняками и чёрными средне-крупнозернистыми полимиктовыми песчаниками.
Песчано-известняковая пачка, согласно описанию в [9], образует среднюю часть свиты в стратотипе (25-40 м) и содержит разнообразный комплекс остатков бентоса — три-
лобитов, брахиопод, кораллов, гастропод, наутилоидей, водорослей верхнего карадока — нижнего ашгилла. Верхней части свиты там же отвечают серо-зеленые мелко- и среднезернистые полимиктовые до аркозовых песчаники, меньше — алевролиты и чёрные глинистые сланцы с градационным типом слоистости (700-900 м), которые по р. Кенгсу снова венчаются регрессивной пачкой бурых песчаников с прослоями известняков.
Суммарная мощность свиты — 700-1300 м. Возраст ее нижней части, как видно из приведенных данных, в современной шкале должен рассматриваться как сандбийский или катский. С учетом непрерывности разреза и вероятной большой скорости седиментации нет оснований полагать, что верхняя часть может выходить за пределы верхнего ордовика.
2. Геодинамика и палеогеография восточной части Сырдарьинского микроконтинента.
Под вопросом остается время отделения Сырдарьинского массива от континентальных масс, находящихся теперь к югу от него, в частности Таримского континента. Принимается иногда [21], что вплоть до начала ордовика Сырдарья, Тарим и Алай (здесь имеются в виду признаки докембрийского фундамента в структуре Туркестано-Алайского хребта в Южном Тянь-Шане к западу от Тарима) оставались еще единым материком — Палеотаримом — и лишь затем произошло их разделение с образованием Туркестанского океана. Такая реконструкция согласуется с аренигским (по конодонтам) возрастом древнейших батиальных отложений Туркестано-Алая, перекрывающих офиолитовый комплекс в аллохтоне Сартале [22]. Обратим, однако, внимание и на следующие факты, которые хуже увязываются с представлением об ордовикском расколе «Палеотарима».
1) Большая степень сходства в строении кембрийских — среднеордовикских осадочных толщ Тарима и Срединного Тянь-Шаня, как и целого ряда древних континентальных масс современного Казахстана, возможна постольку, поскольку эти отложения отвечают уже зрелой (дрифтовой, атлантической) стадии истории Туркестанского океана. Прямых свидетельств раскола «Палеотарима» в конце кембрия или в начале ордовика (рифтовый магматизм, грубообломочные пачки, поднятия в рельефе и связанное с их разрушением несогласие) не обнаружено. Наоборот, такие события сделали бы невозможным непрерывное отложение карбонатного чехла в среднем кембрии — начале ордовика. Палеобиогеографические данные также позволяют ставить под сомнение былое единство Сырдарьин-ского (Каратау-Нарынского) микроконтинента с Таримом. Скорее всего, первый из них был частью Южно-Китайской плиты, от которой откололся в конце раннего кембрия [23].
2) С другой стороны, более ранние, нижнекембрийские, датированные палеонтологически образования западной части Южного Тянь-Шаня включают вулканиты основного или бимодального состава [24, 25], которые могут рассматриваться как свидетельство рифтинга. Кроме того, в это время между Сырдарьинским и Алай-Таримским континентами уже мог существовать и бассейн океанского типа. На это указывает древнейшая датировка из офиолитов Южного Тянь-Шаня, которая получена из дунита восточной Ферганы и составляет 532±12 млн лет (РЬ-РЬ, термоионная эмиссия [26]). Поэтому более вероятно, что Туркестанский океан, или по крайней мере его часть между Сырдарьин-ким и Алайским блоками, образован уже к началу кембрия. К этому времени относится и раскрытие Киргиз-Терскейского (Ишим-Нарынского) океанического бассейна к северу от Сырдарьинского континента [13, 21, 27].
Добавим, что параллельное образование очень сходных осадочных свит на двух или более континентальных шельфах или карбонатных платформах, расположенных на небольшом удалении друг от друга и во всяком случае в одной климатической области, отме-
чается не столь редко. Ближайшим к нашему объекту является пример карбонатной серии конца девона — нижнего карбона, которая по обе стороны Южнотяньшаньской офиоли-товой сутуры, северной (Срединный Тянь-Шань) и южной (особенно Кызылкумо-Алай-ская покровная единица, а также Борколдой в центральном Тянь-Шане) [24, 28] позволяет в принципе использовать даже общие свитные наименования, хотя образование этой серии относится к стадии наибольшего вероятного раскрытия Туркестанского океана.
Таким образом, мы предпочитаем допускать, что разделение Сырдарьинского блокаи Тарима в результате рифтовых событий венда — начала кембрия привело к концу этого отрезка времени к расколу прежнего континента с образованием океанской коры. Взаимное расположение Сырдарьи, Тарима и других осколков Восточной Гондваны для начала палеозоя может быть реконструировано различным образом и здесь не обсуждается.
История образования нижнепалеозойского чехла Сырдарьинского массива представляется следующей. Стратиграфические данные не позволяют видеть в Срединном Тянь-Шане каких-либо, пусть даже аллохтонно залегающих, глубоководных океанских осадков кембрия — ордовика, похожих на кремнистые толщи офиолитовых зон Северного Тянь-Шаня и Казахстана. Вендские отложения Срединного Тянь-Шаня, в том числе известные нам разрезы джакболотской свиты верховьев Нарына [32], включают мощные пачки тиллитоподобных конгломератов, которые имеют региональное распространение. Несомненно их отложение в морских, но отнюдь не в океанских условиях. Тиллоиды сочетаются с ритмично построенными песчано-алевритовыми пачками, текстура которых допускает возможность образования во впадинах различной глубины, в том числе достаточной для проявления замутненных потоков, с признаками эрозии (механоглифами) в подошве циклитов и с их градационным расслоением. Однако подобные же текстуры наблюдаются, например, здесь же в более молодых, но несомненно шельфовых девонских (тюлькубашских) песчаниках окраины Палеоказахстана. Таким образом, вполне допустимо предполагать сохранение континентального характера коры и заполнение вендскими, частично ледниковыми, отложениями рифтовых впадин. Примем также во внимание, что синийские (вендские) тиллиты северной окраины Тарима имеют прибрежно-морское и флювиальное происхождение, а в верхней части покрываются прибрежно-морскими водорослевыми известняками и приливными конгломератами [29].
Переход от тиллоидных отложений к черным карбонатно-углеродисто-кремнистым осадкам аноксидного типа, начинающим шорторскую серию и ее более западные аналоги (сандалашская свита), сопровождается локальными несогласиями [9]. Этот переход проявился по всей поверхности Сырдарьинского малого континента в связи с эвстати-ческой трансгрессией в начале кембрия, которая и начинает зрелую стадию в истории океанического бассейна. Местами нижний кембрий начинается с известняков. Нижне-шорторские (курментинские) фтаниты, образованные остатками планктона — радиолярий, спикул губок, — должны были отвечать условиям некомпенсирующей замедленной седиментации с сохранением органического углерода и адсорбцией металлов, главным образом на глубоком шельфе.
Средне-верхнекембрийские (кызылкиндыкские) известняки и доломиты представляют собой микриты и калькарениты, в разной степени перекристаллизованные. В них встречены органогенные желваки, мелководные (приливные?) плоско-галечные брекчии, состоящие из пластинчатых обломков известняков и редких галек доломитов. В верхней части, однако, есть прослои с мелкой косой, косоволнистой слоистостью и складками оползания, проявляется градационное расслоение материала и цикличность
с различной последовательностью (цикла Боумы). Подобные осадки должны были образоваться за счет эпизодических потоков турбидного типа ниже зоны волнового воздействия в глубокой части карбонатной платформы. Однако в целом формирование свиты связано с биологической продуктивностью рифовых построек на фоне продолжавшегося погружения континентального массива. Органогенный детрит нередко включает части панцирей бентосных трилобитов, вряд ли испытавшие дальний перенос. Вероятно увеличение глубин накопления осадка в конце периода образования свиты (к сожалению, не точнее чем поздний кембрий). Очевидно, оно отразило локально проявленную неполную компенсацию общего тектонического погружения. Частичное или даже полное замещение известняков кембрия батиальными черными сланцами в истоках Малого Нарына и особенно в бассейне Сарыджаза аналогично тому, что отмечалось и в более западной части Сырдарьинского шельфа (сандалашская свита, согласно [9]).
Кокбельская свита сложена преимущественно из фоновых глубоководных осадков глинистого и кремнистого состава с битуминозной примесью. Прослои известковых пород состоят из переотложенного материала. Смена известняков на темные сланцы и радиоляриты кокбельской свиты отвечает быстрой трансгрессии, произошедшей в течение тремадока, отчасти вследствие глобальных причин [27]. Это же событие отмечено на шельфе Тарима в Куруктаге, где переход к сланцам произошел в позднем тремадоке [23, 30]. В целом оно привело к сокращению площади карбонатных платформ региона, но в ряде разрезов Казахстана и Тянь-Шаня не фиксируется, так что образование известняков происходило до конца аренига — лланвирна [9, 11]. Характерно, что в областях, где возрастные аналоги кокбельской свиты надстраивают офиолитовую ассоциацию кембрия и могут рассматриваться как тонкий (местами лишь десятки метров) первый слой океанской коры, их представляют пестрые, зеленые и красные кремнистые сланцы, иногда охарактеризованные полной последовательностью конодонтовых зон [31].
Окончание периода медленной седиментации в общем связано с энергичным при-вносом обломочного материала вследствие коллизии Сырдарьинского и Муюнкум-Ис-сыккульского (Северный Тянь-Шань) континентов, но этот рубеж оказывается неодновременным. На востоке, в бассейне Сарыджаза (разрез 130), аркозовые песчаники впервые зафиксированы в слоях ниже конодонтовой зоны Prioniodus elegans, т. е. ниже подошвы среднего ордовика (олджобайская свита). Это событие могло быть связано с локальным появлением суши, где разрушались железистые слои верхнего рифея — венда. (В целом же наиболее широкое развитие кремней в Казахстане и Тянь Шане фиксируется именно на уровне аренига и лланвирна и обычно увязывается с максимальной трансгрессией.) При этом на шельфе происходит смена восстановительной среды в осадке на окислительную, что в связи с понижением придонной температуры привело к появлению красной окраски алеврит-глинистых слоев.
На западе, в бассейне Арчалы, массовый привнос обломочного материала относится лишь к позднему ордовику. Здесь более заметна вулканомиктовая примесь, которую логично считать происходящей с севера, со стороны размываемых поднятий острово-дужной природы. Вряд ли речь может идти о задуговом бассейне [20], так как до закрытия Ишим-Нарынского (Терскейского) бассейна снос с островной дуги должен был улавливаться именно этой глубоководной впадиной и лишь после ее закрытия вулкано-миктовый материал начал поступать южнее, на бывший срединно-тяньшаньский шельф. Материал островодужного происхождения смешивался и сильно подавлялся притоком обломков, происходивших от разрушения поднятий собственно срединно-тяньшань-
ской суши (Сырдарьинский континент), что особенно заметно в сокращенных разрезах ордовика, представленных только тезской свитой.
Ритмично-построенные осадки верхнего ордовика проявляют регрессивную последовательность. Уже нижняя часть ичкебашской свиты отличается примесью местного (олистостромы отсутствуют) карбонатного материала и органических остатков, что указывает на относительную мелководность и проксимальный характер турбидитов. Разрез заканчивается молассоидными отложениями, которые перекрыли докембрий ранних коллизионных поднятий (см. рис. 2).
Таким образом, верхняя часть ордовика Сырдарьинского массива имеет некоторые черты сходства с передовыми прогибами коллизионных поясов, но существенно отличается от них (например, от верхнего палеозоя Кызылкумо-Алайского и Таримского континентов) отсутствием глубоководного предфлиша и типичной флишево-олистостро-мовой фации, постепенным переходом к молассоподобной грубой фации вверх по разрезу, а также отсутствием крупноамплитудных тектонических перекрытий; сокращение пространства седиментации и надвиговые срывы (см. рис. 2) относятся уже к карбону. Все это позволяет видеть в событиях конца ордовика скорее аккрецию или мягкую коллизию Сырдырьинского массива с островной дугой Северного Тянь-Шаня с закрытием окраинного моря между ними (например, [17]). Структурные результаты этого события затем оказались почти полностью стерты жесткой коллизией конца палеозоя.
Авторы благодарны Д. В. Алексееву и Л. Е. Попову за обсуждение результатов и рекомендации, а также Т. Данеляну, Т. Н. Корень, М. Гхобади Пур, Л. Е. Попову, А. А. Суярко-вой, Т. Ю. Толмачёвой за определение палеонтологического материала.
Литература
1. Буртман В. С. Тянь-Шань и Высокая Азия. Тектоника и геодинамика в палеозое. М.: «ГЕОС», 2006. 216 с.
2. Гесь М. Д. Террейновая структура и геодинамическая эволюция каледонид Тянь-Шаня. Нац. акад. наук Кыргызской респ. Бишкек, 2008. 158 с.
3. Киселев В. В. Аналоги синийского комплекса в Срединном и Северном Тянь-Шане // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. С. 1453-1463.
4. Максумова Р. А. Верхнерифей-вендские рифтогенные формации Тянь-Шаня // Стратиграфия, литология, геохимия и рудоносность верхнего рифея-венда Средней Азии, Казахстана, Сибири. Бишкек: Изд-во Илим, 1992. С. 3-22.
5. Королев В. Г. Возраст «Свиты Арчалы» в хр. Джетымтау (Тянь-Шань) и стратиграфия нижнего палеозоя Чаткальско-Нарынской зоны // Труды Инст. геологии АН Киргизской ССР. 1957. Вып. IX. С. 5-44.
6. Шульц С. С. К стратиграфии и тектонике палеозоя хребта Терскей-Алатау в районе реки Малый Нарын // Изв. аН СсСр. Сер. геолог. 1938. № 4.
7. Шабалин В. В. Литологическая характеристика и вопросы генезиса так называемых «верхних тиллитоподобных конгломератов» (байконурская свита, эокембрий) в северо-восточной части хр. Джетымтау (Тянь-Шань) // Материалы по геологии Тянь-Шаня. Фрунзе: Изд-во АН Киргиз. ССР. 1964. Вып. 4. С. 153-170.
8. Стратиграфический словарь СССР. Кембрий. Ордовик. Силур. Девон. Л.: Недра, 1975. 622 с.
9. Стратифицированные и интрузивные образования Киргизии / К. О. Осмонбетов, В. И. Кнауф, В. Т. Королев (ред.). Фрунзе, 1982. Т. 1. 357 с.
10. Адышев М. М., Калмурзаев К. Е., Королев В. Г. К стратиграфии кембро-ордовикских отложений Сарыджазского района (Центральный Тянь-Шань) // Материалы по геологии Тянь-Шаня. Фрунзе: Изд-во АН Киргиз. ССР, 1962. Вып. 3.
11. Геология СССР. Т. ХХ^ Киргизская ССР. М.: Недра, 1972. Кн. 1. 279 с.
12. Мамбетов А. М. К стратиграфии сандалашской свиты Срединного Тянь-Шаня. Новые данные по биостратиграфии докембрия и палеозоя Кыргызстана / под ред. A. M. Мамбетова. Бишкек: Илим, 1993. С. 41-55.
13. Максумова Р. А. Строение и геодинамическое развитие Северо-Тяньшаньской сутурной зоны Кыргызстана. Геология и полезные ископаемые. Мин. природных ресурсов Кыргызской республики. Бишкек, 2009. С. 15-30.
14. Грюше П. А. Геологическая карта Средней Азии. Лист К-44-А, юго-западная четверть (Пржевальск). Л.; М.: Гостоптехиздат, 1940. 312 с.
15. Пучков В. Н., Христов Е. В., Иванов К. С., Наседкина В. А. О возрасте кремнистых толщ бассейна р. Сарыджаз (Срединный Тянь-Шань). Новые данные по геологии, биостратиграфии и палеонтологии Урала. Свердловск, 1985. С. 74-80.
16. Чернышук В. П. Биостратиграфия по конодонтам нижнего палеозоя Срединного Тянь-Шаня // Новые данные по биостратиграфии докембрия и палеозоя Кыргызстана / под ред. A. M. Мамбетов. Бишкек: Илим, 1993. С. 70-80.
17. Гесь М.Д. Магматизм и геодинамическая эволюция каледонского орогена Тянь-Шаня // Проблемы геологии и географии в Кыргызстане / под ред. А. Б. Бакирова, А. Н. Диких (ред.). Бишкек: Илим, 1999. С. 33-42.
18. Мисюс П. П., Зима М. Б. Материалы к стратиграфии ордовикских отложений гор Нура // Материалы по геологии Тянь-Шаня. Фрунзе: Изд-во АН Киргиз. ССР, 1961. Вып. 1. С. 15-22.
19. Зубцов Е. И. Стратиграфия отложений кембрия и ордовика Среднего Тянь-Шаня. Геология Средней Азии. Изд-во Ленинградского ун-та, 1961. С. 165-171.
20. Клишевич В.Л., Соболевская Р. Ф. Ичкебашская свита в хр. Джетымтау (Срединный Тянь-Шань) // Новые данные по биостратиграфии докембрия и палеозоя Кыргызстана / под ред. A. M. Мамбетова. Бишкек: Илим, 1993. С. 102-107.
21. Максумова Р. А., Дженчураева А. В., Березанский А. В. Структура и эволюция покровно-складчатого сооружения Киргизского Тянь-Шаня // Геология и геофизика. 2001. Т. 42, № 10. С. 1444-1452.
22. Куренков С. А., Аристов В. А. О времени формирования коры Туркестанского палеоокеана // Геотектоника. 1995. № 6. С. 22-31.
23. Popov L. E., Bassett M. G., Zhemchuzhnikov V. G., Lars E., Holmer L. E., Klishevich I. A. Gondwan-an faunal signatures from early Palaeozoic terranes of Kazakhstan and Central Asia: evidence and tectonic implications // Early Palaeozoic Peri-Gondwanan Terranes: New Insights from Tectonics and Biogeography / ed. by M. G. Bassett: The Geological Society. London, 2009 (Special Publications, 325). P. 23-64.
24. Бискэ Ю. С. Палеозой Южного Тянь-Шаня. Геологическая структура и история развития. СПб.: Изд-во С.-Петерб. ун-та, 1996. 180 с.
25. Бискэ Ю. С. Нижний палеозой Южной Ферганы: структурная позиция, стратиграфия, геологическая история // Вестн. С. -Петерб. ун-та. Сер. 7. Вып. 4 (№ 28). 1987. С. 3-11.
26. Комаревцев В. Т., Киселев В. В., Миколайчук А. В., Христов Е. В. Радиогенные датировки офи-олитов Южного Тянь-Шаня // Известия АН КиргССР. Физ.-техн. и мат. науки. 1987. № 3. С. 48-53.
27. Fortey R. A. Global earlier Ordovician transgressions and regressions and their biological implications // Aspects of the Ordovician System / ed. by D. L. Bruton: Paleont. Contrib. Univ. of Oslo. 1984. N 295. P. 37-50.
28. Biske Yu. S., Seltmann R. Paleozoic Tian-Shan as a transitional region between the Rheic and Urals-Turkestan oceans // Gondwana Research. 2010. 17 (2-3). P. 602-613.
29. Carroll A. R., Graham S. A., ChangE, McKnight C. L. Sinian through Permian tectonostratigraphic evolution of the northwestern Tarim basin, China // Palaeozoic and Mesozoic tectonic evolution of Central and Eastern Asia: from continental assembly to intracontinental deformation / eds. M. S. Hendrix, G. Davis: Geological Society of America Memoir. 2001. Vol. 194. P. 47-69.
30. Cao Renguan. Stratigraphical division and correlation of the Ordovician in Kururtag, Xinjiang // Geol. Review. 1990. Vol. 36, N 5. P. 404-413 (на кит. языке).
31. Никитин И. Ф. Ордовикские кремнистые и кремнисто-базальтовые комплексы Казахстана // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. С. 512-527.
Статья поступила в редакцию 17 января 2011 г.
