Міністерство освіти і науки України

Львівський національний університет імені Івана Франка

УДК.223: 551.24 (235.216)

На правах рукопису

Генералова Лариса Володимирівна

Палеозойські вулканогенні формації

Північно-Східної Фергани

Спеціальність 04.00.01 – загальна і регіональна геологія

Автореферат дисертації

на здобуття наукового ступеня

кандидата геологічних наук

Львів – 2004

Дисертацією є рукопис

Робота виконана у Львівському нацiональному університеті імені Iвана Франка

Науковий керівник: Cіворонов Альберт Олексійович – доктор геол.-мін. наук, професор, завідувач кафедри загальної геології Львівського національного університету імені Івана Франка.

Офіційні опоненти:

Ляшкевич Зоя Максимівна – доктор геол.-мін. наук, професор, провідний науковий співробітник Інституту геології і геохімії горючих копалин НАН України та НАК “Нафтогаз України” (м. Львів);

Лукієнко Олександр Іванович – доктор геол.-мін. наук, професор Київського національного університету імені Тараса Шевченка (м. Київ).

Провідна установа – Інститут геологічних наук Націо-нальної академії наук України (м. Київ).

Захист відбудеться “15” квітня 2004 р. о 15 год.30хв.на засіданні спеціалізованої вченої ради Д 35.051.04 у Львівському нацiональному університеті імені Івана Франка за адресою: 79005, м. Львів, вул. Грушевського, 4, ауд. 219.

З дисертацією можна ознайомитись у науковій бібліотеці Львівського нацiонального університету іменi Iвана Франка за адресою: 79005 м. Львів, вул. Драгоманова, 5.

Автореферат розісланий 9 березня 2004 р.

Учений секретар

спеціалізованої вченої ради,

кандидат геол.-мін. наук |

Є.М. Сливко |

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність роботи. Системне вивчення палеозойських вулканогенних формацій Південного і Серединного Тянь-Шаню набуло важливого практичного значення в зв'язку з тим, що в них широко проявлено ендогенне зруденіння. Крім того, розчленування і кореляція вулканітів сприяє вирішенню важливих теоретичних проблем будови та еволюції земної кори в палеозої.

Район досліджень знаходиться в Північно-Східній Фергані, де поширені палеозойські вулканогенні формації. З ними пов’язані рудні й нерудні корисні копалини. Загалом, територія, що вивчалась, є складовою Ташкумирського гірничо-рудного району. Асоціації магматичних та осадових утворень Північно-Східної Фергани різноманітні за складом, тектонічним положенням та металогенічною спеціалізацією. Їхні особливості значною мірою, визначені типом геологічного розвитку, відображеного в певних структурно-формаційних комплексах (СФК) і тектонічних структурах. Вулканогенним формаціям при цьому належить індикаторна роль. Тому їхнє всебічне вивчення, формаційне розчленування та порівняльний аналіз можна зачислити до найактуальніших проблем регіону.

Зв’язок роботи з науковими програмами, планами, темами. На кафедрі загальної геології Львівського національного університету імені Івана Франка протягом декількох десятиліть розвивається напрям формаційного аналізу осадових та вулканогенних верств, у межах якого і виконувалась дисертаційна робота. Прикладні розробки автора увійшли у звіти держбюджетних і госпдоговірних тем, що виконувались під керівництвом професора Д.П. Резвого та доцента І.О. Ковальчука у рамках кафедральної тематики структурно-формаційного спрямування.

Мета: з’ясування закономірностей будови і геологічних умов утворення нижньо-середньопалеозойських вулканогенних й осадових формацій СФК Північно-Східної Фергани та вдосконалення моделі геологічної будови Північно-Східної Фергани.

Основні завдання дослідження: 1) уточнення тектонічного положення Північно-Східної Фергани в загальній структурі Серединного і Південного Тянь-Шаню; 2) формаційне розчленування нижньо-середньопалеозойських вулканогенних й осадових утворень СФК Північно-Східної Фергани; 3) вивчення типоморфних ознак породних парагенезисів конкретних формацій, типізація формацій, з’ясування закономірностей мінливості їхнього складу та будови, розробка коре ляційних схем між різними СФК; 4) розгляд моделей умов формування формацій та СФК; корегування

схеми формаційного розчленування Північно-Східної Фергани; 5) визначення закономірностей локалізаціі зруденіння в Північно-Східній Фергані.

Наукова новизна роботи. Виділено конкретні вулканогенні й осадові формації, які входять до складу певних СФК (зон) Північно-Східної Фергани. Виявлено закономірності будови й особливості формування вулканогенних формацій та вирішальне значення тектонічного чинника в утворенні конкретних СФК, кожен з яких характеризується своїм типом латеральних і вертикальних рядів формацій. Отримано нові петрохімічні дані про речовинний склад нижньо-середньо-палеозойських вулканогенних формацій СФК Північно-Східної Фергани, в тому числі тих, які входять до складу офіолітової асоціації. Показано закономірний характер зв’язку вулканізму та седиментогенезу в загальному еволюційному процесі ранньо-середньопалеозойського розвитку Північно-Східної Фергани. З використанням актуалістичного та історично-порівняльного підходів реконструйовано палеообстановки вулканізму й осадонагромадження різних СФК та запропоновано вдосконалену геодинамічну модель їхнього формування у зв`язку з тектонічним розвитком Південного Тянь-Шаню.

Практичне значення роботи. Запропонована схема формаційного розчленування СФК Північно-Східної Фергани містить діагностично-корелятивні критерії для нижньо-середньопалеозойських вулканогенних і рудних формацій. Виконаний аналіз вулканізму та геодинамічних умов дає змогу по-новому вирішувати проблеми взаємозв’язку між формуванням тектонічних структур та магматизмом у регіоні. Формаційний підхід успішно запроваджується в практиці середньо- та крупномасштабних геолого-знімальних робіт, при складанні геологічних карт та карт закономірностей розміщення і прогнозу корисних копалин. Результати досліджень використані у легенді магматизму, у звіті з геологічної зйомки та пошуків корисних копалин Ташкумирського гірничо-рудного району. Результати геодинамічного аналізу враховані при складанні прогнозно-динамічних формаційних карт масштабу 1:50 000 та 1:100 000. Виконані дослідження сприяють прогнозуванню родовищ золота, хрому, нікелю, азбесту, глиноземистої сировини.

Фактичний матеріал та особистий внесок здобувача. В основу роботи покладені результати власних польових та лабораторних досліджень, виконаних під час роботи в Південно-Киргизькій ГЕ та Середньоазіатській експедиції НДЧ Львівського університету в тіснійспівдружності з виробничими та науковими організаціями з 1980 до 1997 рр. Вони включають детальні геологічні розрізи, численні карти (геологічні, тектонічні, геодинамічні) й схеми. Автором відібрано та описано понад 1000 шліфів, опрацьовано результати близько 700 (з них 300 – оригінальних) силікатних аналізів; використано дані 40 аналізів визначення концентрацій рідкісноземельних елементів головних членів вулканогенних формацій нейтронно-активаційним методом. Враховано матеріали, які містяться у фондовій та опублікованій літературі.

Безпосередньо здобувачем охарактеризовано склад, будову, вік олістостромових комплексів, виявлених в “підошві” різних СФК Північно-Східної Фергани [20], підкреслено їхнє важливе значення для вирішення питань щодо геологічних умов та послідовності тектонічних деформацій у регіоні, для Тянь-Шаню в цілому та для покривно-складчастих споруд [1, 5, 7, 8]. Автором виконано аналіз речовинних та структурно-текстурних ознак вулканогенних формацій району досліджень [2, 3, 9–11, 19]. На підставі цього зроблено висновок про корелятивну типізацію вулканогенних формацій різних СФК Північно-Східної Фергани, їхні латеральні трансформації та головні тенденції геодинамічної позиції становлення. Район досліджень розглядається як покривно-складчаста споруда з обдукцією герцинських СФК на каледоніди Серединного Тянь-Шаню [4, 12, 13, 15–17]. Порівняльний аналіз особливостей будови зі Східними Внутрішніми Карпатами [4, 6, 14, 18, 21, 22] доповнює відомі геологічні матеріали про тектонічне розшарування літосфери.

Апробація результатів роботи. Основні результати досліджень доповідались та обговорювалися на щорічних наукових конференціях Львівського національного університету, на 3-ій та 5-ій конференціях молодих вчених і спеціалістів ІГГГК НАН України (Львів, 1984, 1986), VII Всесоюзній школі морської геології (Геленджик, 1986), наукових конференціях, присвячених 50-річчю (Львів, 1995 ) та 55-річчю (Львів, 2000) геологічного факультету Львівського національного університету імені Івана Франка “Проблеми геологічної науки та освіти в Україні” та “Геологічна наука та освіта в Україні на межі тисячоліть: стан, проблеми, перспективи”, на наукових конференціях, присвячених пам’яті Я. О. Кульчицького (Львів, 1998) та Д.П. Бобровника “Сучасні проблеми літології” (Львів, 2000), міжнародній конференції до 60-річчя НДІЗК “Закономерности эволюции земной коры” (Санкт-Петербург, 1996), тектонічних нарадах “Тектоника Азии” (Москва, 1997), “Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты” (Москва, 1998), “Тектоника, геодинамика и процесы магматизма и метаморфизма” (Мо сква, 1999), на ХVI конгресі КБГА (Відень, 1998), науково-технічній конференції ”Актуальние проблемы геологии и рационального природопользования (Дніпропетровськ, 1999), ІІІ Регіональній науковій конференції “Сучасні проблеми геології і мінералогії гірничо-рудних районів в Україні” (Кривий Ріг, 1999), II Всеросійській петрографічній нараді (Сиктивкар, 2000), VII Міжнародній конференцїї з тектоніки плит (Москва, 2001), Других Яншинських читаннях “Современные вопросы геологии”(Москва, 2002).

Публікації. За результатами досліджень опубліковано 22 наукові роботи, з них 4 статті у фахових виданнях, 1 – у збірнику наукових праць, решта – матеріали, тези міжнародних та вітчизняних конференцій. Проміжні результати досліджень викладені у чьотирьох науково-дослідних звітах НДЧ Львівського національного університету імені Івана Франка.

Структура і обсяг роботи. Дисертація складається зі вступу, п’яти розділів, висновків та списку використаних джерел (178 найменувань). Вона викладена на 150 сторінках машинописного тексту, який супроводжується 148 рисунками та 10 таблицями.

Автор висловлює щиру подяку науковому керівнику професору, завідувачу кафедри загальної геології Львівського національного університету імені Івана Франка А.О.Сіворонову за всебічну допомогу і постійну підтримку під час виконання роботи. Глибоко вдячна професору, завідувачу кафедри загальної і регіональної геології Київського національного університету імені Тараса Шевченка В.В.Шевчуку за численні поради та критичні зауваження, висловлені під час обговорення результатів. Рада можливості висловити щиросердечні слова вдячності вчителям і колегам, з якими довелося працювати і обговорювати численні дискусійні наукові питання. Це професори: З.В.Барто-шинський, О.Б.Бобров, В.П.Кирилюк, Я.О.Кульчицький, Р.Й.Лещух, Б.І.Малюк, О.І.Матковський, М.М.Павлунь, А.В.Пізнюр, І.В.Попів-няк, Д.П.Рєзвой, К.І.Свєшніков, О.С.Ступка; доценти: А.В.Алєксєєнко, П.М.Білоніжка, І.Т.Бакуменко, Р.Г.Вовченко, М.Г.Головченко, Ю.П.До-рошенко, І.О.Ковальчук, Л.І.Колтун, В.М.Куземко, І.О.Марушкін, Ю.Ф.Мисник, Б.І.Олексів, Л.З.Скакун, Р.М.Смішко, В.О.Хмелівський, Ю.І.Федоришин, В.В.Фурман. Велику допомогу в обробці фактичного матеріалу надали консультації з зав. лаб. В.І.Павловим, наук. сп., Н.О.Гнутенко, П.Д.Резвим, доцентами А.М.Лисаком, В.Г.Пащенком. Низку важливих питань обговорено з кандидатами геол.-мін. наук О.М.Гнилком, О.С.Варичевим, О.Б.Долішньою, І.Є.Меркушиним, І.В.Мудровською, доцентами В.О.Дяківим, І.В.Побережською, Є.М.Сливко, В.Б.Степановим., інж. С.В.Біруком, асистентом Т.Г.Винниченко, наук. сп. Ю.О.Пахнющим. Поради, моральну підтримку, розуміння і технічну допомогу, без якої важко було б завершити роботу, автору неодноразово надавали співробітники Львівського національного університету імені Івана Франка М.І.Богданова, М.П.Горинь, Т.С.Дворжак, Г.Б.Дорошенко, Н.О.Ісаченкова, Л.І.Ковальська, М.І.Кудлик, Л.П.Лучко, Н.Р.Нікорак, І.М.Турчиновський, С.І.Ціхонь та ін. Виконанню цієї роботи

доброзичливо і неупереджено сприяли геологи-практики і керівники геологічних служб Киргизької республіки, зокрема, І.І.Солошенко, Я.М.Бандурак, А.В.Березанський, О.В.Дженчураєва, Ю.П.Кметь, Л.В.Кметь, В.А.Третьяков. Усім уклін і щира вдячність.

Основний зміст роботи

У першому розділі “Еволюція поглядів на геологічну будову Північно-Східної Фергани” зазначено, що основи сучасного розуміння геології регіону у різний час закладено роботами Д.І.Мушкетова, Д.В.Налівкіна, В.О.Ніколаєва, В.М.Огнєва, М.В.Іванова, О.М.Лаврова, Л.І.Турбіна, Т.А.Додонової, І.О.Андрєєва, Е.Н.Горецької, В.П.Скворцова, Ю.Л.Семенова, В.Г.Горянова, Г.С.Поршнякова, Г.С.Біске, Г.І.Іванова, О.Я.Цвєткова, І.Й.Войтовича, Л.В.Ваніної, Р.Е.Ріненберг, О.В.Дженчураєвої, Д.П.Резвого, І.О.Ковальчука, В.М.Кегеля, В.А.Третьякова, Ю.П.Кметя, Я.М.Бандурака та ін.

На першому етапі досліджень Південного Тянь-Шаню і Північно-Східної Фергани значну увагу приділяли формам залягання геологічних тіл. Згодом почали розробляти схеми тектонічного районування і з’ясовувати взаємовідношення між Серединним і Південним Тянь-Шанем, відводячи головну роль у формуванні структур і формацій довгоживучим зонам глибинних розломів (М.М.Синіцин, Д.П.Резвой, І.О.Марушкін, В.І.Кнауф, М.М.Кухтіков, А.В.Алексєєнко). На початку 70-х років виконали перші структурні дослідження Південного Тянь-Шаню на основі мобілістичної парадигми (Г.С.Поршняков, В.С.Белов, Г.С.Біске, В.С.Буртман, О.К.Бухарін, В.Л.Клішевіч, С.О.Куренков, М.Г.Леонов, Г.І.Макаричев, В.М.Ненахов, В.Н.Шванов, С.С.Шульц-мл., О.С.Перфільєв та ін). Розглядаючи структури з західною і північно-західною вергентністю для Північно-Східної Фергани та північною для Атбашинського хребта, Є.В.Христов, О.В.Миколайчук, Г.І.Макаричев, О.К.Бухарин висловили думку про автономність насувоутворюючих рухів у вузькій зоні зчленування Південного і Серединного Тянь-Шаню. Різноманітність і дискусійність уявлень про геологічну будову, тектонічний розвиток Серединного та Південного Тянь-Шаню, характер межі між ними і загалом покривно-складчастих систем визначили необхідність подальших досліджень. Сьогодні нагромаджено багато нового фактичного матеріалу.

У другому розділ “Теоретичні і методологічні засади формаційного аналізу” зазначено, що роботи з дослідження геології Південно-Східної Фергани виконані на теоретичних і практичних засадах порівняльно-формаційного (Шатский,1965; Херасков, 1967) і латерального структурно- формаційного методів (Гатинский, 1986) формаційного аналізу, успішне застосування якого в регіоні започаткував колектив львівських геологів на чолі з професором Д.П.Резвим.

У дисертації розглянуто нижньо-середньопалеозойські СФК Північно-Східної Фергани, охарактеризовано вулканогенні формації кожного з них, проаналізовано їхню петрохімічну спеціалізацію виконано порівняльний аналіз одновікових вулканогенних формацій. Найповніше вивчено базитові члени магматичних серій. Виконано актуалістичну інтерпретацію геодинамічних режимів формування нижньо-середньопалеозойських СФК. Аналіз особливостей хімізму вулканогенних формацій нижньо-середньопалеозойських СФК та порівняння окремих їх складових виконано за допомогою загальноприйнятих петрохімічних діаграм, спайдердіаграм та індексів. Обробку аналізів та побудову графіків здійснено на персональному комп’ютері.

У третьому розділі “Тектонічна позиція Північно-Східної Фергани та її районування в структурі Тянь-Шаню” наведено, що Північно-Східна Фергана, в межах якої розміщений район досліджень, є гірським облямуванням Ферганської депресії і включає південно-східне закінчення Атойнакського хребта та північно-західну частину Ферганського хребта. Район досліджень знаходиться на межi структур каледонського Серединного i герцинського Пiвденного Тянь-Шаню, яка представлена офiолiтовим сутурним швом. Південний Тянь-Шань характеризується чіткою поздовжньою зональністю. Всі тектонічні схеми складені для наймолодших палеозойських етапів деформацій. Найбільш прийнятною ми вважаємо схему О.К.Бухаріна (1985, 1989). За цією схемою в районі досліджень Серединний Тянь-Шань представлений Бозбутауською підзоною Чаткало-Наринської структурно-формаційної зони. Вона характеризується бозбутауським СФК. Південний Тянь-Шань входить у межі території досліджень Карачатирською (Північно-Букантауською) зоною. В ній чітко фіксовано декілька підзон, серед яких об`єктом нашого вивчення є майлісуйська, сересуйська, баубашатинська. Вік всіх СФК майже однаковий, головно, нижньо-середньопалеозойський, ордовик(?)–силур–нижньокам’яновугільний. Кожний СФК Пiвденного Тянь-Шаню містить вулканогенні формації.

У четвертому розділі “Формаційний склад палеозою Північно-Східної Фергани” зазначено, що з південного заходу на північний схід в будові регіону відокремлені бозбутауський орогенний вулканогенно-карбонатний СФК Серединного Тянь-Шаню, майлісуйський офіолітовий, сересуйський вулканогенно-кременистий і баубашатинський вулканогенно-карбонатний СФК Південного Тянь-Шаню. Всі ці СФК формаційно неоднорідні, а формації містять одну або декілька світ місцевих стратиграфічних схем, які свого часу виділили Г.С.Бiске, В.І.Бородаєнко, В.О.Кириченко, Ю.П.Кметь, В.М.Кегель, С.В.Литовчак, Г.М.Стасенко, В.М.Тюленев, С.В.Шульгін та ін. (1954–1996).

У підрозділі “Структурно-формаційний комплекс Серединного Тянь-Шаню”наведено, що бозбутауський орогенний вулканогенно-карбонатний СФК складений карасуйською андезит-ріолітовою (D2) та аiрмiнською кременисто-вапняковою (D2-C1) формаціями загальною потужністю 2140–4020 м.

Карасуйська андезит-ріолітова формація (D2) розвинута в межах палеостратовулкану центрального типу (сучасні гори Бозбу-Тоо). Вона охоплює бозбутауську серію (D2) і включає дві субформації: джолпокташську андезитову (12% формації) і бозбутауську ріолітову. Відмінною рисою андезит-ріолітової формації є диференційованість порід. Вміст SiO2 в них коливається від 52 до 76% за майже постійного вмісту суми лугів, хоча співвідношення Na2O/K2O зменшується від 1,18 для андезибазальтів до 0,43 для ріолітів. За петрохімічними характеристиками утворення формації належать до сублужних високоглиноземистих лейко- та мезократових порід калій-натрієвої і калієвої серій. Породам властивий високий коефіцієнт фракціонування. На спайдердіаграмах “порода–хондрит” середніх вмістів рідкісноземельних елементів (РЗЕ) для андезитів і ріолітів формації видно, що концентрації легких РЗЕ в 70–150 разів перевищують їхній вміст у звичайних хондритах, а важких РЗЕ – у 10–20 разів. Для андезибазальтів і андезитів простежується чітко виявлений, проте ослаблений європієвий мінімум. Для ріолітів він є різким.

Аiрмiнська кременисто-вапнякова формація (D2-C1) має потужнiсть, що змінюється від 1740 до 2420 м. На вулканiтах карасуйської формацiї вона залягає з кутовою незгiднiстю. Головними петротипами формації є карбонатні (вапняки, доломiтовi й доломiтистi вапняки, доломiти, вапняковi пiсковики й алевроліти) і кременисті породи. У об'ємі формацiї автором знизу вверх виділено такі лiто-комплекси: теригенно-карбонатний, карбонатний, кременисто-карбонатний, уламково-карбонатний.

Умови утворення СФК. Бозбутауський орогенний вулканогенно-карбонатний СФК є автономною квазiплатформною складовою каледонiд Серединного Тянь-Шаню (Киргизько-Казахського мікроконти-ненту) з режимом орогенної стабiлiзацiї. Ми підтримуємо точку зору про енсіалічну островодужну природу бозбутауського СФК протягом ордовику–середнього девону (Бискэ, 1996) над зоною субдукцiї, хоча карасуйській формації властивий розподiл і вміст РЗЕ, близький до аналогічних асоціацій активних околиць континентів андійського типу. Деструктивний характер геодинамічної обстановки підкреслюють співвідношення Ba/La – до 24 та La/Th – 2,9. Відсутність толеїтових базальтів дає змогу припускати, що швидкість субдукції не перевищувала 7 см/рік (Магматические породы, т.6, 1987).

У підрозділі “Структурно-формаційні комплекси Південного Тянь-Шаню” приділено увагу дослідженню таких СФК: баубашатинський вулканогенно-карбонатний, сересуйський вулканогенно-кре-менистий, майлісуйський офіолітовий

Баубашатинський вулканогенно-карбонатний СФК складають аккурганська формація масивних рифоїдних вапняків (D1-2), босогаташська (D2) карбонатно-вулканогенна (андезибазальтово-базальтова) та терекська карбонатна (D2-C1) формації. Потужність СФК – понад 3 км.

Аккурганська формація масивних рифоїдних вапняків (D1-2) представлена верхнью частиною, складеною сірими і світло-сірими масивними пелітоморфними вапняками. Неповна потужність формації – 250–300 м.

Босогаташська карбонатно-вулканогенна (андезибазальтово-базальтова) формація (D2) за об’ємом відповідає босогаташській світі. Її потужність мінлива і зростає у східному напрямі від 650–850 до 1500м. Вулканіти становлять 65-70% об’єму формації. Cеред них переважають літокластичні туфи (60-70%) та лави пористих й мигдалекам`яних базальтових порфіритів. У верхній частині формації лави й туфи перешаровані з горизонтами плитчастих вапняків і доломітів. За петрохімічними характеристиками базальти при середньому вмiстi кремнезему 47,46% мають суму лугiв 4,89%, високий вмiст TiO2 (2,05%), сумарного залiза (12,33%) i низький – MgO (4,89%). Вони належать до нормальних і вапнисто-лужних порід натрової i калiєво- натрової серiй. Це – меланократові з помірною й дещо підвищеною глиноземистістю високозалiзисті толеїтові базальти й андезибазальти з фенеровським типом диференцiацiї. На спайдердіаграмах “порода–хондрит” виявлено, що концентрації легких РЗЕ більш ніж у 70 разів перевищують вміст їх у звичайних хондритах, а вміст важких РЗЕ – лише у 2-10 разів. Європієвий мінімум слабко виражений. Співвідношення La/Yb становить 30,77; Ba/La – 4,08; La/Sm – 6,0; Ce/Yb – 52,56.

Терекська карбонатна формація (D2-C1) згідно залягає на босогаташській формації (D2) і перекрита мікститами башкир-нижньомосковського вiку. Потужнiсть карбонатної формацiї – 1100–1200 м. Головними її складовими є органогеннi, теригенні, хемогенні вапняки, доломiти, другорядними – силiцити (кременi, фтанiти). Рожево-сiрi масивнi та грубошаруватi доломiтистi вапняки подекуди утворюють бiогерми та бiостроми.

Умови утворення баубашатинського вулканогенно-карбонатного СФК за вертикальним рядом формацiй і петрохімічними особливостями можна паралелізувати з умовами океанських островів. Не виключене їхнє формування на підводних вулканах глибоководних улоговин і вулканiчних островів, розташованих уздовж трансформних розломiв. У Пiвнiчно-Схiднiй Ферганi в якостi трансформного розлому розглядають Таласо-Ферганський.

Cересуйський вулканогенно-кременистий СФК складений трьома суттєво кременистими формацiями: силурiйською сересуйською кременисто-сланцевою (S), айриташською вапняково-вулканогенно-кременистою (D1-2), каракольською кременисто-карбонатною(C1). Контакти даного СФК з iншими комплексами і межі мiж формацiями тектонiчнi. Неповна потужнiсть СФК – 770–1350 м.

Сересуйська кременисто-сланцева формація (S) характеризується ритмiчно-циклiчною будовою алевролiто-сланцевих або кременисто-сланцевих пачок. Кiлькiсть кременисто-вулканогенних порiд зростає на захiд і пiвдень вiд долини р. Шайдан (Бискэ, 1982) та вверх за розрiзом до 30% (Кириченко, 1981). Головними членами формацiї є тонкошаруватi темно-сiрi й зеленувато-сiрi глинисті і вуглецево-кременисто-глинистi сланці, перешаровані з силiцитами, полiмiктовими пiсковиками, вапняками, базальтовими порфiритами, їхніми туфи й туфiтами. За петрохімічними параметрами базальтові порфірити сересуйської формації – низько- i помiрноглиноземистi, натрiй-калiєвi i натрієвi, мезократовi високозалізисті толеїтові породи нормальної i сублужної серій з фенеровським типом диференцiацiї.

Айриташська вапняково-вулканогенно-кремениста формація (D1-2) у районі досліджень представлена лише нижньою частиною розрiзу потужнiстю 250–300 м. Формація загалом складена ритмiчно-циклiчно i неритмiчно перешарованими яшмоїдними силiцитами, глинисто-кременистими сланцями, алевролiтами, вапняками. В мiнливiй кiлькостi (вiд 5–10 до 20–30%) наявні вулканiти основного i середнього складу. Це – низько- i помiрноглиноземистi, натрiєвi i калiєво-натрiєвi, мезо- і меланократовi високозалiзисті толеїтові базальти й андезити нормальної i сублужної серiй.

Каракольська кременисто-карбонатна формація (C1) зі структурною незгiднiстю перекрита флiшоїдними та мiкститовими утвореннями нижньомосковського вiку. Потужнiсть формацiї не перевищує 250–300 м. Головними петротипами є кременисто-глинистi сланцi, кременi, фтаніти, туфопiсковики, вапняки. Вони часто перешаровуються у приблизно рiвних кiлькiсних спiввiдношеннях.

Сересуйський вулканогенно-кременистий СФК формувався у глибокому морському басейні з численими джерелами постачання матеріалу та різними шляхами його надходження до місця седиментації. Вулканогенні утворення сересуйської (S) формації за особливостями хімізму відповідають базальтам N-типу та T-типу СОХ. Вулканіти айриташської (D1-2) формації близькі за складом до базальтів Е-типу СОХ або базальтів широких окраїнних басейнів з незначним впливом зон субдукції. За характером кременеутворення породи еволюціонують від яшмоїдних до фтанітоїдних. Даний СФК розвивався на корі океанічного типу, яка з часом трансформувалася в кору перехідного типу. Його можна зіставити з утвореннями абiсальної рiвнини або континентального пiднiжжя.

Майлiсуйський офiолiтовий СФК являє собою офiолiтову асоцiацiю. Знизу догори її складають: нижньопалеозойські наринська дунiт-гарцбургiтова (PZ1) і акджольська габроїдна (PZ1) формації, тагарганська формацiя натрових метабазальтiв (O?-S), верхньосилурійсько-середньодевонські кубагильська долеритова (S2-D2) і кизилбiїтська карбонатно-вулканогенна (S2-D2) формації та чалкинська теригенно-вапняково-кремениста (D3-C1) формація. Загальна неповна потужнiсть СФК – понад 1,5–2 км. Майлiсуйський СФК утворює смугу з мінливою шириною (від декiлькох кiлометрiв до декiлькох десяткiв кiлометрiв), яка тягнеться з північного заходу на південний схід, вiд басейну р. Мал-Калдик до басейну р. Кара-Кель. Крiм того, їхні виходи знайдено в басейнi р. Ак-Балик-Сай. Всi названi вище формацiї алохтонно залягають в пакетi тектонiчних пластин, межі мiж якими марковані серпентинiтовим або полiмiктовим меланжем.

Наринська дунiт-гарцбургiтова формація (PZ1) формує смугу серпентинiтового меланжу шириною до 1,5 км, в якому трапляються олістоліти і олістоплаки гарцбургітів, дунiтів, серпентизованих гарцбургiтів і апогарцбургiтових серпентинiтів. У серпентинiтах концентрацiя РЗЕ в 3–4 рази перевищує хондритові. Крива на графiцi “порода–хондрит” майже горизонтальна, зі слабким Eu-мiнiмумом. Вмiст розсiяних елементiв близький до кларкового в ультраосновних породах, за дефiциту титану й ванадiю.

Акджольська габроїдна формацiя (PZ1) за проведеними дослідженнями включає iнтрузиви трьох типів, що розрізняються за складом і будовою. Масиви лерцоліт-габроноритової субформації представлені як смугастими ритмічно розшарованими, так однорiдними габроїдами. Силоподiбні тiла габродолеритової субформації і великі конкордатні інтрузиви верліт(?)-габрової субформації мають просту розшаровану будову. Вмiст РЗЕ в габроїдах формацiї порівняно з хондритами засвідчує, що найпримiтивнішим є однорiдне габро. Спайдердiаграма їхніх складiв розмiщена найнижче i має характеристичний Eu-мiнiмум. Бiльше збагаченi РЗЕ габродолерити силiв i, особливо, великих інтрузивів. Для них характернi постiйнi позитивнi Eu-аномалiї, якi свідчать про iнтенсивну магматичну кумуляцiю плагіоклазу. Утворення лерцоліт-габроноритової і габродолеритової субформацій належать до натрієвої серії нормального ряду і нарощують тренд дуніт-гарцбургітової формації. Породи верліт(?)-габрової субформації мають калій-натрієву серіальність вапнисто-лужного ряду. Всі таксони тяжiють до океанiчних базальтiв. Їхня неповна потужнiсть – 400–600 м. Вiк за геологiчним положенням визначено як нижньопалеозойський.

Тагарганська формацiя натрових метабазальтів (O?-S) простежена у вигляді розрізнених фрагментів, тому потужність її оцінено недостатньо надійно – 900–1300 м. Беручи до уваги данi попередників (Бискэ, 1982, 1996; Шванов, 1970, 1983; Ванина, Войнович, 1982; Христов, Миколайчук, 1986), ми приймаємо вiк формацiї як нижньо-середньопалеозойський – ордовик(?)-силурiйський.

Формацiя складена переважно (80%) незакономiрним чергуванням апобазальтових i апотуфових актинолiт-цоїзитових (кліноцоїзитових), хлорит-актинолiтових, альбiт-цоїзит-актинолiтових, рiдше альбiт-хлорит-епiдотових сланцiв та масивних метабазальтiв, спiлiтiв, метадолеритів. Потужнiсть окремих стратифiкованих одиниць коливається вiд перших метрiв до перших десяткiв метрiв. Поблизу покрівлі формацiї наявні горизонти метаморфізованих агломератових i брилових лiтокластичних туфiв основного складу. У підпорядкованій кількості трапляються вулканотеригеннi пiсковики, грауваки, лiнзоподібні прошарки мармуризованих вапнякiв, кременистi сланцi. В усiх типах порiд дуже поширенi ознаки катакластичних структур. Породи формації метаморфізовані в умовах фації зелених сланців.

Складові групи базальту, афірові та порфірові метабазальти й метадолерити, мають сланцювату і масивну текстури, паралелепiпедальну, стовпчасту, нечiтко виражену брилову та кульову окремості. У середньому вони містять 47,52–49,26% кремнезему, 2,65% лугiв, причому значно переважає натрій (Na2O/K2O – 6,55–13,0). Це -– породи нормальної лужностi, помiрноглиноземистi, натрiєвi, мезократовi високозалiзисті i рідше високомагнезiальні толеїтові базальти. Вмiст РЗЕ в базальтах формацiї в 5–20 разів перевищує концентрацiї в хондритах. Тренди субгоризонтальнi. Європiєвий мiнiмум не виявлений або слабкий. Концентрацiї спектрiв РЗЕ в переважнiй бiльшостi подібні на тренди лерцолiтової серiї для мантійних перидотитів (Irving, 1980). У формації натрових метабазальтів співвідношення Ce/Yb і Sm/Ndстановлять 4,4 і 0,338 для базальтів, 2,72 і 0,325 – для туфів.

Породи кубагильської долеритової формації (S2-D2) інтрудують утворення тагарганської (O?-S) формацiї натрових метабазальтiв. Вперше їх охарактеризували Є.В.Христов та ін. (1986), пiзнiше С.О.Куренков та ін. (1995). У вертикальному розрізі ми виявили такі елементи: 1) комплекс “силу у силi”, пiдсиловi i межсиловi дайки (межирiччя рр. Кирара–Тагарган-Сай); 2) субширотні крутоспадні пластинчасті дайки (межирiччя рр. Киркара–Куба-Гюль-Сай–Кічи-Ак-Джол); 3) субмеридiональні паралельні дайки типу “дайка в дайці” (межирiччя рр. Куба-Гюль-Сай–Кулома); 4) ізольовані або зближені рої порівняно потужних дайок, поширених мозаїчно (г.Кугай; вододiл рр. Кугай–Абдисай). Межі мiж стратифікованими елементами розрізу тектонiчнi, вони маркованi парагенезами серпентинiтового меланжу. За петрохiмiчними параметрами утворення долеритової формацiї подiлено на двi групи. Домінують низькоглиноземистi мезократовi високомагнезіальні долерити і метадолерити нормального ряду натрієвої серії (перший–третій елементи). Долерити другої групи (четвертий елемент) є низькоглиноземистими меланократовими сублужними породами натрієвої і калiй-натрієвої серiй. На спайдердіаграмах найпримітивнішими виглядають спектри розподілу РЗЕ першої групи долеритів, що подібні до трендів лерцолітової серії (Irving, 1980); вони збагачені важкими РЗЕ в 5–10 разів і мають співвідношення Ce/Yb – 2,12; Sm/Nd – 0,315, близькі до речовини мантії (Wilson, 1987). Отже, в кубагильській формації є дві субформації: одна належить до нормального ряду натрієвої серії і пов’язана з комплексами дайок та силів, приурочених до видовжених зон постійного тривалого розтягання та неперервного базальтового вулканізму (Магматические горные породы, т.3, 1985), друга представлена сублужними натрієвими і калій-натрієвими долеритами, більше характерними для зон мозаїчного розсіяного спредінгу.

Кизилбейїтська карбонатно-вулканогенна формація (S2-D2) має неповну потужнiсть, яка за розрiзами в межах дослiджуваної територiї, становить 600–850 м. Головні члени – це базальти, спiлiти, гiало-базальти, апотуфові альбiт-хлорит-епiдотові сланцi, туфопiсковики, ритмiти (Ботвинкина, 1966), грауваки, другорядні – мармуризованi біогенні, хемогенні й уламкові вапняки. Вміст базальтоїдів у формації як у вертикальному, так і в латеральному напрямах невитриманий і коливається вiд 50 до 80%. Вони тяжіють до низів формації. Коефіцієнт експлозивності зростає до 50%. Верхи формації збагачені кременисто-карбонатним і теригенним матеріалом, що проявлено в широкому розвитку ритмітів, які надають формації специфічного вигляду.

Ритміти формації вперше виділені нами [3, 9]. Їхня потужність змі-нюється знизу догори формації від 0,8–1,5 мм до 4,5–5,2 см. У нижнiй частинi формацiї переважають кременисто-туфовi, кременисто-туфі-тові, карбонатно-туфітові та карбонатно-кременисто-попеловi ритмiти, у верхнiй частiше трапляються туфово-вапняковi та кременисто-карбонатнi ритмiти, які згодом замiщуються чергуванням пiроклас-тичних i карбонатних порiд. Ритміти формації за ознаками циклітів А.Боума (1962) можна зачислити до турбідитів.

Серед ефузивiв формацiї наявні толеїтовi й сублужнi базальти. Вміст кремнезему в них коливається в межах 44,20–48,22%, сума лугiв--становить 2,90–3,32%. За петрохімічними параметрами складається враження, що в даній формації виділються парагенезиси утворень нормальної і вапнисто-лужної помірномагнезіальної та вапнисто-лужної високомагнезіальної (бонінітової) серій. Комагматичними до них ми вважаємо утворення кубагильської долеритової формації.

На спайдердіаграмах тренди для легких РЗЕ базальтів формації у 15–25 разів перевищують хондритові, для важких РЗЕ вони майже ідентичні хондритовим. Тренди порівняно диференційовані, наближаються до субгоризонтальних і в переважнiй бiльшостi корелюються з трендами верлiтової серії для мантійних перидотитів (Irving, 1980). За характером розподілу РЗЕ вулканіти кизилбейїтської формації наближаються до базальтів Е-типу CОХ: Ce/Yb – 4,4 для базальтів, 2,72 – для туфів, Sm/Nd – відповідно, 0,337 і 0,342. Вони порівняно збагачені барієм: Ва/La –33,784 і 32,766, відповідно.

У чалкинській теригенно-вапняково-кременистій формації (D3-C1) знизу догори видiлено кременисту, кременисто-теригенну та кременисто-теригенно-вапнякову парагенерації загальною потужністю 520–650м.

Умови утворення. Вулканогенні формації майлісуйського СФК генетично пов’язані з різніми офіолітовими асоціаціями. Нижня (O(?)-S), лерцолітова офіолітова асоціація включає наринську дуніт-гарцбургітову, акджольську габроїдну (лерцоліт-габроноритову й габродолеритову субформації) формації і завершується тагарганською формацією натрових метабазитів. Вона має параметри, які властиві для геодинамічних обстановок океанічних рифтових зон повільного спредінгу. Верхня, верлітова (S2-D2) офіолітова асоціація складається з акджольської габроїдної (верліт(?)-габрова субформація), кубагильської долеритової і закінчується кизилбейїтською карбонатно-вулканогенною формацією. Вона характеризується особливостями, близькими до геодинамічних обстановок енсиматичної острівної дуги c задуговим окраїнно-морським басейном швидкого розсіяного спредінгу. Кожна з офіолітових асоціацій у структурі СФК займає своє просторове положення. Структурно лерцолітова асоціація тяжіє до вищих рівнів офіолітового СФК і маркує вісь сутури між Серединним і Південним Тянь-Шанем, верлітова – локалізована в структурно нижчих рівнях СФК. Офіолітові асоціації групуються в паралельні парні пояси.

У п’ятому розділі Формаційний аналіз нижнього-середгього палеозою Північно-Східної Фергани” наведено відомості про вертикальні й горизонтальні ряди вулканогенних формацій СФК, розглянутих у дисертації, особливості тектонічної будови регіону, речовинні й вікові характеристики мікститових горизонтів, що розмежовують СФК, геологічну історію та корисні копалини.

У підрозділах “Вертикальні ряди формацій структурно-формаційних комплексів” та “Латеральні ряди структурно-формаційних комплексів і вулканогенних формацій” зазначено, що геодинамічні обстановки становлять латеральний ряд нижньо-середньопалеозойських СФК, перехідних від континенту до океану: бозбутауський орогенний вулканогенно-карбонатний СФК Серединного Тянь-Шаню – баубашатинський вулканогенно-карбонатний СФК – сересуйський вулканогенно-кременистий СФК – майлiсуйський офiо-лiтовий СФК Південного Тянь-Шаню. Просторове поширення і взаємовідношення СФК дають змогу говорити про наявність у регіоні двох латеральних формаційних рядів вулканітів двох тектоно-магматичних циклів: каледонського і герцинського.

Каледонский цикл (O?-S) представляє рання, лерцолітова, офіолітова ассоціація. Її за латераллю заміщує кременисто-сланцева (S) формація сересуйського СФК. Цей латеральний ряд формацій, скоріше за все, відповідає геодинамічним умовам повільного спредінгу СОХ або окраїнних басейнів і абісальній рівнині.

Герцинський цикл (S2-D2) характеризується пізнішою (S2-D2), верлітовою, офіолітовою ассоціацією майлісуйського СФК. За латераллю, в бік океану, вона заміщується айриташською карбонатно-вулканогенно-кременистою (D1-2) формацією сересуйського СФК і босоготашською карбонатно-вулканогенною (D2) формацією баубашатинського СФК, а в бік Киргизько-Казахського континенту (Серединний Тянь-Шань) – карасуйською андезит-ріолітовою (D2) формацією бозбутауського орогенного СФК. Відповідно, в пізньосилурійсько-девонський (і ранньокам’яновугільний) час район досліджень перебував у перехідних геодинамічних умовах: в бік океану – енсіматична острівна дуга (з зоною

задугового швидкого і розсіяного спредінгу) – абісальна рівнина з океанічними островами; у бік континенту – енсіалічна острівна дуга. Не виключено, що на процеси магмогенерації впливали аномальні мантійні потоки, контрольовані трансформними зонами. Енсіалічна острівна дуга внаслідок колізії “континент–дуга” на кінець середнього девону (?) перетворилася на пасивну окраїну.

Латеральний ряд живетсько-серпухівських формацій свідчить про відсутність вулканізму в регіоні досліджень і Південному Тянь-Шані загалом (Буртман, 1984). Цей ряд представляють такі формації: аірмінська кременисто-вапнякова (D2-C1) бозбутауського СФК – терекська карбонатна (D2-C1) баубашатинського СФК – каракольська кременисто-карбонатна (C1) сересуйського СФК – чалкинська теригенно-вапняково-кремениста (D3-C1) майлісуйського СФК. Зазначені геологічні ситуації характеризують тектонічний розвиток північного крутого борту Туркестанського палеоокеанічного басейну.

В третьому підрозділі “Нижньокам’яновугiльнi мiкститовi комплекси Пiвнiчно-Схiдної Фергани” наголошено на значенні у розшифруванні послідовності рухів арасланбобського башкирського i чаакського нижньомосковського мікститових (олiстостромових) комплексів. Перший зафiксовано в пiдошвi баубашатинського СФК, другий – в основi майлiсуйського. Структурне становище мiкститових комплексiв у пiдошвi СФК, характер їхнього уламкового матерiалу, визначення вiку матриксу [20] i, зрештою, часу їхнього становлення дають змогу припустити, що на першому деформацiйному етапi СФК Пiвденного Тянь-Шаню переміщувалися на пiвнiчний захiд, у бік Серединного Тянь-Шаню. Структурно нижнiм у сучаснiй будовi Пiвнiчно-Схiдної Фергани є баубашатинський СФК, вище знаходиться сересуйський, структурно верхнiм є майлiсуйський офiолiтовий СФК.

У четвертому підрозділі “Деякі особливості будови палеозою Північно-Східної Фергани” акцентовано увагу на тому, що в сучасній структурі регіону герцинські СФК утворюють дивергентну синформу з південною і південно-західною вергентністю дослідженого західного крила. Автохтонна (вірогідно, параавхтохтонна) її частина за особливостями формаційної будови аналогічна каледонідам Серединного Тянь-Шаню. Алохтонна її частина (Південний Тянь-Шань) представлена шар'яжованими один на другий герцинськими СФК, які формують три групи структурних покривів [4, 13, 15]. Структурно нижнім є баубашатинський вулканогенно-карбонатний СФК, в підошві якого встановлено мікститовий комплекс башкирского віку. Вище розміщується сересуйський вулканогенно-кременистий СФК. Верхнє положення займає майлісуйський офіолітовий СФК з нижньомосковськими мікститами в основі. Формування структур у Північно-Східній Фергані пов’язується з автономними тектонічними рухами в крайових частинах Туркестанського асиметричного палеоокеану при його швидкому (>15 см/рік) закритті. Покривно-складчаста структура в Південно-Східній Фергані однотипна за положенням і внутрішньою будовою з описаною для Атбашинського хребта (Христов, 1974; Бискэ, 1996) та Центральних Кизилкумів (Мухин и др., 1989; Шульц, 1974; Савчук, Мухин, 1993).

У п’ятому підрозділі “Історія геологічного розвитку Північно-Східної Фергани в палеозої” наведено послідовність геологічних подій у Туркестанському океані, починаючи від спредінгу в ранньому палеозої (ордовику?) і закінчуючи акреційно-колізійними процесами в кам’яновугільний час. Кінематична реконструкція структури регіону припускає такий механізм становлення, за яким у Північно-Східній Фергані в башкир-ранньомосковський час океанічні офіоліти, вулканогенно-кременисті та вулканогенно-карбонатні острівні утворення СФК герцинського Південного Тянь-Шаню зазнали обдукції на окраїну Киргизько-Казахського мікроконтиненту (каледонські СФК Серединного Тянь-Шаню) у період її стабілізації (Буртман, 1976; Бакиров и др., 1984). Характер деформаційного ансамблю Фергани подібний до складчастої споруди, що її утворюють мезозоїди Карпатського регіону (Круглов, 1987; Гнилко, 1998; Бокун, 2002).

У шостому підрозділі “Корисні копалини структурно-формаційних комплексів Північно-Східної Фергани” зазначено, що корисні копалини пов’язані з декількома генетичними типами родовищ і рудопроявів: власне магматичним (хром), осадово-вулканогенним (залізо, манган, поліметали), едафогенним (формування підводних кір вивітрювання), гідротермальним (азбест, тальк). Найперспективішими вважають три останні. З ними асоційована ціла низка рудопроявів, серед яких важливе місце посідають поліметали і золото. Історично-генетичний аналіз геодинамічних подій району дає змогу прийняти субдукційно-гідротермальну модель (Савчук, Мухин, 1991) локалізації корисних копалин.

В и с н о в к и

1. Кожній нижньо-середньопалеозойській структурно-формаційній одиниці Північно-Східної Фергани відповідає свій структурно-формаційний комплекс, який містить вулканогенні формації основного складу. Палеозойські вулканогенні формації різних СФК за характером будови породних парагенезисів, петрогеохімічними та історико-геологічними особливостями є індикаторами геодинамічних умов, в яких вони розвивались. Важливе значення для реконструкції геодинамічних і фаціальних обстановок має виявлення парагенезису їх з осадовими формаціями.

2. Основні породи нижньо-середньопалеозойських вулканогенних формацій майлісуйського, сересуйського, баубашатинського СФК близькі за хімічним складом і представлені головно толеїтовими натрієвими базальтоїдами нормального і сублужного рядів. Вони відповідають океанічним толеїтам і належать до магматичних утворень різних геодинамічних обстановок енсіматичних структур. Босоготашська вулканогенно-карбонатна (андезибазальт-базальтова) формація баубашатинського СФК притаманна океанським островам. Сересуйська кременисто-сланцева і айриташська вапняково-вулканогенно-кремениста формації сересуйського СФК утворювались в умовах внутрішньоплитних океанських обстановок. У майлісуйському СФК наявні дві вулканогенні формації та комагматичні до них гіпабісальні. Тагарганська формація натрових метабазальтів завершує нижньопалеозойську (ордовик?-силур) лерцолітову офіолітову асоціацію, для якої реставровано умови рифтових зон повільного спредінгу океанічних басейнів. Верхньосилурійсько-середньодевонська кизилбейїтська і кубагильська долеритова формації верлітової офіолітової асоціації характеризуються геодинамічними обстановками енсіматичної острівної дуги з задуговим окраїнно-морським басейном швидкого розсіяного спредінгу. Офіолітові асоціації утворюють взаємопаралельні парні пояси.

3. Вулканіти середньодевонської андезит-ріолітової формації бозбутауського СФК відрізняються від решти магматичних утворень регіону за ступенем диференціації, підвищеними лужністю і глиноземистістю, калій-натрієвою серіальністю. Вони формувалися на корі континентального типу в умовах енсіалічної острівної дуги над зоною каледонської субдукції.

4. Латеральний аналіз СФК дає змогу побудувати формаційні ряди двох тектономагматичних циклів: каледонського і герцинського. Каледонський цикл представлений формаціями ордовику(?)–силуру, герцинський – формаціями верхнього силуру–девону–нижнього карбону. Каледонський етап характеризується нижньопалеозойською офіолітовою асоціацією майлісуйського СФК, яка завершується тагарганською формацією натрових метабазальтів. За латераллю вона заміщується сересуйською кременисто-сланцевою формацією сересуйського СФК. Латеральний ряд реконструйованих геологічних ситуацій має параметри, властиві океанічним рифтовим зонам спредінгу СОХ або окраїнних басейнів і абісальної рівнини. Герцинський цикл характеризується верхньосилурійсько-середньодевонською офіолітовою асоціацією майлісуйського СФК, яка нарощується кизилбейїтською карбонатно-вулканогенною формацією. За латераллю, в бік океану, вона заміщується нижньо-середньодевонською айриташською вапняково-вулканогенно-кременистою формацією сересуйського СФК і середньодевонською босоготашською карбонатно-вулканогенною (андезибазальт-базальтовою) формацією баубашатинського СФК, у бік Киргизько-Казахського мікроконтиненту – середньодевонською андезит-ріолітовою формацією бозбутауського СФК. Відповідно, у пізньоси-лурійсько-девонський (і ранньокам’яновугільний) час район досліджень знаходився у перехідних геодинамічних умовах: у бік океану – енсіматична острівна дуга – абісальна рівнина з океанічними островами, у бік континенту – енсіалічна острівна дуга. На кінець середнього девону енсіалічна острівна дуга внаслідок колізії “континент–дуга” перетворилася на пасивну окраїну.

5. В башкирсько-ранньомосковський час у Північно-Східній Фергані внаслідок акреційно-колізійних процесів сформувалися групи структурних покривів. Структурно нижнім у них є баубашатинський вулканогенно-карбонатний СФК, в підошві якого виявлено башкирський мікститовий комплекс. Вище розміщений сересуйський вулканогенно-кременистий СФК. Верхнє структурне положення займає майлісуйський офіолітовий СФК з нижньомосковським мікститовим комплексом в основі. Мікститові комплекси несуть ознаки олістостроми і структурованого меланжу. В сучасній структурі майлісуйський, сересуйський, баубашатинський СФК утворюють дивергентну синформу з загальною північно-західною і локальною південною і південно-західною вергентністю західного крила.

6. Сучасне структурне становище палеоокеанських майлісуйського, сересуйського, баубашатинського СФК реалізоване через обдукцію їх на бозбутауський орогенний СФК Киргизько-Казахського мікро-континенту (Серединний Тянь-Шань). Виявлено принципову структурну подібність герцинської споруди Північно-Східної Фергани та мезозоїд Карпат.

7. Північно-Східна Фергана має гетерогенну будову. В її межах представлені СФК Серединного і Південного Тянь-Шаню. Параавтохтон (бозбутауський каледонський орогенний СФК) – це перекритий покривами Серединний Тянь-Шань. Алохтон – Південний Тянь-Шань, складений герцинськими СФК: баубашатинським вулканогенно-карбонатним, сересуйським вулканогенно-кременистим, майлісуйським офіолітовим .

8. З нижньо-середньопалеозойськими вулканогенними (і магматичними загалом) формаціями регіону пов’язана низка металевих і неметалевих корисних копалин, природа, якісні та кількісні характеристики яких зумовлені специфікою умов утворення СФК у певних геодинамічних обстановках. Головні результати досліджень можна використовувати для деталізації геологічних моделей розвитку регіону, розробки прогнозно-розшукових критеріїв і ознак золото-сульфідного та інших типів зруденіння.

Список опублікованих робіт